Wōdejebato - Wōdejebato

Воджебато, Сильвания
Батиметрия Микронезии и Маршалловых островов, Wōdejebato (Sylvania) Guyot.png
Глубина вершины1335 метров (4380 футов)
Высота4420 метров (14 500 футов)
Площадь саммита1200 квадратных километров (462 квадратных миль)
Место расположения
Координаты12 ° 00′N 164 ° 54'E / 12 ° с. Ш. 164,9 ° в. / 12; 164.9[1]Координаты: 12 ° 00′N 164 ° 54'E / 12 ° с. Ш. 164,9 ° в. / 12; 164.9[1]
СтранаМаршалловы острова
Геология
ТипЩитовой вулкан
Возраст рокаСеноманский и Кампанский
История
Дата открытия1944
Wodejebato находится на Маршалловых островах.
Wodejebato
Wodejebato
Расположение на Маршалловых островах

Wōdejebato (ранее известный как Сильвания) это Меловой[а] гайот или же стол на севере Маршалловы острова, Тихий океан. Wōdejebato, вероятно, щитовой вулкан и соединяется подводным гребнем с меньшим Атолл Пикинни 74 км (46 миль) к юго-востоку от гайота; В отличие от Wōdejebato, Пикинни возвышается над уровнем моря. Подводная гора поднимается на глубину от 4420 метров (14 500 футов) до 1335 метров (4380 футов) и образована базальтовый горные породы. Имя Wōdejebato относится к морской бог Пикинни.

Вероятно, он был сформирован горячая точка в том, что сегодня Французская Полинезия перед тектоника плит переместил на нынешнее место. В Макдональд, Раротонга, Руруту и Общество горячие точки могли быть вовлечены в его формирование. Первая вулканическая фаза произошла в Сеноманский за которым последовало формирование карбонат платформа, которая быстро исчезла под водой. Второй вулканический эпизод между 85 и 78,4 миллионами лет назад (в Кампанский ) привел к образованию острова. Этот остров в конечном итоге был разрушен и рудист рифы создал атолл или атоллоподобная структура, покрывающая первый остров карбонатами и, следовательно, вторую карбонатную платформу.

Вторая карбонатная платформа затонула около 68 млн лет назад (в г. Маастрихтский ), возможно, потому что в то время он двигался через экваториальный область, которая могла быть слишком жаркой или слишком богатой питательными веществами, чтобы поддерживать рост кораллового рифа. Термическое проседание опустил затопленную подводную гору до нынешней глубины. После перерыва на подводной горе началась седиментация, которая привела к отложению марганцевых корок и пелагический отложения, некоторые из которых позже были изменены фосфат.

Название и история исследования

Wōdejebato также пишется как Wodejebato.[3] Название подводной горы происходит от Wōdejebato, имени самого опасного и уважаемого морского бога Атолл Пикинни.[4] Wōdejebato раньше назывался Сильванией,[1] после USSСильвания, корабль, который участвовал в его первом отображении[5] в 1946 г.[6] Подводная гора была открыта в 1944 году,[5] и был впервые исследован с использованием в основном сейсмический данные, во время Операция Перекресток (а испытание ядерной бомбы[6]). Позже с подводной горы несколько раз выкапывались породы и буровые коронки были приняты;[1] ядра 873–877 из Программа морского бурения[b] из Wōdejebato.[8]

География и геология

Местная настройка

Wōdejebato находится в Цепь Ралика[1] островов и подводных гор на севере Маршалловы острова,[9] которые состоят примерно из трех групп островов вулканического происхождения, простирающихся на северо-запад.[10] Атолл Пикинни (ранее назывался Бикини[11]) расположен примерно в 74 километрах (46 миль) к юго-востоку от подводной горы.[1][12]

См. Подпись
Батиметрическая карта Маршалловых островов
См. Подпись
Батиметрия Водедебато и Пикинни

Подводная гора находится на глубине 1335 метров (4380 футов) и составляет около 43 километров (27 миль) в длину.[1] площадью 1200 квадратных километров (462 квадратных миль)[5] Плоская вершина[1] который сужается к юго-востоку от более 25 километров (16 миль) до менее чем 12 километров (7,5 миль).[13] Поверхность плоского верха наклонена внутрь[14] и покрыт небольшими углублениями и выступами со средним облегчение около 1 метра (3 фута 3 дюйма)[15] а также следы ряби.[16] Плоская вершина окружена хребтом, ширина которого составляет 100–800 метров (330–2 620 футов), а средняя высота - 36 метров (118 футов). С северной и северо-восточной стороны этот хребет, в свою очередь, окружен еще одним слегка приподнятым гребнем шириной 200–700 метров (660–2300 футов).[15] Плоский верх был интерпретирован как лагуна окружен рифы[17] которые образуют внутренний гребень; внешний гребень кажется скорее грудой скелетного песка, чем рифом[18] и может быть плевать формируется из переработанного материала.[19] Небольшие курганы, вероятно, биологического происхождения, находятся на окраинах подводной горы.[20]

