Данный сегмент лежит непосредственно к востоку от предыдущего и включает наиболее крупную в океане Центральную котловину и продолжающий ее на севере Бенгальский залив. На западе граница определяется трансформным разломомх проходящим почти непосредственно к востоку от Мальдивского хребта, а на востоке по аналогичному разлому 92° к востоку от Восточно-Индийского хребта. Этот последний разлом до начала олигоцена служил границей Индийской и Австралийской литосферных плит. Севернее, на востоке Бенгальского залива, граница проходит вдоль зоны субдукции, окаймляющей Андаманские и Никобарские острова и Индобирманские цепи. На юго-западе сегмент граничит с системой аномалий южного окончания Аравийско-Индийского и Юго-Восточного Индийского молодых спрединго-вых хребтов.
Основным отличием Центральной котловины от Западно-Аравийской является более раннее формирование ее океанской коры, относящееся к началу мела. Об этом свидетельствуют магнитные аномалии, зафиксированные к юго-западу (М10 - М8) и к северо-востоку (М11-М0) от о-ва Шри Ланка, последние уже в Бенгальском заливе. Простираются они с северо-запада на юго-восток. Южнее развита полная серия линейных магнитных аномалий от А34 до А21-А20, простирающихся широтно, омолаживающихся к югу и смещенных вдоль целой группы меридиональных трансформных разломов (см. ниже, рис. 14-5). Смещение аномалии А21 по западному пограничному с Аравийской котловиной разлому составляет >2000 км.
Дно Центральной котловины опущено на глубину 5-6 км и несет лишь маломощный и фрагментарный слой осадков, но севернее 8° с.ш. занято грандиозным конусом выноса Ганга и Брахмапутры, самым крупным в мире, протянувшимся на 3,5 тыс. км, достигающим мощности 12 км и образованным за счет размыва Гималаев, интенсивно протекающим начиная с позднего миоцена.
Особый интерес представляет обнаруженная южнее, в полосе шириной ~ 1000 км и протяженностью 1600 км с востоко-северо-восточным простиранием система совершенно необычных по интенсивности для внутренних районов океанских плит складчато-раз-рывных дислокаций, затрагивающих как осадочный чехол, так и консолидированную кору. Дислокации эти выражены складками шириной 100-300 км и высотой 3 км, нарушенными многочисленными сбросами с амплитудой в десятки и сотни метров. Кроме того, наблюдаются зоны взбросо-надвиговых ступенчатых дислокаций (рис. 14-6). Верхняя часть чехла, отвечающая плиоцену-квартеру, этими деформациями уже не затронута. Вся эта зона деформаций характеризуется высокой сейсмичностью, также необычной для внутри-плитных обстановок, распространяющейся и за ее пределы, и сильно повышенным, хотя и не повсеместно, тепловым потоком. Наиболее правдоподобное объяснение происхождения этой зоны деформаций связывает его с побочным эффектом торможения Индо-Авст-ралийской плиты при ее столкновении с южным краем Евразии в олигоцене-миоцене. При этом, как предполагают Е.В.Вержбицкий и Л.И.Лобковский, происходит проскальзывание коры относительно литосферной мантии, спокойно погружающейся под Индостан и Тибет, вдоль ее серпентинизированного верхнего слоя. В этой модели находят объяснение и повышенные в данной зоне сейсмичность и тепловой поток.
Восточным окончанием Центральной котловины является Восточно-Индийский хребет (хребет 90-го градуса в зарубежной литературе). Это уникальная по своему масштабу - 5000 км длиной - структура подобного рода, впрочем имеющая своим аналогом и «визави» описанный выше Мальдивский хребет. В отличие от последнего это целиком подводное поднятие, лежащее на глубине 2-2,5 км, с отдельными вершинами, поднимающимися до 1,0-0,5 км от уровня моря. Ширина хребта -200 км, превышение над смежными котловинами, к которым он обрывается уступами, до 4 км. Средняя часть хребта с восточной стороны сопровождается желобом глубиной до 6,3 км. Менее глубокий желоб протягивается вдоль западной стороны северной части хребта. На севере он погружается под Бенгальский конус выноса, расщепляя его на две лопасти - большую западную, приуроченную к Бенгальскому заливу, и меньшую восточную, заполняющую северные части котловины Уортон и Зондского желоба.
