Тектоника океанів

Тектоника океанов

Введение

Условия залягання гірських порід дно якої океану важко ще піддаються вивченню, але існує обставина, що значно полегшує це завдання. Нагромадження осадів та процеси руйнації у затінках океану настільки уповільнені, що результати вертикальних тектонічних рухів добре виражаються у рельєфі дна і це їхнє вираження у протягом довгого часу зберігається. Області тектонічного підняття виражені опуклостями дна, області тектонічного прогибания — його западинами: глыбовая тектонічна структура характеризується складно розчленованим рельєфом дна. Так само і вулканічні форми добре зберігаються в рельєфі дна, якщо їх сховано під товщею воды.

Следовательно, ми можемо використовувати рельєф океанічного дна для характеристики тектонічних і вулканічних структур. Слід, проте, відзначити, що таких чином у основному можуть бути встановлені тектонічні структури, освічені вертикальними рухами земної кори. Структури, пов’язані з горизонтальними рухами, можуть бути в тому разі, коли ці руху сприяли помітним горизонтальним смещениям окремих частин раніше освічених єдиних форм рельефа.

Рассмотрение рельєфу дна океану саме не наказує на вік тій чи іншій структури та у тому, аби зрозуміти історію океанічних структур, необхідно шукати додаткові данные.

Структуры океанічного дна

Структуры, спостережувані дно якої океану, можна розділити з їхньої розмірам і значенням на кілька категорій. До структурам першої категорії, найбільшим, слід віднести океанічні улоговини і срединно-океанические хребти. Вони протиставляються одна одній майже як і на материках протипоставлено платформи, і геосинклинали. Перші своїм будовою свідчить про тектоническую стабільність, другі, навпаки, своїм виглядом свідчить про великий рухливості земної коры.

Океанические улоговини займають більшу частину площі ложа Світового океану. У Атлантичному океані вони протягуються двома смугами на обидва смуги серединного хребта. Найбільші улоговини, розташовані на захід від хребта, — це Северо-Американская, Бразильська і Аргентинська. На схід від хребта великими є Канарская, Ангольська і Капская улоговини. У Індійському океані є сім великих улоговин: Аравійська, Сомалійська, Мадагаскарська, Мозамбикская, Центральна, Западно-Австралийская, Крозе. Основну площа моря займають улоговини: Північно-Західна, Северо-Восточная, Центральна, Південна, Перуанська. Ряд великих улоговин відомий у Північному Льодовитому та Південному океанах.

Особенностью всіх зазначених улоговин є цілком горизонтальне становище їх дна скрізь, де є опади і улоговини не ускладнені структурами другої і покладають третьої категорії - «асейсмичными» хребтами чи окремими дрібнішими поднятиями. Сейсмічні дані свідчить про таку ж цілком горизонтальне залягання верств всередині осадової товщі під пласким дном.

Рассматривая «асейсмичные» хребти і малі підняття як вторинні структурні ускладнення улоговин і, прийнявши до уваги, що спокійні ділянки займають займають значно більшу площа, ніж ці вторинні ускладнення, що завжди мають локальний характер, ми можемо вважати улоговини своєрідними «океанічними платформами», що майже не піддавалися дислокациям після свого образования.

Срединно-океанические хребти в рельєфі у цілому положисті вали шириною від 1000 до 3000 км і заввишки над сусідніми улоговинами в 2−3 км. На схилах серединних хребтів були виявлено невисокі - до сотні метрів — уступи, які ми можемо витлумачити як скиди чи взрезы. Дуже розсічений рельєф типовий для осьової зони майже всіх серединних хребтів (крім Восточно-Тихоокеанского). Уздовж осі серединного хребта протягується ланцюжок вузьких і довгих западин, ширина яких сягає кілька десятків кілометрів, а дно опущений щодо що оточували зон хребта на 1,5−2 км. Схили цих западин дуже круті. До западинам з обох боків прилягають найвищі зони хребта, які характеризуються і найскладнішим рельєфом: вони розділені силою-силенною невеликих по протягу опуклостей і западин з різкими перепадами висот, измеряемыми сотнями метрів. Всі ці особливості будівлі осьової смуги серединних хребтів слід, очевидно розуміти, як прояв інтенсивної глыбовой тектоніки, причому осьові западини є грабены, а, по обидва боки них серединний хребет розривами розбитий на підняті і опущені глыбы.