Высота подводной горы составляет 4420 метров (14 500 футов) над уровнем моря.[21] и имеет неправильную форму, со шпорами, выступающими по окружности.[22][1] Эти отроги имеют ширину 11–13 км (6,8–8,1 мили) и особенности поверхности, которые отличаются от таковых на главной плоской вершине.[23] Шпоры кажутся рифтовые зоны, аналогичные тем, которые образовались на Гавайи к дамба инъекция[24] хотя некоторые из хребтов в Wōdejebato могут иметь другое происхождение.[23] Кажется, что у Wōdejebato есть четыре таких гребня, что больше, чем наблюдается на Гавайях. Одно из объяснений состоит в том, что северо-западный хребет - это еще одна подводная гора; другое, что Wōdejebato состоит из более чем одного вулкана[25] хотя относительно небольшой размер подводной горы противоречит этой точке зрения.[26] Склоны Wōdejebato спускаются довольно круто, пока на глубине 2500 метров (8200 футов) они не становятся более пологими.[1] они украшены формами, напоминающими шишки и каналы.[24] Часть его южного фланга, где есть пониженная терраса, кажется, рухнул в прошлом.[26][27] Другой спутниковый вулканический конус находится к северу от Wōdejebato на глубине 3000 метров (9800 футов).[28] Wōdejebato содержит вулканическую структуру внутри поверхностной осадочной шапки,[29] и аномалия силы тяжести в свободном воздухе наблюдался на подводной горе.[30]

Wōdejebato соединен с Пикинни шириной 9,7 км (6 миль),[5] Подводная лодка длиной 20 км (12 миль) и высотой 1,5 км (0,93 мили) гребень[1] и оба вулкана разделяют пьедестал;[12] Wōdejebato - больший из двух[31] и его плоская вершина имеет большую поверхность, чем у Пикинни.[5] Магнитный На обоих вулканах также обнаружены аномалии, среди которых - Вудеджебато, более обширный.[32] Обломки этих двух вулканов образовали у их юго-западного подножия фартук толщиной до 800 метров (2600 футов).[12] Морское дно под Wdejebato было сформировано во время Тихая юрская зона более 156,9 миллиона лет назад.[33] Дальше к северу от Wjedejebato находится подводная гора Lōjabōn-Bar, а Look Guyot находится на востоке.[34] Wōdejebato кажется одним из источников турбидиты в Бассейн Науру.[35]

Региональная установка

Схема того, как действующий вулкан сопровождается распадающимися бездействующими вулканами, которые ранее находились в горячей точке, но были перемещены подальше
Иллюстрация того, как работают горячие вулканы

В Тихий океан морское дно, особенно Мезозойский морское дно, содержит большую часть гайоты (также известный как столы[36]). Это подводные горы[37] которые характеризуются крутыми спусками, плоской вершиной и обычно наличием кораллы и карбонат платформы.[38] Хотя есть некоторые отличия от современных систем рифов,[39] многие из этих подводных гор ранее были атоллы. Некоторые атоллы все еще существуют, например, в Пикинни. Все эти структуры изначально образовались как вулканы в мезозойском океане. Окантовка рифов возможно, образовались на вулканах, которые затем стали барьерные рифы как вулкан спал и превратился в атолл.[29] Кора под этими горами имеет тенденцию к утихать как он остывает, и поэтому острова и подводные горы тонут.[40] Продолжающееся опускание, уравновешенное ростом рифов вверх, привело к образованию мощных карбонатных платформ.[29] Иногда вулканическая активность продолжалась даже после образования атолла или подобной атоллу структуры, а во время эпизодов, когда карбонатные платформы поднимались над уровнем моря, эрозионные элементы, такие как каналы и синие дыры развитый.[41]

Образование многих таких подводных гор объясняется горячая точка теория, которая описывает формирование цепочек вулканов, которые постепенно стареют по длине цепи, с действующим вулканом только на одном конце системы.[42] Подводные горы и острова на Маршалловых островах, по-видимому, не возникли в результате такого простого возрастного вулканизма горячих точек, поскольку возрастные изменения на отдельных островах и цепях подводных гор часто несовместимы с их происхождением из очагов.[10] Одним из объяснений этого противоречия может быть то, что через Маршалловы острова проходило более одной горячей точки,[43] и также возможно, что вулканизм горячей точки был затронут деформацией растяжения литосфера.[44] В случае Wōdejebato кандидаты в сегодняшние горячие точки являются Точка доступа Macdonald который прошел недалеко от подводной горы во время Аптян и Альбианский возрастов, от 115 до 94 миллионов лет назад, в раннем Меловой, а Общественная точка доступа и Точка доступа Раротонга который подошел к подводной горе в позднем меловом периоде 85–80 миллионов лет назад, в оба периода времени, когда вулканизм происходил на Вудеджебато. Третья горячая точка, которая взаимодействовала с Wōdejebato, - это Точка доступа Руруту.[45][46] Последние две точки являются наиболее долгоживущими, в то время как многие другие, такие как Горячая точка Маркизских островов, вероятно, были активны периодически или только в течение коротких промежутков времени.[47]