Восточно-Индийский хребет разделен в продольном направлении сбросо-сдвигами северо-восточного простирания, на юге продолжающими разломы Юго-Восточного Индийского хребта и представляющими, очевидно, более молодые структуры, чем трансформные разломы Центральной котловины.
Параллельность трансформным разломам Центральной котловины и положение на ее краю дали повод полагать, что Восточно-Индийский хребет возник вдоль трансформного разлома на границе Индийской и Австралийской плит, но детальные исследования показали, что эта граница проходит несколько восточнее хребта, вдоль отмеченного выше желоба и разлома на 92° в.д.
Сейсмические исследования и пробуренные в пределах хребта 8 скважин глубоководного бурения показали, что хребет сложен в верхней части толеитовы-ми базальтами, более всего сходными с базальтами океанских островов, перекрытыми рифогенными известняками. Очевидно, в свое время вершины хребта представляли атоллы, подобные атоллам Мальдивского хребта. Возраст базальтов, вскрытых скважинами, систематически повышается с юга на север от 36 млн лет (поздний эоцен) до 75 млн лет (кампан). Это обстоятельство, наряду с погружением хребта в том же направлении, решающим образом свидетельствует в пользу гипотезы о происхождении хребта в результате движения Индийской плиты к северу над плюмом в ее основании, тем более что отмеченная возрастная последовательность хорошо согласуется со скоростью смещения плиты в 9 см/г. в позднем мелу и раннем палеогене. Крайней северной проекцией этого плюма могут быть траппы Раджмахала в окрестностях Калькутты с возрастом 100-106 млн лет (альб).
Южное окончание Восточно-Индийского хребта вступает в торцовое сочленение с широтно простирающимся Западно-Австралийским поднятием, лежащим уже на границе юго-восточного сегмента океана. А к востоку от Восточно-Индийского хребта мы попадаем в восточный, приавстралийский субсегмент рассматриваемого северо-восточного сегмента, ограниченный на севере Зондским желобом, на юге - Западно-Австралийским поднятием, а на востоке - Австралийским континентом. Непосредственно к востоку от Восточно-Индийского хребта и к югу от окаймляющего Зондский желоб одноименного вала здесь располагается котловина Уортон, или Кокосовая, северная часть которой занята восточной лопастью Бенгальского конуса выноса, а южная опускается до 5 и более километров. В этой котловине установлена система широтных линейных магнитных аномалий отАЗЗ на юге до А19 на севере. Это омоложение в северном, а не южном, как в Центральной котловине, направлении показывает, что породившая их ось спрединга находилась еще севернее и, очевидно, субдуцировалась под Зондскую островную дугу. Реликт этой оси спрединга, которому
отвечает погребенный под осадками хребет, сохранился в северо-западной части котловины. Данная ось спрединга проходит между аномалиями А19 (средний эоцен). Вплоть до этого времени и начиная с раннего мела она разделяла Индийскую и Австралийскую ли-тосферные плиты, которые после ее отмирания слились в одну плиту.
Котловину Уортон и ее систему широтных магнитных аномалий пересекают меридионально ориентированные трансформные разломы; самым крупным из них является разлом Инвестигейтор. Бурением в ложе котловины вскрыты осадки верхнего мела и нижнего палеогена, подстилаемые базальтами.
Котловина Уортон замыкается на юге одноименным валом, который отделяет ее от Западно-Австралийской котловины. Кокосовый вал протягивается на 1200 км на запад от Зондского краевого вала и увенчан Кокосовыми же островами и о-вом Рождества - коралловыми атоллами, в основании которых залегают щелочные базальты миоцен-эоценового возраста.
Рубрика ‘Индийский и Южный океаны’ Category
В истории Индийского океана принято различать три главных этапа. Первый из них начался в конце средней юры, -160 млн лет т.н., и продолжался до середины мела. В отличие от Атлантики, заложение Индийского океана произошло целиком в пределах Гопдва-ны, которая в позднем палеозое и раннем мезозое граничила на севере с океаном Тетис. Началу спрединга в Индийском океане предшествовало образование в ото же время мощной континентальной рифтовой системы, фрагменты которой сохранились в Восточной Африке, на западной окраине Мадагаскара п Индии, а также северо-западной и западной окраине Австралии. Вдоль восточпоафрикапской ветви этой системы морские трансгрессии проникали далеко на юг начиная со средней перми, то же имело место па северо-западной и западной окраинах Индостана. Непосредственно перед переходом от рифтипга к спреднпгу, в ранней и средней юре на обширном пространстве периферии южной половины будущего океана широко проявился трапповый магматизм - В Патагонии, Южной Африке, Восточной Антарктиде, Тасмании и даже Новой Зеландии.