Вся сукупність на структурні особливості, характеризуючих срединно-океанические хребти, дозволяє вбачати у реформі них аналоги материкових рифтовых поясів. Ширина склепінь, їх висота, завширшки глибина грабенов материкових рифтовых поясів близькі до відповідним розмірам океанічних серединних хребтов.

Связь срединно-океанического хребта з континентальним рифтовым поясом виражається не лише у тектонічної структурі, а й у вулканизме. Серединні океанічні хребти складено базальтами, і вздовж осьової їх зони у багатьох місцях розташовані вулкани, активні досі, извергающие як толеитовые, і лужні базальты. Базальтові сповіді інтенсивні й у континентальних рифтовых поясах, у яких, проте, лужні базальты різко преобладают.

Следовательно, є достатньо підстав вважати, що срединно-океанические хребти — це океанічні рифтовые пояса.

Своды, у яких розташовані грабены, що входять до склад Аравийско-Африканского пояса, у кінці мезозою і палеогену. Грабены почали опускатися з кінця палеогену, але головним чином міоцені, а найбільш інтенсивне їх опускання відбувався за кінці пліоцену й у плейстоцене.

Исходя з безпосередній зв’язок системи серединних океанічних хребтів з материковим рифтовым поясом, можна припустити, що подьем серединного хребта відбувався й у пізньому мезозое і палеогене, а формування грабенов вздовж його осі - в неогене й у четвертичное время.

Следует спеціально відзначити, що найбільший континентальний рифтовый пояс має протяжність трохи більше 6000 км, то загальна протяжність океанічного рифтового пояса, об'єднаного в наскрізну систему серединних хребтів, сягає 60 000 км.

К наступній за значенням категорії структур океанічного дна ставляться колись всього «асейсмичные» хребти. Це Китовий хребет в Атлантичному океані, Маскаренский, Мальдивский, Восточно-Индийский і Западно-Австралийский в Індійському океані, ряд аж надто довгих широтних хребтов-разломов у частині Тихово океану (Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон), хребти Кокосовий, Сала-и-Гомес, Наска, Западно-Чилийский в юговосточной частини тієї самої океану. Можливо, що до цього ж загону треба віднести ряд хребтів Меланезії. У Льодовитому океані «асейсмичными» є хребти Ломоносова і Менделеева.

Прямолинейность майже всіх згаданих хребтів добре свідчить про зв’язок його з розломами земної кори. Іншим зазначенням ту зв’язок вказує те, що зазвичай такі хребти поділяють ділянки дна різною глибини. Наприклад, Мальдивский хребет протягнувся вздовж кордони між глибокої Аравійської улоговиною і більше дрібним ділянкою Індійського океану. Западно-Австралийская улоговина північніше Западно-Австралийского хребта багато глибше, ніж південніше него.

Еще одним зазначенням на зв’язок цих хребтів з розломами є характер їх структурних продовжень на материках. На простирании Китового хребта в Південно-Західної Африці і Анголі протягом 1500 км відомо одинадцять кільцеподібних вулканічних структур, сложенных лужними лавами. З тих ж простирании лежить грабен Лукапа, якого приурочені интрузии основних порід і кимберлитов. Всі ці вулканічні породи утворювалися після пермі, але до пізнього крейди. Вони, безсумнівно, лежать у однієї системі розламів. Позаяк це їхній смуга є наземним продовженням Китового хребта, треба думати, як і останній пов’язані з розламом і спочатку утворився перед пізнім мелом.

Если продовжити простягання Мальдивского хребта північ, ми потрапимо на величезне полі платобазальтов Декана у районі Бомбея. Платобазальты мали випливати на поверхню по глибоким тріщинам. Вік базальтів — пізній крейда — эоцен. Хоча пряма зв’язок підводного хребта з Деканом не доведено, цілком можливо припущення, як і підводний хребет і платобазальты пов’язані з одного системою базальтов.