На основе движение плиты реконструкций, регион Маршалловых островов находился в районе современного Французская Полинезия во время активного вулканизма. В обоих регионах есть многочисленные цепи островов, аномально мелкое дно океана и наличие вулканов.[48] Около восьми горячих точек сформировали большое количество островов и подводных гор в этом регионе с несопоставимыми геохимическими особенностями.[49]

Сочинение

Скалы в Wōdejebato включают: базальт,[50] брекчия,[31] карбонаты, глина, аргиллиты, известняк, марганец, фосфат марганца, пелоид, сланец[51][18][52] и туф;[31] с необычно большим количеством пирокластические породы настоящее время.[53] Органический материал, такой как кероген, торф[52] и древесный материал тоже был найден.[54] На подводной горе обнаружены железомарганцевые корки.[55] Корки состоят из асболан, бирнессит и бузерит[56] и содержать утюг и кобальт.[57] Wōdejebato был оценен как возможное добыча полезных ископаемых сайт для его месторождений полезных ископаемых.[58]

Известняки появляются в нескольких формах, таких как плавающий камень, Грейнстоун,[59] микрит,[60] Packstone, пелоид и чокнутый камень.[59] Некоторые грейнстоуны и рудстоуны происходят от водорослей и животных. окаменелости.[61] Многие карбонатные породы были изменены, например цементация и выщелачивание их компонентов[62] и роспуск арагонит;[63] в некоторых образцах изменено до половины всей породы.[64] Эти процессы известны как диагенез.[62]

Базальты на Wōdejebato в основном образуют щелочной базальт сюита[22] но также включать анкарамит и гавайит. Скалы содержат клинопироксен, оливин,[65] плагиоклаз[22] и пироксен вкрапленники.[66] Переделка привела к образованию кальцит, шабазит, хлорит, гидрослюда, пирит, змеевик и смектит,[67][18] а промежутки и полости в скале заполнены отложениями.[12] Элементная геохимия лав из Wbdejebato напоминает таковую на островах южной части центральной части Тихого океана, таких как Маротири и Раротонга[68] и согласуется с источниками магмы внутрипластина вулканизм.[69] Изотопные отношения показать сходство с вулканическими породами Макдональда, Руруту,[70] Горячие точки Раротонга и Общества;[71] различия в соотношении изотопов на разных стадиях вулканизма могут отражать прохождение Wōdejebato более чем через один "перышко ".[72]

Геологическая история

Ключевые события в меловом периоде
Приблизительный масштаб ключевых событий мелового периода.
Масштаб оси: миллионы лет назад.

Wōdejebato сформировался либо до, либо во время Сантон возраст (86,3 ± 0,5 - 83,6 ± 0,2 млн лет назад[2]),[35] с альбским возрастом (примерно 113-100,5 миллионов лет назад[2]) являясь вероятным кандидатом.[43] Wōdejebato возник в Южное полушарие и был перемещен тектоникой плит в Северное полушарие,[73] и палеомагнетизм указывает на то, что подводная гора находилась на 10 градусе южной широты, когда извергались самые свежие лавы. Впоследствии он претерпел несколько эпизодов подъема и опускания и в конечном итоге затонул, образуя современный подводная гора.[74] Рувитунтун еще одна подводная гора на Маршалловых островах с похожей историей.[75]

Вулканизм и первые биотические явления

Вулканизм в Wdejebato, по-видимому, возник в течение двух фаз.[76] за период около 20 миллионов лет.[77] Первый этап проходил во время Сеноманский (100,5 - 93,9 миллиона лет назад[2]); это характеризовалось взрывные извержения[76] и может быть источником вулканических обломков возрастом 93,9–96,3 миллиона лет, обнаруженных в окрестностях Wdejebato.[78] Вторая фаза произошла во время Кампанский от 78,4 до 85 миллионов лет назад[76] в течение хрон 33R;[78] похоже, это часть вулканического события, которое затронуло ряд других островов и подводных гор на Маршалловых островах.[79] и в Wōdejebato длилось по крайней мере четыре миллиона лет.[80] Вторая стадия, по-видимому, была вторичным вулканическим эпизодом.[81] Все вулканические породы, отобранные в Wōdejebato, относятся ко второй стадии, вероятно, из-за систематическая ошибка выборки поскольку все образцы прибывают из региона вершины.[82] Тектонические данные указывают на то, что Пикинни образовался в то же время, что и Wōdejebato,[83] в то время как северному паразитическому конусу может быть менее 80 миллионов лет.[84] Более раннее предложение Шлангера и другие. Намечено на 1987 год эоцен (56-33,9 миллиона лет назад[2]) извержения в Wōdejebato[81] но сегодня более старшие возрасты считаются правильными.[85]

Вулканическая деятельность произвела брекчию и потоки лавы,[8][86] вероятно сначала создание щитовой вулкан.[87] Вулканическая активность происходила как на мелководье, так и на мелководье. подводная лодка формирование гиалокластит и сильно везикулярные породы[30] в течение фреатомагматический[c] высыпания,[89] и над уровнем моря, на что указывает присутствие базальтовой гальки.[17] Некоторые ранние вулканические отложения были погребены в результате более поздней активности.[89] Есть противоречивые сообщения о том, гидротермальный[d] активность имела место.[91][92] Растительность[93] включая папоротники и грибы[94] росла на открытом острове во время кампана,[93] оставив обильный[39] остатки древесины.[95] Выветривание базальтовых пород образовались глинистые отложения[96] и почвы Толщина 5–22,5 метра (16–74 фута) была получена в буровых кернах.[97]