Океанская кора, возникшая на этом первом этапе развития Индийского океана (рис.14-10,14-11), начавшемся 160 млн лет т.н., сохранилась в его периферических частях - в Сомалийско-Мозамбикском бассейне, в море Уэдделла, на севере Центральной котловины - к юго-западу от Шри Ланки, в Бенгальском заливе и к северо-западу и западу от Австралии. Эти данные указывают на отделение Восточной Гондваны в составе Индии с Шри Ланкой, Мадагаскара с Сейшеллами, Антарктиды и Австралии от Африки и Аравии. Мадагаскар сместился относительно Африки первоначально к югу вдоль разломов Дэви и Принс-Эдвард. Началось и отделение севера «Большой Индии», включавшей Гималаи, от Австралии, но южная Индия оставалась солидарной с Антарктидой и Австралией. Сохранившаяся ось спредиыга в первом районе, на западе, простирается широтно, а во втором, на востоке, близ Австралии, скорее меридионально. Можно предполагать, что через трансформные разломы они были связаны с осью спрединга Неотетиса, протягивавшейся севернее Индии и Австралии (к которой, по некоторым представлениям, примыкал Кабульский блок). На второй стадии данного этапа произошло полное отделение Индии от Австралии-Антарктиды за счет продвижения оси спрединга из впадин Арго и Гаскойн к югу, во впадины Кювье и Перт. Но Мадагаскар, Сейшеллы и Шри Ланка оставались с ней связанными. К этой стадии, отвечавшей неокому, относится и раскрытие Бенгальского залива, которому предшествовал трапповый магматизм Раджмахала. Спрединг в Неотетисе, между Тибетом и Индией, прекратился в конце данного этапа.
Второй этап развития Индийского океана охватывает поздний мел и ранний палеоген до среднего эоцена (-43 млн лет) включительно. Точное время перестройки, реорганизации плит, знаменующей переход от первого этапа ко второму, определить затруднительно, так как оно приходится на аит-туронский период спокойного магнитного поля; условно можно относить его к середине мела, -100 млн лет т.н. Главным событием этого этапа явилось отделение Индии от Антарктиды и ее быстрый дрейф к северу со скоростью до 13 см/г., закончившийся в конце этапа столкновением Индии с Евразией. К этому времени прекратился спрединг в котловине Уортоп и Индийская плита сомкнулась с Австралийской, образовав единую Индо-Авст-ралийскую литосферную плиту.
В данном этапе, как и предыдущем, целесообразно выделить две стадии - позднемеловую и раннепалео-геновую. В течение первой из них произошло отделение Сейшелл и Индии от Мадагаскара, начавшееся -87 млн лет т.н. с мощных базальтовых излияний вдоль восточного края Мадагаскара, которому, как плага-ют, способствовало прохождение над плюмом, ныне находящимся в районе о-ва Марион на плато Крозе (см. выше). Серия магнитных аномалий от А34 до А29 документирует раскрытие котловин Маскаренско-Мадагаскарской и Крозе, причем ось спрединга между Мадагаскаром и Сейшеллами - Индией имела северо-западную ориентировку. С началом данного этапа совпало также отделение Австралии от Антарктиды с образованием Австрало-Антарктического спрединго-вого хребта, а с его концом - окончание формирования Восточно-Индийского хребта и поднятия Брокен - Кергелен, вскоре нарушенного возникновением Юго-Восточно-Индийского спредингового хребта. Начало второй стадии совпадает с границей мел/палеоген, т.е. ~65 млн лет т.н. Она ознаменовалась отделением Индии от Сейшелл (с Маскаренским плато?), затуханием спрединга в Маскаренско-Мадагаскарской котловине, образованием Восточно-Сомалийской и Аравийской котловин, в которых закартированы аномалии А29-А19. Ось спрединга имела западо-северо-западную ориентировку. Этому непосредственно предшествовал трапповый магматизм Декана и Сейшелл, связанный, как полагают, с активностью плюма, ныне приуроченного к о-ву Реюньон.