Дугообразная форма Маскаренского хребта теж суперечить зв’язку його з розламом. Цей хребет справді може відповідати розламу, окаймляющему Маскаренскую западину і отделяющему його від оточуючих ділянок дна Індійського океану.

Все перелічені досі «асейсмичные» хребти мають пласку вершину і круті схили. Зважаючи на це, і навіть їх зв’язку з розломами, можна вважати їх горстами, приуроченными до разрывным швах між великими ділянками океанічних котловин.

Широтные «асейсмичные» хребты-разломы у частині моря, судячи з їхнього рельєфу, є односторонніми горстами, бо один схил положистий, а інший крутий. Хребет Меррей і двох односторонніх горстов, розділених грабеном. По крайнього заходу два хребта мають продовження на материку Північної Америки. Хребет-разлом Кларион триває біля Мексики. На його простирании лежить великий тектонічний розрив, що відокремлює палеозойские метаморфічні породи, розташовані південніше нього, від молодих вулканічних порід, розвинених на північ. Уздовж розламу витягнулися ланцюгом вулкани, як активні досі, і недавно угасщие.

Двойной хребет Меррей по простиранию відповідає широтному Поперечному хребту Південної Каліфорнії, замикаючому з півдня Каліфорнійську долину. Якщо ми порівняємо рельєф підводного хребта Меррей із геологічною будовою Поперечного хребта, то виявимо помітне подібність. Північне і Південне крила Поперечного хребта пологи. Вони складено крейдовими і эоценовыми відкладеннями, падаючими убік сусідніх депресій. А осьова зона хребта зайнята грабеном, у якому збереглися миоценовые і плиоценовые опади. Отже, ми бачимо тут два звернених друг до другу крутими флангами односторонніх підняття, розділених грабеном. Рельєф хребта-разлома Меррей відбиває ті ж самі структуру. Тільки розмах рельєфу тут менше, ніж амплітуда тектонічного рельєфу суші. Поперечний хребет почав підніматися наприкінці пізнього крейди і по міоцену зберігав форму зводу. Подовжній грабен вздовж осі хребта утворився наприкінці міоцену. З безпосередньої зв’язку цих двох структур природно припустити, як і підводний разлом-хребет Меррей має таку ж историю.

На простирании хребта Мендосино всю систему Кордильєр пересічена смугою плиоценовых вулканічних лав. Це лави плато Малер і басейну р. Снейк. До півночі і на півдні звідси зона, зайнята лавами, сильно звужується і переважання переходить до миоценовым і эоценовым лавам. Не виключена можливість, що Кордильєри на простирании хр. Мендосино перетинаються поперечним розламом, прихованим під лавами.

К цієї категорії структур належать численні підводні підняття округлої, овальної чи неправильної форми. Це піднесеність Рио-Гранде в Атлантичному океані, височини Крозе і Кергелен в Індійському океані, мабуть, ряд підводних пагорбів в Меланезії в південно-західній частині Тихого океану. Усі вони теж мають круті схили і взагалі рівну поверхню.

Представителями тієї ж самої категорії структур є лінійні гряди підводних і надводних вулканів, об'єднаних спільною підніжжям у вигляді пологого валу. Такі гряди розвинені в Тихому океані. До них належать гряда Гавайських островів з великим числом приналежних до неї підводних вулканів, гряда Імператорських підводних гір, гряди островів і підводних гір Маршаллових, Лайн, Туамоту, Кука, Тубуаи і ін. Щоправда, зовнішнє вираз цих стуктур має стільки тектонічна, скільки вулканічне походження. Але лінійність вулканічних гряд свідчить про їхнє зв’язки Польщі з тектонічними розломами земної кори. Вік виверження у тих грядах — четвертинний і плиоценовый. Отже, і розлами мають бути відносно молодими. Цікаво зазначити, що гряди вулканів і центральній частині моря загалом простягнулися єдиної смугою вздовж осі океану від краю Південної Америки на південному сході до Камчатки на північному заході. На південному сході ця смуга перетнула (у про. Великодня) Восточно-Тихоокеанское підняття, будучи освітою молодшим, чому це поднятие.