Платформенные карбонаты и рифы

После того, как вулканическая активность прекратилась, экологические процессы превратили Wōdejebato в платформу с плоской вершиной,[87] эквивалент современного атолла,[98] как корка под подводной горой Wdejebato просела.[99] Эрозия и оседание опустили вулканическую груду, пока ее не затопила морская вода.[100] и началось морское осаждение.[87] Эта фаза платформы длилась всего около 10 миллионов лет.[101] и проходил как минимум в два этапа,[81] в соответствии с в целом непродолжительностью таких платформенных фаз; они обычно не живут дольше 20 миллионов лет.[101] Рост платформы не был непрерывным и, вероятно, был прерван одним событием утопления между альбским и кампанским веками.[102] как и другие подводные горы в Тихом океане, которые также затонули в это время.[103]

Слоистая белая скала над коричневой скалой
Коралловые платформы выглядят как эта из Марокко

Известняки[9] и карбонаты, образующие платформу, скопившуюся на Wōdejebato,[96] с буровыми колоннами общей толщиной 100 метров (330 футов)[104]–200 метров (660 футов).[105] По составу он состоит в основном из песчаных карбонатов, которые часто выщелачиваются и цементируются кальцитовым материалом.[106] Эти отложения в конечном итоге покрыли всю верхнюю часть вулканического холма и сформировали внутренний хребет. Колебания уровня моря иногда приводили к тому, что части платформы либо поднимались над уровнем моря, либо уходили под воду, что приводило к эрозии, которая породила внешний хребет, и к развитию характерных последовательностей внутри отложений.[107]

Такие карбонатные платформы выглядят как современные атоллы, но, в отличие от биогенного каркаса современных атоллов, они образованы биогенными отложениями;[101] в Wdejebato песчаные отмели, по-видимому, были основным компонентом.[108] Эти карбонатные отложения тогда были бы окружены барьерным рифом.[39] и повторное отложение с последующей стабилизацией эродированного материала сыграло роль в развитии окружающего обода.[109] Рифовые насыпи вырос до нескольких десятков метров в высоту.[110] Фораминифера Данные окаменелостей предполагают, что лагунные среды существовали на Wōdejebato.[111] Центральная часть поверхности гайота и ее края имеют различную платформенную структуру,[112] Платформа была разделена на несколько различных ассоциаций на основе стадий фораминифер.[96]

Условия окружающей среды на платформе характеризовались: тропический влияет. Wōdejebato, вероятно, был расположен в экваториальных водах с температурой, вероятно, превышающей 25 ° C (77 ° F),[113] с диапазоном температур 27–32 ° C (81–90 ° F) во время Маастрихтский.[114] Платформа иногда подвергалась воздействию штормы это переработало рок-материал.[115] Свойства почвы подразумевают, что осадки на Wōdejebato было менее 1 метра в год (39 дюймов / год),[94] но эрозия атмосферными осадками и растворение частей карбонатной платформы предполагалось по следам растворения в породах.[116] Колебания уровня моря вызвали образование ступенчатых рифовых трактов на карбонатной платформе Вудедебато.[117]

Большая часть рифостроение был выполнен кораллы, рудисты и строматопороиды.[112] В отличие от современных коралловых рифов, строительство рифов в меловом периоде осуществлялось в основном рудистами.[29] которые, вероятно, начали появляться в Wōdejebato в альбиане;[78] рудистские таксоны, активные в Wōdejebato, включены каприниды и радиолитиды, Такие как Антилокаприна, Кораллиохама, Дистефанелла, Митрокаприна и Плагиоптих.[76]

Более того, бентосный фораминиферы были активны от кампана до маастрихта; они включают Астерорбис, Pseudorbitoides trechmanni, Омфалоциклус макропор и Сулькоперкулина[52][76] а также другие дискорбиды, литуолиды, милиолиды, офтальмииды, орбитоиды, пенероплиды, плакопсилиниды, роталиды и textulariids.[118][96]

Другие формы жизни, окаменевшие в карбонатных рифах, были водоросли[60] включая зеленые водоросли (кодиевые и Dasycladaceans )[96] и красные водоросли (коралловые, Peyseonneliaceans и соленопоровые );[96] образовались некоторые водоросли родолиты.[59] Вдобавок были двустворчатые моллюски (иноцерамиды и пикнодонты ), мшанки, кораллы, брюхоногие моллюски, иглокожие,[96] ехиноиды,[112] остракоды[112] и губки.[113]

Утопление и эволюция после утопления

Вероятно, что Wōdejebato утонул в маастрихтскую эпоху.[116] около 68 миллионов лет назад,[119] вероятно, сопровождался повышением уровня моря примерно на 100 метров (330 футов). Перед тем, как терминал затонул, карбонатная платформа Wjedejebato вышла из моря, что привело к развитию карст Особенности;[120] два отдельных события всплытия произошли 68 и 71 миллион лет назад.[121]