Третий этап развития Индийского океана, начавшийся в позднем эоцене, это прежде всего этап формирования современной системы спрединговых хребтов, сочленяющихся близ о-ва Родригес. Основным стержнем этой системы является цепь хребтов, протягивающаяся в юго-восточном направлении от Аравийско-Индийского хребта к Юго-Восточно-Индийскому хребту, а затем в широтном направлении через Австрало-Антарктический хребет. Первоначально эта конфигурация зародилась уже на мел-палеогеновой границе, но тогда еще не хватало в полном объеме ее юго-восточного звена, которое образовалось в результате миграции оси спрединга Австрало-Антарктического хребта к северо-западу. Это было продолжение процесса мантийного течения со стороны Тихого океана, ранее создавшего Австрало-Антарктический хребет и Тасманово море и проявляющегося до настоящего времени в районе «Австрало-Антарктического несогласия».
На первой стадии данного этапа, до среднего миоцена, еще сохранялась свободная связь Индийского океана с Тихим через широтный пролив к северу от Австралии и Новой Гвинеи. Этот пролив находился в пределах Индо-Австралийской плиты, а его кора подвергалась субдукции к северу под Индонезийский архипелаг, принадлежавший Евразийской плите. В позднем миоцене - плиоцене субдукция в районе о-ва Тимор сменилась коллизией Зондской дуги непосредственно с подводной окраиной Австралийского материка. На этой стадии ось спрединга на северо-западе обрывалась у разлома Оуэн, который тогда проходил почти вплотную к побережью Аравии. Но в среднем миоцене началось раскрытие котловины Оуэн, а в позднем миоцене, около 10 млн лет т.н., Аденского залива и Красного моря, с отделением Аравии от Африки вдоль трансформного разлома Мертвого моря.
Так закончилось становление современной структуры Индийского океана, раскрытие которого как бы компенсировало закрытие противоположного сегмента Тетиса.
Данный сегмент лежит между Африкой и Мадагаскаром на северо-западе и Антарктидой (Земля Королевы Мод) на юго-востоке. Его стержневой структурой является спрединговый хребет, соединяющий две точки тройного сочленения - о-в Буве на юго-западе и о-в Родригес на северо-востоке, где он сочленяется, соответственно, с хребтами - Срединно-Атлантиче-ским, Центрально-Индийским и Юго-Восточно-Индийским. Этот хребет к западу от крупного меридионального трансформного разлома Принс-Эдвард, названного по одноименному острову, носит название Африкано-Антарктического и имеет близширотное простирание, а к востоку от этого разлома - Юго-Западно- или просто Западно-Индийского, в общем простирающегося к северо-востоку благодаря смещению сохраняющей субширотную ориентировку оси спрединга многочисленными трансформными разломами
северо-восточного направления. В целом этот срединный хребет имеет в длину -6000 км, ширина его убывает с запада на восток от 650 до всего 320 км при высоте над смежными котловинами в 3-4 км и отдельными вершинами на глубине < 2-1 км и глубине рифтовых ущелий 4-4,5 км на юго-западе и 5-5,5 км на северо-востоке. Хребет относится к разряду ультрамедленно-спрединговых, поскольку скорость спрединга здесь составляет 13,6 мм/г. Этому отвечает и пониженная, 4-5 км, мощность коры и высокая нарушенность хребта трансформными разломами.
Тройное сочленение Родригес, где только что опи-санный хребет сочленяется с двумя другими индо океанскими хребтами, имеет довольно специфический характер. Дело в том, что оси спрединга Центрально-Индийского и Юго-Восточно-Индийского хребта фактически, с очень небольшим смещением, продолжают одна другую, образуя вместе систему, аналогичную системе Срединно-Атлантического хребта, а ось спрединга Юго-Западного хребта подходит к ней под почти прямым углом и, продвигаясь на востоко-се-веро-восток, оттесняет эту ось в том же направлении. Сложная эволюция тройного сочленения Родригес послужила предметом специальных исследований.
