Тектоніка океанів

Вступ

Умови залягання гірських порід на дні океану ще важко піддаються вивченню, але існує обставина, яка значно полегшує це завдання. Накопичення опадів і процеси руйнування в глибинах океану настільки уповільнені, що результати вертикальних тектонічних рухів добре виражаються в рельєфі дна і це їх вираження протягом тривалого часу зберігається. Області тектонічного підняття виражені опуклостями дна, області тектонічного прогинання - його западинами: брилові тектонічна структура характеризується складно розчленованим рельєфом дна. Точно також і вулканічні форми добре зберігаються в рельєфі дна, якщо вони приховані під товщею води.

Отже, ми цілком можемо використовувати рельєф океанічного дна для характеристики тектонічних і вулканічних структур. Слід, однак, відзначити, що в такий чином в основному можуть бути виявлені тектонічні структури, утворені вертикальними рухами земної кори. Структури, пов'язані з горизонтальними рухами, можуть бути встановлені тільки в тому випадку, якщо ці рухи привели до помітних горизонтальних зсувів окремих частин раніше утворених єдиних форм рельєфу.

Розгляд рельєфу дна океану саме по собі не дає вказівки на вік тієї чи іншої структури і для того, щоб зрозуміти історію океанічних структур, необхідно шукати додаткові дані.

Структури океанічного дна

Структури, спостерігаються на дні океану, можуть бути розділені за їх розмірами і значенням на кілька категорій. До структурам першої категорії, найбільшим, слід віднести океанічні улоговини і серединно-океанічні хребти. Вони протиставляються один одному майже так само, як на материках протиставлені платформи і геосинкліналі. Перші своєю будовою вказують на тектонічну стабільність, другий, навпаки, своїм виглядом свідчать про велику рухливості земної кори.

Океанічні улоговини займають більшу частину площі ложа Світового океану. В Атлантичному океані вони простягаються двома смугами по обидві смуги серединного хребта. Найбільш великі улоговини, розташовані на захід від хребта, - це Північно-Американська, Бразильська і Аргентинська. На схід від хребта великими є Канарська, ангольський і Капська улоговини. В Індійському океані є сім великих улоговин: Аравийская, сомалійські, Мадагаскарська, Мозамбікській, Центральна, Західно-Австралійська, Крозе. Основну площу Тихого океану займають улоговини: Північно-Західна, Північно-Східна, Центральна, Південна, Перуанська. Ряд великих улоговин відомий в Північному Льодовитому та Південному океанах.

Особливістю всіх зазначених улоговин є майже зовсім горизонтальне положення їх дна всюди, де є опади і де улоговини не ускладнить структурами другого і третьої категорії - "асейсмічнимі" хребтами або окремими дрібнішими підняттями. Сейсмічні дані вказують на таке ж зовсім горизонтальне залягання шарів всередині осадовою товщі під плоским дном.

Розглядаючи "Асейсмічние" хребти і дрібні підняття як вторинні структурні ускладнення улоговин і взявши до уваги, що спокійні ділянки займають займають значно більшу площу, ніж ці вторинні ускладнення, які завжди мають локальний характер, ми можемо вважати улоговини своєрідними "океанічними платформами ", які майже не піддавалися дислокації після свого освіти.

Серединно-океанічні хребти в рельєфі представляють в цілому пологі вали шириною від 1000 до 3000 км і висотою над сусідніми улоговинами в 2-3 км. На схилах серединних хребтів були виявлені невисокі - до сотні метрів - уступи, які ми можемо витлумачити як скидання або взрези. Сильно розсічений рельєф типовий для осьової зони майже всіх серединних хребтів (за винятком Східно-Тихоокеанського). Уздовж осі серединного хребта простягається ланцюжок вузьких і довгих западин, ширина яких досягає декількох десятків кілометрів, а дно опущено щодо оздоблюють зон хребта на 1,5-2 км. Схили цих западин дуже круті. До западин по обидві сторони примикають найбільш високі зони хребта, які характеризуються і найбільш складним рельєфом: вони розділені на безліч невеликих за протягу опуклостей і западин з різкими перепадами висот, вимірювані сотнями метрів. Всі ці особливості будови осьової смуги серединних хребтів слід, очевидно розуміти як прояв інтенсивної глибового тектоніки, причому осьові западини являють собою грабени, а по обидва боки від них серединний хребет розривами розбитий на підняті й опущені брили.

Вся сукупність структурних особливостей, що характеризують серединно-океанічні хребти, що дозволяє бачити в них аналоги материкових рифтових поясів. Ширина склепінь, їх висота, ширина і глибина грабенів материкових рифтових поясів близькі до відповідних розмірами серединних океанічних хребтів.