Повышение уровня моря само по себе, вероятно, не объясняет утопления.[122][123] Для объяснения утопления привлекались различные факторы палеоэкологического стресса.[108] такие как краткосрочные колебания климата во время маастрихтского периода.[124] и переход подводной горы через экваториальный апвеллинг зона.[93] Вода в этом регионе могла быть слишком горячей для того, чтобы риф выжил: другие гайоты в Тихом океане, такие как Лималок, Lo-En и Такуё-Дайсан также утонули, когда они находились в пределах десяти градусов от экватора в Южном полушарии, подразумевая, что этот регион Тихого океана был каким-то образом вреден для мелководных рифов.[125] В проседание то, что произошло после того, как Wōdejebato ушел из-под влияния горячей точки Руруту, также могло сыграть свою роль.[45] Пикинни, вероятно, был в то время выше, чем Водэджебато, и поэтому избежал утопления.[126]

После того, как произошло затопление, термическое проседание коры под Wdejebato[102] происходит со скоростью 19,5 миллиметров на тысячелетие (0,77 дюйма / тыс. лет)[127] опустил платформу Wōdejebato на глубину примерно 1,5 км (0,93 мили) ниже уровня моря.[102] Между маастрихтом и эоценом на обнаженных известняках образовывались марганцевые корки.[76] и гравий образуется эрозией; в свою очередь, они подвергались изменениям, таким как[128] фосфатизация[129] во время трех разных эпизодов эоцена.[130]

Четыре фотографии окаменелостей: одна - полая сфера с множеством отверстий, одна - прямоугольная с двумя выступами и множеством отверстий несколько меньшего размера, одна - мешок, похожий на виноград, с шероховатой поверхностью, а третья покрыта выступающими дисками с большими отверстиями в центре.
Примеры морских микрофоссилий, включая (а) радиолярии, (б) диатомовые водоросли. (в) фораминиферы и (г) кокколитофориды.

Между потоплением и последующими событиями осаждения прошло примерно 40 миллионов лет.[131] Пелагический произошло осаждение,[76] который сформировал ил[132] состоящий из фораминифер и наннофоссиль депозиты[9] между Миоцен и Плейстоцен, с миоценом несоответствие.[133] В одном керне толщина этого слоя отложений составляет 54 метра (177 футов).[134] Течения затронули седиментацию среднего и позднего плейстоцена. Среди депонированных здесь фораминифер встречаются Флорисфаэра, Gephyrocapsa,[135] Глобигерина,[136] Глобороталия,[137] Helicosphaera, Псевдоэмилия[135] и потенциально Sphaeroidinella разновидность.[138] Фораминиферы, взятые из Wōdejebato, обычно относятся к пелагическим видам.[139] Также были идентифицированы остракоды; общие таксоны cytherurids а также Брэдлея, Cytheralison и Krithe разновидность.[134]

В настоящее время Wdejebato находится ниже термоклин и температура воды, омываемой подводной горой, составляет около 10 ° C (50 ° F).[113] Косвенные свидетельства указывают на то, что глубоководная морская вода растворила большое количество карбонатных пород, включая арагонит, после того, как Wjedejebato был затоплен;[140] подводная гора расположена ниже глубина насыщения арагонита и это вызывает растворение арагонита.[141] Часть растворенного арагонита снова выпала в виде кальцита,[142] и отложения имеют частично заполненные полости в карбонатных породах.[52]

Примечания

  1. ^ Между c. 145 и 66 миллионов лет назад.[2]
  2. ^ Программа Ocean Drilling была исследовательской программой, направленной на выяснение геологической истории моря путем получения буровые коронки из океанов.[7]
  3. ^ Фреатомагматические извержения - это извержения вулканов, во время которых важную роль играет взаимодействие магмы или лавы с водой.[88]
  4. ^ Гидротермальная деятельность - это выброс горячей воды или пара, например фумаролы и горячие источники.[90]