Район к северо-западу от Африкано-Антарктического хребта уже частично был рассмотрен в разделе 12.6. Там указывалось, что юго-восточное окончание Африканского континента подрезано Фолклендско-Агульясским трансформным разломом, что к югу от него находится небольшой микроконтинент - плато Агульяс. От срединного хребта его отделяет так же небольшая одноименная котловина. Пересекающий ее крупный трансформный разлом Дю Тойта лежит на продолжении разлома Дэви, пересекающего Мозам-бикский пролив, а далее к югу эта система ограничивает с востока Мозамбикский отрог Африканского континента и отделяется от одноименной котловины, вклинивающейся между ним и аналогичным отрогом Мадагаскара. Аномалии серии «М» этой котловины как бы наращивают к северу аномалии серии «А» Африкано-Антарктического хребта. Совершенно иная картина наблюдается далее к востоку, где система аномалий срединного хребта вплоть до А28 резко несогласно срезает систему аномалий Маскаренской (Ма-дагаскарской) котловины А20-А29, простирающуюся в северо-западном направлении, и то же наблюдается в отношении аномалий котловины Крозе на юго-востоке (рис. 14-9).
Обширное водное пространство между Африкано-Антарктическим и Американо-Антарктическим хребтами, с одной стороны, и побережьем Антарктиды, с другой, составляет западную половину Южного океана. Основное место здесь занимает обширная Африка-но-Антарктическая котловина, ограниченная на востоке поднятием Кергелен, а на юго-западе находящая свое замыкание в море Уэдделла, вдающемся в материк Антарктиды между Антарктическим полуостровом и Восточной Антарктидой. Дно котловины лежит на глубине 4,7-5,3 км, но отдельные депрессии, вероятно связанные с разломами, глубже 6,8 км. В западной части котловины установлены линейные магнитные аномалии А22-А34, простирающиеся в западо-северо-за-падном направлении, т.е. почти под прямым углом к
аномалиям, связанным с Африкано-Антарктическим хребтом, и под меньшим углом к аномалиям Юго-Восточно-Индийского хребта. В море Уэдделла появляются аномалии М0-М29, указывающие на начало формирования его океанской коры уже в средней юре, т.е. в самом начале распада Гондваны.
Севернее восточной части Африкано-Антарктиче-ской котловины, между ней и Юго-Западно-Индий-ским хребтом расположено поднятие Конрада с вершинами Обь и Лена на глубине -250 м, а севернее- плато Крозе на глубине -1,5 км с группой вулканических о-вов Марион, Принс-Эдвард, Крозе, сложенных четвертичными базальтами и плутонами сиенитов и мон-цонитов и обычно рассматриваемых как проекция мантийного плюма. Плато Крозе могло первоначально представлять единую структуру с Мадагаскарским хребтом, расчлененную в палеоцене спредингом Юго-Восточно-Индийского хребта. Северо-восточнее, в углу, образованном Юго-Западно- и Юго-Восточно-Индийскими хребтами, находится небольшая и не очень глубокая (5,6 км) котловина Крозе. Развитая здесь система магнитных аномалий А34-А22 свидетельствует о позднемеловом-раннепалеогеновом возрасте ее коры.
Это наиболее молодой сегмент океана, сформированный в позднем мелу и кайнозое. Он занимает юго-восточную часть собственно океана и пространство между Австралией и Антарктидой и в основном занят широким срединным хребтом, начинающимся на западе от трансформного разлома Амстердам и заканчивающимся на востоке у трансформного разлома Маккуори. Этот хребет общей протяженностью ~4800 и шириной от 800 на востоке до 1500 км на западе в своей западной части в открытом океане именуется Юго-Восточно-Индийским, а в восточной - Австрало-Антарктическим. Он отличается относительно небольшой высотой - глубина над гребнем 3-4 км, лишь местами меньше, и по своей морфологии на западе ближе к Восточно-Тихоокеанскому поднятию, ибо здесь вместо рифтовой долины наблюдается осевое поднятие, а на востоке - к Срединно-Атлантическому хребту, так как осложнен рифтовой долиной; переход между этими двумя типами строения наблюдается между 102° и 114° в.д. Указанные различия не могут быть объяснены, как в других случаях, разной скоростью спрединга, ибо она практически одинакова - 74-76 мм/г. Объяснение усматривается в разной температуре мантии и мощности коры. Хребет неравномерно пересечен трансформными разломами: их сгущение наблюдается на двух участках: 120-125° в.д. - так называемое Австрало-Антарктическое несогласие, и особенно 140-150° в.д., где по нескольким крупным трансформам происходит очень, значительное смещение оси спрединга к югу. Что касается «Австрало-Антарктического несогласия», то его участок характеризуется кроме сгущения трансформных разломов аномально большой глубиной (>4 км), проявлением многочисленных эпизодов асимметричного спрединга, петрохими-ческими особенностями базальтов, указывающими на низкую степень плавления исходной мантии, повышенными скоростями поперечных волн в верхней мантии, относительно тонкой корой, пониженными значениями силы тяжести. Все это указывает на пониженные температуры верхней мантии и напоминает картину, наблюдаемую в Экваториальной Атлантике.