Зв'язок серединно-океанічного хребта з континентальним рифтових поясом виражається не тільки в тектонічної структурі, але й у вулканізм. Серединні океанічні хребти складені базальтами, і вздовж осьової їх зони в багатьох місцях розташовані вулкани, активні до цього часу, які викидають як толеітовие, так і лужні базальти. Базальтові виливу інтенсивні і в континентальних рифтових поясах, в яких, однак, лужні базальти різко переважають.

Отже, є достатньо підстав вважати, що серединно-океанічні хребти - це океанічні рифтові пояса.

Склепіння, на яких розташовані грабени, що входять до складу Аравійському-Африканського пояса, формувалися в кінці мезозою і палеогену. Грабени почали опускатися з кінця палеогену, але головним чином в міоцені, а найбільш інтенсивне їх опускання відбувалося наприкінці пліоцену і в плейстоцені.

Виходячи з безпосереднього зв'язку системи серединних океанічних хребтів з материковим рифтових поясом, можна припускати, що підйом серединного хребта відбувався також у пізньому мезозої і палеогені, а формування грабенів уздовж його осі - в неогені і в четвертинний час.

Слід спеціально зазначити, що найбільший континентальний рифтової пояс має довжина трохи більше 6000 км, то загальна протяжність океанічного рифтової пояса, об'єднаного в наскрізну систему серединних хребтів, досягає 60000 км.

До наступного за значенням категорії структур океанічного дна відносяться перш всього "асейсмічние" хребти. Це китовий хребет в Атлантичному океані, Маскаренскій, Мальдівський, Східно-Індійський і Західно-Австралійський в Індійському океані, ряд дуже довгих широтних хребтів-розломів у східній частині Тихов океану (Мендосіно, Мари, Кларіон, Кліппертон), хребти Кокосовий, Сала-і-Гомес, Наска, Західно-Чилійський в південно-східній частині того самого океану. Можливо, що до цього ж ряду треба віднести ряд хребтів Меланезії. У Льодовитому океані "асейсмічнимі" є хребти Ломоносова і Менделєєва.

Прямолінійність майже всіх перерахованих хребтів добре вказує на зв'язок їх з розломами земної кори. Іншим вказівкою на ту ж зв'язок вказує те, що зазвичай такі хребти розділяють ділянки дна різної глибини. Наприклад, Мальдівський хребет простягнувся вздовж кордону між глибокої Аравійської улоговиною і більш дрібним ділянкою Індійського океану. Західно-Австралійська улоговина на північ від Західно-Австралійського хребта багато глибше, ніж на південь від нього.

Ще одним вказівкою на зв'язок цих хребтів з розломами є характер їх структурних продовжень на материках. На простягання китового хребта в Південно-Західній Африці та Анголі протягом майже 1500 км відомо одинадцять кільцеподібних вулканічних структур, складених лужними лавами. На тому ж простягання лежить грабен Лукапа, до якого приурочені інтрузії основних порід і кімберлітів. Всі ці вулканічні породи утворювалися після перму, але до пізньої крейди. Вони, безсумнівно, лежать в одній системі розломів. Оскільки їх смуга є наземним продовженням китового хребта, слід думати, що і останній пов'язаний з розломом і спочатку утворився перед пізнім крейдою.

Якщо продовжити простягання Мальдівському хребта на північ, то ми потрапимо на величезну поле платобазальтов Декана в районі Бомбея. Платобазальти мали витікати на поверхню по глибоких тріщин. Вік базальтів - пізній крейда - еоцен. Хоча прямий зв'язок підводного хребта з Деканом не доведена, досить імовірно припущення, що й підводний хребет і платобазальти пов'язані з однією системою базальтів.

Дугоподібна форма Маскаренского хребта також не суперечить його зв'язку з розломом. Цей хребет цілком може відповідати розлому, що обмережує Маскаренскую западину і відокремлює неї від навколишніх ділянок дна Індійського океану.

Всі перераховані до цих пір "асейсмічние" хребти мають пласку вершину і круті схили. З огляду на це, а також їх зв'язок з розломами, слід вважати їх жменями, приуроченому до розривних швах між великими ділянками океанічних улоговин.