Рекомендации

  1. ^ а б c d е ж грамм час я j k Camoin et al. 2009 г., п. 40.
  2. ^ а б c d е «Международная хроностратиграфическая карта» (PDF). Международная комиссия по стратиграфии. Август 2018 г.. Получено 22 октября 2018.
  3. ^ Hein et al. 1990 г., п. 13.
  4. ^ Hein et al. 1990 г., п. 246.
  5. ^ а б c d е Эмери, Трейси и Лэдд, 1954 г., п. 117.
  6. ^ а б Рейнджер, Рональд (2000). «Наука на распутье: военно-морской флот, атолл Бикини и американская океанография в 1940-х годах». Исторические исследования в физических и биологических науках. 30 (2): 349–371. Дои:10.2307/27757835. JSTOR  27757835.
  7. ^ «Программа морского бурения». Техасский университет A&M. Получено 8 июля 2018.
  8. ^ а б Прингл и Дункан, 1995 г., п. 547.
  9. ^ а б c Премоли Сильва, Никора и Арно Ванно 1995, п. 171.
  10. ^ а б Pringle et al. 1993 г., п. 368.
  11. ^ Бергерсен 1995, п. 562.
  12. ^ а б c d Линкольн и др. 1995 г., п. 769.
  13. ^ Бергерсен 1995, п. 567.
  14. ^ Camoin et al. 1995 г., п. 274.
  15. ^ а б Camoin et al. 2009 г., п. 41.
  16. ^ Менар, Генри В. (1952). «Следы глубокой ряби в море». Журнал осадочных исследований SEPM. 22: 6. Дои:10.1306 / D4269495-2B26-11D7-8648000102C1865D. ISSN  1527-1404.
  17. ^ а б Линкольн, Энос и Огг, 1995 г., п. 256.
  18. ^ а б c Энос, Камоин и Эбрен 1995, п. 295.
  19. ^ Энос, Камоин и Эбрен 1995, п. 302.
  20. ^ Jansa, L.F .; Арно Ванно, А. (декабрь 1995 г.). «Наращивание карбонатов и изменения уровня моря в MIT Guyot, Western Pacific» (PDF). Атоллы и Гайоты северо-западной части Тихого океана: участки 871–880 и участок 801. Труды программы Ocean Drilling, 144 научных результата. 144. Программа морского бурения. п. 319. Дои:10.2973 / odp.proc.sr.144.039.1995. Получено 2018-07-07.
  21. ^ Larson et al. 1995 г., п. 918.
  22. ^ а б c Линкольн и др. 1995 г., п. 771.
  23. ^ а б Бергерсен 1995, п. 569.
  24. ^ а б Pringle et al. 1993 г., п. 374.
  25. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 378.
  26. ^ а б Бергерсен 1995, п. 570.
  27. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 382.
  28. ^ Koppers et al. 1995 г., п. 538.
  29. ^ а б c d Pringle et al. 1993 г., п. 359.
  30. ^ а б Pringle et al. 1993 г., п. 281.
  31. ^ а б c Гамильтон и Рекс 1959, п. 785.
  32. ^ Эмери, Трейси и Лэдд, 1954 г., п. 17.
  33. ^ Хаггерти и Премоли Сильва 1995, п. 937.
  34. ^ Hein et al. 1990 г., п. 101.
  35. ^ а б Pringle et al. 1993 г., п. 287.
  36. ^ Баума, Арнольд Х. (сентябрь 1990 г.). «Именование подводных объектов». Геоморские письма. 10 (3): 121. Дои:10.1007 / bf02085926. ISSN  0276-0460. S2CID  128836166.
  37. ^ Camoin et al. 2009 г., п. 39.
  38. ^ Арно Ванно и др. 1995 г., п. 819.
  39. ^ а б c «Взгляд на формирование гайотов Тихого океана из этапа 144 ODP». Eos, Transactions American Geophysical Union. 74 (32): 2. 1993. Дои:10.1029 / 93eo00458. ISSN  0096-3941.
  40. ^ Larson et al. 1995 г., п. 916.
  41. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 360.
  42. ^ Koppers et al. 2003 г., п. 2.
  43. ^ а б Pringle et al. 1993 г., п. 299.
  44. ^ Koppers et al. 2003 г., п. 35.
  45. ^ а б Pringle et al. 1993 г., п. 300.
  46. ^ Хаггерти и Премоли Сильва 1995, п. 939.
  47. ^ Koppers et al. 2003 г., п. 38.
  48. ^ Бергерсен 1995, п. 561.
  49. ^ Koppers et al. 1995 г., п. 535.
  50. ^ Гамильтон и Рекс 1959, п. 786.
  51. ^ Camoin et al. 2009 г. С. 41–42.
  52. ^ а б c d Camoin et al. 1995 г., п. 275.
  53. ^ Эмери, Трейси и Лэдд, 1954 г., п. 123.
  54. ^ Линкольн и др. 1995 г., п. 772.
  55. ^ Богданова О.Ю .; Горшков, А. И .; Новиков, Г. В .; Богданов, Ю. А. (декабрь 2008 г.). «Минералогия морфогенетических типов месторождений железомарганца Мирового океана». Геология рудных месторождений. 50 (6): 463. Дои:10.1134 / с1075701508060044. ISSN  1075-7015. S2CID  140715652.