От «асейсмичных» хребтів ці вулканічні гряди відрізняються пологими схилами, непомітно сливающимися з дном оточуючих улоговин, і вузьким гребенем, вкритим ланцюжком вулканов.

Наконец останню категорію структур океанічного дна слід зарахувати океанічні гори і гийоты, безладно розсипані за всі океанами і особливо численні в Тихому океані. Ці структури мають вже цілком вулканічну природу.

При описі материкових околиць необхідно повернутися до глибоководним жолобам. На схилах жолобів виявлено нормальні скиди, що свідчить про участі розтяги освіти цих структур нейтральних. Прошарки опадів дно якої жолобів залягають цілком горизонтально і впираються своїми краями в круті склоны.

Данные про час освіти глибоководних жолобів дещо суперечливі. Розвиток їх відбувалося аж до останнього геологічного часу, що у певних місцях ними зрізано плейстоценовые материкові структури, що спостерігається, наприклад, на Філіппінах й у Японії. Проте початок освіти глибоководних жолобів треба віднести більш раннє час, мабуть початку неогена.

Палеогеографические данные

На материках, облямованих окраїнами атлантичного типу, є непрямі геологічні ознаки, що поза межами їх околиць, там, де й сьогодні перебувають океанічні западини, в палеозое і на початку мезозою існували континентальні умови. Ці ознаки виражаються, по-перше, у вигляді приноса обломочного матеріалу сиалического складу із боку сучасного океану в бік сучасного материка, по-друге, у вигляді обміну фауною і флорою між материками, навіщо були потрібні сухопутні связи.

Признаки першого типу зазначають, що у крайнього заходу на частини території, зайнятою нині океаном, раніше існували ділянки суші, котрі піддавалися розмивання, причому сиалический склад сносимого з нього обломочного матеріалу свідчить, що земна кора цих ділянках мала континентальне будова. Наприклад, з розміщення раннепалеозойских осадових порід у скандинавських горах можна дійти невтішного висновку, що під час їх відкладення значний принесення обломочного матеріалу здійснювався із заходу, тобто. в галузі, зайнятою водами в Атлантичному океані. Ордовикские відкладення, представлені у районах, віддалених від океану, переважно вапняками, у напрямку до узбережжю стають дедалі більше терригенными.

По інший бік тієї самої океану — в Аппалачах — є ознаки приноса сиалического обломочного матеріалу в палеозое з південного сходу, тобто. знов-таки із боку сучасного океана.

В Африці під час позднепалеозойского зледеніння частина льодовиків, судячи з напрямку штрихів на похованих баранячих лобах, рухалася зі Сходу — із боку Індійського океану та, що особливо важливо, приносила з собою гранітні валуни. Принесення гранітних валунів у верхній палеозое із боку океану відзначається також бегемотів у Південній Австралии.

Каспийские гори, що займають крайній південь Африки, складено переважно континентальними відкладеннями верхнього палеозою й нижнього мезозою, що містять тиллиты (формація Карру). Відкладення носять характер молассовой формації. Вона має велику потужність (до 7000 м) і накопичилися у зоні прогибания, котра, за своєї форми і історії є типовим передовим прогином. Але підняття, перед фронтом якої цей передовий прогин розвивався, перебувало поза сучасного материка — південніше його. А ще вказує можливий напрямок приноса обломочного матеріалу. По простиранию на схід смуга континентальних відкладень формації Карру срезается краєм Індійського океану. Очевидно, що це відкладення мали тривати туди, де й сьогодні океан.