Юго-Восточно-Индийский хребет возник позднее Австрало-Антарктического, о чем свидетельствует тот факт, что самой древней магнитной аномалией на его периферии является аномалия А19, отвечающая среднему эоцену. Лишь с образованием этого хребта, вероятно на месте трансформного разлома, завершилось оформление современной «вилки» спрединговых хребтов Индийского океана. В средней части рассматриваемого хребта на пересечении с крупной зоной трансформных разломов расположено вулканическое плато, увенчанное о-вами Сент Поль и Амстердам. Оно рассматривается, подобно аналогичным образованиям Атлантики, как приуроченное к мантийному плюму.
Австрало-Антарктический хребет, контуры которого примерно совпадают с магнитной аномалией А5 (10 млн лет), с обеих сторон сопровождается глубоководными котловинами. На севере параллельно побережью Австралии простирается Южно-Австралийская котловина глубиной до 5,6-5,8 км, замыкающаяся на востоке континентальным выступом о-ва Тасмания и его южного продолжения. Мощность осадков, выстилающих дно котловины, резко возрастает на переходе к континентальной окраине, в восточной части которой вырисовывается бассейн Отвей. Рифтовая стадия развития Южно-Австралийской окраины охватывает ранний мел, предполагается, что рифтинг протекал по асимметричному типу. Грабены и полуграбены заполнялись флювиально-озерными обломочными и вулканогенно-обломочными осадками. Переход от рифтинга к спредингу произошел ~96 млн лет т.н.; соответственно во впадине присутствует полная серия аномалий, начиная с А34.
К югу от срединного хребта простирается Австрало-Антарктическая копгповина, менее глубокая, чем предыдущая, с мощностью осадков, возрастающей к окраине Антарктиды, естественно, хуже изученная, чем Австралийская. На западе эта котловина ограничивается хребтом или плато Кергелен. Последнее, расположенное к югу от Юго-Восточно-Индийского хребта, вытянуто в северо-западном направлении на 2000 км при ширине около 650 км и глубине < 2 км. Над плато возвышаются два острова- Кергелен и Хер д. От окраины Антарктиды оно отделено проходом глубиной ~4 км. Плато Кергелен представляет одно из крупнейших внутриплитных поднятий не только Индийского океана. Оно имеет сложное блоковое и гетерогенное строение. Мощность коры оценивается в 20-25 км, из которых до 17 км приходится на 3-й слой. Особенности сейсмической характеристики заставляют подозревать, что южная часть плато могла образоваться на континентальном основании. Однако большая часть плато подстилается океанской корой, вскрытой бурением и датируемой в 120-100 млн лет(апт-альб). Осадочный чехол залегает местами со значительным перерывом на базальтовом основании и включает отложения верхнего мела и эоцена. В одной из скважин были пройдены базальты с возрастом 85 млн лет (сенон). Остров Кергелен с окружающими мелкими островами представляет сложное вулкано-плутоническое сооружение, формировавшееся многофазно в неогене, в интервале от 25-20 до 5 млн лет т.н. Оно сложено породами щелочно-базальтовой формации, вмещающими и перекрывающими кольцевой сиенито-гранитовый плутон с возрастом 15-8 млн лет. Нао-веХерд на ниж-неэоценовых известняках залегают миоценовые вулканиты, а выше плиоценово-четвертичные щелочные базальты, трахиты и трахиандезиты.