  56. ^ Новиков, Г. В .; Яшина, С. В .; Мельников, М. Э .; Викентьев, И. В .; Богданова, О.Ю. (Март 2014 г.). «Природа со-содержащих железомарганцевых корок Магеллановых гор (Тихий океан): Сообщение 2. Ионообменные свойства рудных минералов». Литология и минеральные ресурсы. 49 (2): 152. Дои:10.1134 / s0024490214020072. ISSN  0024-4902. S2CID  95301027.
  57. ^ Хайн, Джеймс Р .; Schwab, William C .; Дэвис, Алисе С. (январь 1988 г.). «Кобальт- и платиносодержащие железомарганцевые корки и связанные с ними субстратные породы Маршалловых островов». Морская геология. 78 (3–4): 274. Дои:10.1016/0025-3227(88)90113-2. ISSN  0025-3227.
  58. ^ Masuda, Y .; Cruickshank, M.J .; Abernathy, J.A .; Уинстон, Р. (1991). Технико-экономическое обоснование добычи корки в Республике Маршалловы Острова. ОКЕАНЫ 91 Труды. IEEE. п. 1478. Дои:10.1109 / oceans.1991.606510. ISBN  978-0780302020. S2CID  106667117.
  59. ^ а б c Энос, Камоин и Эбрен 1995, п. 297.
  60. ^ а б Джонсон и др. 2002 г., п. 563.
  61. ^ Camoin et al. 1995 г., п. 282.
  62. ^ а б Camoin et al. 1995 г., п. 283.
  63. ^ Camoin et al. 1995 г., п. 284.
  64. ^ Enos et al. 1995 г., п. 789.
  65. ^ Прингл и Дункан, 1995 г., п. 548.
  66. ^ Курносов и др. 1995 г., п. 476.
  67. ^ Курносов и др. 1995 г., п. 487.
  68. ^ Янни и Кастильо 1999, п. 10580.
  69. ^ Курносов и др. 1995 г., п. 477.
  70. ^ Koppers et al. 1995 г., п. 541.
  71. ^ Koppers et al. 2003 г., п. 25.
  72. ^ Янни и Кастильо 1999, п. 10586.
  73. ^ Wyatt, J.L .; Quinn, T.M .; Дэвис, Г. (Декабрь 1995 г.). «Предварительные исследования петрографии и геохимии известняков на гайотах Лималок и Воджебато (участки 871 и 874), Республика Маршалловы Острова» (PDF). Атоллы и Гайоты северо-западной части Тихого океана: участки 871–880 и участок 801. Труды программы Ocean Drilling, 144 научных результата. 144. Программа морского бурения. п. 430. Дои:10.2973 / odp.proc.sr.144.056.1995. Получено 2018-07-04.
  74. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 303.
  75. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 293.
  76. ^ а б c d е ж грамм Camoin et al. 2009 г., п. 42.
  77. ^ Арно Ванно и др. 1995 г., п. 820.
  78. ^ а б c Хаггерти и Премоли Сильва 1995, п. 938.
  79. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 298.
  80. ^ Koppers et al. 2003 г., п. 21.
  81. ^ а б c Pringle et al. 1993 г., п. 369.
  82. ^ Прингл и Дункан, 1995 г., п. 554.
  83. ^ Бергерсен 1995, п. 577.
  84. ^ Koppers et al. 1995 г., п. 539.
  85. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 381.
  86. ^ Кристи, Дье и Джи 1995, п. 498.
  87. ^ а б c Camoin et al. 2009 г., п. 57.
  88. ^ Зимановски, Бернд; Бюттнер, Ральф; Деллино, Пьерфранческо; Уайт, Джеймс Д.Л .; Волетц, Кеннет Х. (1 января 2015 г.). Взаимодействие магмы с водой и фреатомагматическая фрагментация. Энциклопедия вулканов. С. 473–484. Дои:10.1016 / B978-0-12-385938-9.00026-2. ISBN  9780123859389.
  89. ^ а б Кристи, Дье и Джи 1995, п. 500.
  90. ^ Рено, Робин В .; Джонс, Брайан (2011). «Гидротермальные среды, земные». Энциклопедия геобиологии. Springer Нидерланды. С. 467–479. Дои:10.1007/978-1-4020-9212-1_114. ISBN  9781402092114.
  91. ^ Enos et al. 1995 г., п. 791.
  92. ^ Кристи, Дье и Джи 1995, п. 499.
  93. ^ а б c Линкольн и др. 1995 г., п. 786.
  94. ^ а б Хаггерти и Премоли Сильва 1995, п. 943.
  95. ^ Линкольн и др. 1995 г., п. 782.
  96. ^ а б c d е ж грамм Camoin et al. 2009 г., п. 44.
  97. ^ Хаггерти и Премоли Сильва 1995, п. 942.
  98. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 370.
  99. ^ Pringle et al. 1993 г., п. 290.
  100. ^ Camoin et al. 1995 г., п. 286.
  101. ^ а б c Camoin et al. 2009 г., п. 61.
  102. ^ а б c Pringle et al. 1993 г., п. 291.
  103. ^ Larson et al. 1995 г., п. 929.
  104. ^ Бергерсен 1995, п. 573.
  105. ^ Уилсон и Опдайк 1996, п. 555.
  106. ^ Camoin et al. 2009 г., п. 50.
  107. ^ Camoin et al. 2009 г., п. 58.
  108. ^ а б Camoin et al. 2009 г., п. 64.
  109. ^ Линкольн и др. 1995 г., п. 779.
  110. ^ Джонсон и др. 2002 г., п. 562.
  111. ^ Премоли Сильва, Никора и Арно Ванно 1995, п. 183.