Признаки другого типу, як відомо, віддавна сприяли ідеї існування в пізньому палеозое і ранньому мезозое єдиного південного материка Гондваны, який об'єднував древні платформи Південної Америки, Африки, Аравії, Индостана, Австралії та Антарктиди. Ставлення до Гондване виникло в з великим подібністю широко розвинених на перелічених материках позднепалеозойских і раннемезозойских континентальних відкладень, у зв’язку з великий спільністю наземної фауни великих рептилій і флори глоссоптерисов і хвощів, соціальній та зв’язку з подібністю кліматичних умов, що призвели усім південних материках до майже одночасному позднепалеозойскому і раннемезозойскому оледенению.

Однако, на думку ряду дослідників, арґументів на користь існування тоді єдиного суцільного материка Гондваны що неспроможні вважатися вичерпними. Базуючись на аналізі поширення окремих сімейств, родів та видів, вони дійшли висновку, що, хоча наприкінці палеозою і на початку мезозою між південними материками існувала гараздо найкраща наземна зв’язок, а не пізніше, цей зв’язок все ж ми вона була абсолютною. Наприклад, Сімпсон вказує, що з тріасових рептилій, відомих у Америці, лише 43% сімейств і побачили 8-го% пологів виявлено й у Африці, тоді як однакових видів немає зовсім. Отже, міграція здійснювалася, але її шляху якийсь «фільтр», що її обмежував. Тож замість незбираного материка імовірніше припустити наявність тимчасових «мостів» між материками, наприклад, у формі архіпелагів. Але можливе й те рішення: більш-менш єдиний материк, розчленований на частини мелководными морськими басейнами. Останнє тлумачення тим паче мабуть, що палеозойское гондванское олединение, як вказував, наприклад, Л. Б. Рухин, були здійснитися, якщо всередині Гондваны був внутрішніх холодних басейнів в ролі джерел вологи. Що ж до подібності розвинених цих материках континентальних формацій, воно зумовлювався подібністю фізико-географічних умов і саме собою для свого пояснення не вимагає уявлення про єдиному материке.

Связи між окремими частинами Гондваны було порушено у неповній середній юрі, а протягом крейдяного періоду океани придбали сучасні контури.

Иной характер має Тихий океан. Яких або палеогеографических вказівок на існування у палеозое ділянок суші дома того океану немає. Навпаки, все трансгресії околицях моря поширювалися із боку океану. Так був у Кордильєрах Північної Америки, в Андах Південної Америки, у Японії, в Східної Австралії. Тому треба думати, що у палеозое дома Тихого океану існував великий морської бассейн.

Для пізніших часів — мезокайнозоя — у деяких районах, оточуючих Тихий океан, є ознаки приноса обломочного матеріалу із боку сучасного океану. Такі спостереження зроблено Андах, Кордильєрах, Японії, на Камчатці.

Но оскільки глибоководні відкладення тієї самої мезокайнозойского віку виявлено дно якої океану неподалік берега, немає підстави вважати існування й для мезокайнозоя будь-яких великих масивів суші дома моря. Розмивання могли піддаватися невеликі окраїнні підняття, потім опустившиеся.

Крупные ділянки суші перебували донедавна геологічного минулого дома багатьох крайових й міністром внутрішніх морів. Це встановлюється з аналізу напрями знесення і складу опадів, і навіть з урахуванням більш загальних палеогеографических реконструкцій.

По ряду ознак було встановлено, що крайові моря, розташовані вздовж західної околиці моря, опустилися протягом неогену І що раніше натомість перебувала суша з корою континентального состава.

Заключение

До нижнемезозойского часу включно дома тих океанів, які облямовані перефериями атлантичного типу, існували ділянки суші, складені сиалическими породами, зокрема гранітами. Такі ділянки суші існували дома сучасних Атлантичного і Індійського океанів. У Тихому океані, облямованому периферією тихоокеанського типу, ознак колишнього існування великих ділянок суші нет.