Считается, что поднятие Кергелен образовалось над мантийным плюмом и первоначально, до середины эоцена, до начала спрединга Юго-Восточно-Индийского хребта представляло единое целое с поднятием Брокен и южной частью Восточно-Индийского хребта, а затем расщепилось, о чем могут свидетельствовать крутые обрывистые склоны - южный - поднятия Брокен и северо-восточный - плато Кергелен.
Этот сегмент примыкает на западе к Аравии и Африке, на севере к Макранскому побережью Азии, на северо-востоке к Индийскому субконтиненту. Южнее последнего он может быть условно отделен от Северо-Восточного сегмента линейным Мальдивским хребтом, а на юге еще более условная граница данного сегмента с Юго-Западным может быть проведена вдоль разлома Принс-Эдвард востоко-северо-восточного простирания к югу от Мадагаскара. Внутреннее строение и история сегмента весьма сложные и это вынуждает подразделить его натри субсегмента (см. ниже).
Стержневое положение в структуре сегмента занимает спрединговый хребет, именуемый Центральным, или Аравийско-Индийским; его северная часть известна еще как хребет Карлсберг, а северо-западное продолжение в Аденском заливе называется хребтом Шеба. Этот отрезок хребта отделен от его основной части магистральным трансформным разломом Оуэн северо-северо-восточного простирания, выраженным в рельефе одноименным подводным хребтом, северо-восточное продолжение которого образует хр. Меррей, смыкающийся у побережья Пакистана с основной сутурой Белуджистанского орогена, а юго-западное - хребет Чейн. Эта система хребтов-разломов, а на юге Мада-гаскарский микроконтинент естественно отсекают от основной части сегмента западный, Оманско-Мозам-бикский субсегмент с корой преимущественно мезозойского возраста (рис. 14-2).
В рельефе дна и структуре этого субсегмента с севера на юг выделяются пять котловин, цепочкой протягивающихся с северо-северо-востока на юго-юго-запад; это Оманская, Оуэнская, Северо-Сомалийская, Западно-Сомалийская и Мозамбикская котловины. Ложе этих котловин, кроме Оманской, подстилается корой верхнеюрско-нижнемелового возраста. Между Оуэнской и Северо-Сомалийской котловинами с субширотным простиранием вклинивается продолжение Аравийско-Индийского хребта, здесь получающего название хребта Шеба. Хребет этот возвышается на 2,4-2,5 км над дном прилегающих периферических котловин Аденского залива, имеющего глубину более 3 км на западе и 5 км на востоке и подстилаемого океанской корой позднемиоценового и более молодого возраста. Хребет Шеба осложнен рифтовой долиной глубиной в 1,5-2 км, заканчивающейся на западе в заливе Таджура, где она смыкается с континентальными рифтами треугольника Афар (см. раздел 7.3). Хребет Шеба, кроме того, рассечен довольно густой системой трансформных разломов северо-восточного простирания со смещениями до 180 км, находящими свое продолжение на обоих берегах Аденского залива, особенно отчетливо на побережье Йемена.
В северо-западном борту котловины Оуэн, на о-ве Масира, у побережья Омана выступают офиоли-ты титонского (~150 млн лет) возраста, отвечающие, очевидно, началу раскрытия этой котловины. Высказано предположение, что оно могло продолжаться до сенона (84 млн лет). Имеются также указания на присутствие линейных аномалий востоко-северо-восточ-ного простирания.
Северо- и Западно-Сомалийские котловины нередко рассматриваются как одна Сомалийская котловина, отделенная от остального океана на востоке хр. Чейн, Сейшельским микроконтинентом и, на юго-востоке, о-вом Мадагаскар, а на западе окаймленная
узкой окраиной Африканского континента. Глубина котловины - до 5 и более километров. На юге котловины широтно простирается вулканическая цепочка Коморских островов. В Западно-Сомалийской котловине выявлена система мезозойских широтных магнитных аномалий от М25 до МО и даже намечена древняя ось спрединга широтного же простирания, действовавшая от кимериджа до апта. Их пересекают меридиональные трансформные разломы, из которых основное значение имеет выраженный подводным хребтом разлом Дэви, протягивающийся касательно к побережью Кении и юго-западному - Мадагаскара. Предполагается, что смещение по этому разлому и параллельному ему разлому Дэу на востоке котловины сыграло решающую роль при отделении Мадагаскара от Африки.