  112. ^ а б c d Camoin et al. 2009 г., п. 46.
  113. ^ а б c Camoin et al. 2009 г., п. 49.
  114. ^ Уилсон и Опдайк 1996, п. 557.
  115. ^ Линкольн, Энос и Огг, 1995 г., п. 267.
  116. ^ а б Camoin et al. 2009 г., п. 55.
  117. ^ Арно Ванно и др. 1995 г. С. 833–834.
  118. ^ Camoin et al. 2009 г., п. 48.
  119. ^ Линкольн и др. 1995 г., п. 787.
  120. ^ Camoin et al. 2009 г., п. 59.
  121. ^ Хаггерти и Премоли Сильва 1995, п. 947.
  122. ^ Camoin et al. 1995 г., п. 288.
  123. ^ Camoin et al. 2009 г., п. 62.
  124. ^ Camoin et al. 1995 г., п. 289.
  125. ^ Wilson, Paul A .; Jenkyns, Hugh C .; Элдерфилд, Генри; Ларсон, Роджер Л. (апрель 1998 г.). «Парадокс затопленных карбонатных платформ и происхождение гайотов мелового периода Тихого океана». Природа. 392 (6679): 893. Дои:10.1038/31865. ISSN  0028-0836. S2CID  4423865.
  126. ^ Гамильтон и Рекс 1959, п. 790.
  127. ^ Туми, Майкл Р .; Эштон, Эндрю Д.; Raymo, Maureen E .; Перрон, Дж. Тейлор (июнь 2016 г.). «Поздний кайнозойский уровень моря и подъем современных атоллов с краями». Палеогеография, палеоклиматология, палеоэкология. 451: 80. Дои:10.1016 / j.palaeo.2016.03.018. HDL:1912/8084. ISSN  0031-0182.
  128. ^ Батурин, Г. Н .; Юшина И.Г. (апрель 2007 г.). «Редкоземельные элементы в фосфатно-ферромарганцевых корках подводных гор Тихого океана». Литология и минеральные ресурсы. 42 (2): 103. Дои:10.1134 / s0024490207020010. ISSN  0024-4902. S2CID  129790361.
  129. ^ Богданов и др. 1995 г., п. 749.
  130. ^ Watkins, D.K .; Premoli Silva, I .; Эрба, Э. (декабрь 1995 г.). «Покрытые марганцем твердые почвы мелового и палеогенового возраста из гайотов центральной части Тихого океана» (PDF). Атоллы и Гайоты северо-западной части Тихого океана: участки 871–880 и участок 801. Труды программы Ocean Drilling, 144 научных результата. 144. Программа морского бурения. п. 115. Дои:10.2973 / odp.proc.sr.144.017.1995. Получено 2018-07-06.
  131. ^ Camoin, G.F .; Дэвис, П. Дж., Ред. (1998-03-23). Рифы и карбонатные платформы в Тихом и Индийском океанах. п. 16. Дои:10.1002/9781444304879. ISBN  9781444304879.
  132. ^ Богданов и др. 1995 г., п. 748.
  133. ^ Стойка, F.R .; Bohrmann, H.W .; Hobbs, P.R.N. (1995). «Отчет с данными: расчеты скорости массового накопления и лабораторные определения карбоната кальция и эолового материала в неогеновых отложениях Маршалловых островов, участки 871, 872 и 873» (PDF). Атоллы и Гайоты северо-западной части Тихого океана: участки 871–880 и участок 801. Труды программы Ocean Drilling, 144 научных результата. 144. Программа морского бурения. п. 954. Дои:10.2973 / odp.proc.sr.144.059.1995. Получено 2018-07-07.
  134. ^ а б Whatley, R .; Бумер И. (декабрь 1995 г.). «Остракоды от верхнего олигоцена до плейстоцена от гайотов в западной части Тихого океана: скв. 871A, 872C и 873B» (PDF). Атоллы и Гайоты северо-западной части Тихого океана: участки 871–880 и участок 801. Труды программы Ocean Drilling, 144 научных результата. 144. Программа морского бурения. п. 90. Дои:10.2973 / odp.proc.sr.144.072.1995. Получено 2018-07-07.
  135. ^ а б Эрба, Э. (декабрь 1995 г.). «Количественная наннофоссильная биостратиграфия четвертичных последовательностей гайотов в центральной и западной частях Тихого океана» (PDF). Атоллы и Гайоты северо-западной части Тихого океана: участки 871–880 и участок 801. Труды программы Ocean Drilling, 144 научных результата. 144. Программа морского бурения. п. 9. Дои:10.2973 / odp.proc.sr.144.004.1995. Получено 2018-07-07.
  136. ^ Гамильтон и Рекс 1959, п. 792.
  137. ^ Гамильтон и Рекс 1959, п. 793.
  138. ^ Bandy, Orville L .; Ингл, Джеймс С.; Фрерихс, Уильям Э. (1967). «Изоморфизм у« Sphaeroidinella »и« Sphaeroidinellopsis »"". Микропалеонтология. 13 (4): 483–488. Дои:10.2307/1484723. JSTOR  1484723.
  139. ^ Эмери, Трейси и Лэдд, 1954 г., п. 71.
  140. ^ Camoin et al. 2009 г., п. 54.
  141. ^ Энос, Камоин и Эбрен 1995, п. 306.
  142. ^ Энос, Камоин и Эбрен 1995, п. 305.

Источники