В цьому сенсі віддавна виникла ідея про наявність двох типів океанів: Тихий океан вважають «первинним» чи у разі дуже древнім, що виникли ще до його фанерозоя, а Атлантичний і Індійський океани належать до категорії «вторинних» океанів, які утворилися на початку мезозою дома колишньої суші. Проте механізм «вторинного» освіти цих двох океанів у різний час трактувався по-різному. Спочатку передбачалося опускання суші з перетворенням їх у океан. У останнім часом багато дослідників дотримуються тієї погляду, що Атлантичний і Індійський океани до мезозою не існували, оскільки які обмережують їх материки були зближені і об'єднують у один цілий материк. А освіта океанів було з раскалыванием цього цілого материка і з горизонтальним раздвижением убік отколовшихся материкових брил, що й стали сучасними материками. Первинний єдиний материк, у цій точки зору, зусебіч омывался водами моря. Після розколу материка і розсування його частин площа моря сократилась.

Следующий висновок у тому, що спочатку мезозою області, зайняті зараз океанами, стали ареною, колосальної за інтенсивністю, але хімічно одноманітною вулканічної діяльності, що привів його до того що, що це дно океанів виявилося вкритим товщею платобазальтов. Нам достовірно невідомий склад третього шару. Але цілком можливо, що вона становить з іншим шаром одне генетичне ціле і складено із гипабиссальных интрузивных основних та ультраосновных порід, їхнім виокремленням сукупність глибинних «коренів» излившихся платобазальтов.

Повсеместное вилив базальтів мало закінчитися до середньої юрі, коли лежить на поверхні базальтів у деяких районах океанів почали отлагаться опади. Але вилив базальтів тривав і після цього, площа тільки, охоплена вулканічними процесами, поступово скорочувалася. Вулканизм переймався в дедалі більш вузької зоні вздовж срединно-океанических хребтів. Паралельно зі скороченням площі вулканізму площа відкладення опадів розширювалася, й більше молоді опади піднімалися вищої схилу серединних хребтів. Уздовж гребеня хребтів розвинені найбільш молоді базальты — плиоценовые і четвертинні, а опади там майже зовсім відсутні.

В протягом мезозою і зі дна океанічних улоговин піднімалися окремі височини, і навіть вулканічні конуси у вигляді підводних крейдяних гір і гийотов. Всі ці структури ускладнили будова улоговин, проте величезні площі останніх виявилися не порушеними цими ускладненнями і збереглося виключно спокійне залягання осадових слоев.

Все перелічені явища протікали і натомість значно більше загального процесу поглиблення океану. Ознаки такого поглиблення видно у структурі гийотов і каралловых островів, в розрізах багатьох ділянок дна, де понад молоді глибоководні опади подстилаются більш древніми мелководными.

Размер поглиблення океанів на різних роботах різний. Протягом часу із раннього крейди океанічний басейн став глибше приблизно від 2 до 6 км.

Прогибание дна у внутрішніх областях океану протягом крейдяного періоду й пізніше ми можемо експортувати один ряду зустрічей за процесом опускання океанічній периферії. Це опускання відбувався за цілому спокійно на периферіях атлантичного типу, і значно більше бурхливо на тихоокеанських периферіях. Для периферій обох типів опускання визначало основну спрямованість геологічного розвитку. Тепер дивіться, що опускання земної кори властиво як перифериям, але і всієї площі океанів.

Суммируя дедалі більше коротко, можна побачити в океанах великі області відсутності сиалических порід, звичайних для континентів, області опускання земної кори, масового прояви базальтового вулканізму і інтенсивного розколювання. Ці особливості свого розвитку океани виявляли у протягом мезозою і кайназоя.

Внутренние і окраїнні моря також виявляють у структурі свого дна ознаки опускання земної кори. На місці багатьох з яких геологічно нещодавно були ділянки суші, складені континентальними породами. Освіта базальтового шару кори і перетворення суходолу на глибокі морські западини відбувалося в неогене і лише у деяких із морів почався ще мезозое.

Список литературы

В.В. Бєлоусов «ГЕОТЕКТОНИКА» изд-ва МДУ р. Москва 1976 г.

Хайн-Ламизе «ГЕОТЕКТОНИКА» изд-ва «НАДРА» р. Москва 1984 г.

Для підготовки даної праці були використані матеріали із сайту internet.