широтні "Асейсмічние" хребти-розломи в східній частині Тихого океану, судячи з їх рельєфу, є односторонніми жменю, оскільки у них один схил пологий, а інший крутий. Хребет Мари складається з двох односторонніх жменю, розділених грабенами. Принаймні два хребта мають своє продовження на материку Північної Америки. Ребро-розлом Кларіон триває на території Мексики. На його простягання лежить великий тектонічний розрив, що відокремлює палеозойські метаморфічні породи, розташовані на південь від нього, від молодих вулканічних порід, розвинених на північ. Уздовж розлому витягнулися ланцюгом вулкани, як активні до цих пір, так і нещодавно угасщіе.

Подвійний хребет Мари по простиранню відповідає широтному поперечним хребту Південної Каліфорнії, що замикає з півдня Каліфорнійську долину. Якщо ми порівняємо рельєф підводного хребта Мари з геологічною будовою Поперечного хребта, то виявимо помітне схожість. Північне і Південне крила Поперечного хребта пологи. Вони складені крейдяними і еоценових відкладеннями, що падають у бік сусідніх депресій. А осьова зона хребта зайнята грабенами, в якому збереглися міоценових і пліоценового опади. Отже, ми спостерігаємо тут два звернених один до другу крутими флангами односторонніх підняття, розділених грабенами. Рельєф хребта-розлому Мари відображає таку ж структуру. Тільки розмах рельєфу тут менше, ніж амплітуда тектонічного рельєфу на суші. Поперечний хребет почав підніматися в кінці пізнього крейди і до міоцену зберігав форму склепіння. Поздовжній грабен уздовж осі хребта утворився наприкінці міоцену. Виходячи з безпосередньої зв'язку цих двох структур природно припустити, що й підводний розлом-хребет Мари має ту ж історію.

На простягання хребта Мендосіно вся система Кордильєр перетнута смугою пліоценового вулканічних лав. Це лави плато Малер і басейну р.. Снейк. До північ і на південь звідси зона, зайнята лавами, сильно звужується і переважання переходить до міоценовими і еоценових лав. Не виключена можливість, що Кордильєри на простягання хр. Мендосіно перетинаються поперечним розломом, прихованим під лавами.

До цієї ж категорії структур належать численні підводні підняття округлої, овальної або неправильної форми. Це височина Ріо-Гранде в Атлантичному океані, височини Крозе і Кергелен в Індійському океані, ймовірно, ряд підводних височин у Меланезії в південно-західній частині Тихого океану. Всі вони мають круті схили і загалом рівну поверхню.

Представниками тієї ж категорії структур є лінійні пасма підводних і надводних вулканів, об'єднаних загальною підніжжям у формі пологого валу. Такі гряди розвинені в Тихому океані. До них відносяться гряда Гавайських островів з великим числом що належать до неї підводних вулканів, гряда Імператорських підводних гір, пасма островів і підводних гір Маршаллових, Лайн, Туамоту, Кука, Тубуаї і ін Правда, зовнішнє вираження цих стуктур має не стільки тектонічна, скільки вулканічне походження. Але лінійність вулканічних гряд свідчить про їх зв'язок з тектонічними розломами земної кори. Вік виверження в цих грядках - четвертинний і пліоценового. Отже, і розломи повинні бути відносно молодими. Цікаво відзначити, що пасма вулканів і центральній частині Тихого океану в цілому простяглися єдиної смугою вздовж осі океану від південного краю Південної Америки на південному сході до Камчатки на північно-заході. На південному сході ця смуга перетнула (в о. Великодня) Східно-Тихоокеанський підняття, будучи освітою більш молодим, ніж це підняття.

Від "Асейсмічних" хребтів ці вулканічні гряди відрізняються пологими схилами, непомітно зливаються з дном навколишніх улоговин, і вузьким гребенем, покритим ланцюжком вулканів.

Нарешті в останню категорію структур океанічного дна слід зарахувати океанічні гори і гійоти, безладно розсипані по всіх океанах і особливо численні в Тихому океані. Ці структури мають вже повністю вулканічну природу.

При описі материкових околиць необхідно повернутися до глибоководних жолобів. На схилах жолобів були виявлені нормальні скиди, що свідчать про участь розтягування в освіті цих структур. Шари опадів на дні жолобів залягають абсолютно горизонтально і впираються своїми краями в круті схили.

Дані про час освіти глибоководних жолобів наскільки суперечливі. Розвиток їх відбувалося аж до самого останнього геологічного часу, оскільки в деяких місцях ними зрізані плейстоценову материкові структури, що спостерігається, наприклад, на Філіппінах і в Японії. Але початок утворення глибоководних жолобів треба віднести на більш ранній час, імовірно на початок неогену.

палеогеографічні дані

На материках, облямованих околицями атлантичного типу, є непрямі геологічні ознаки того, що за межами їх околиць, там, де зараз знаходяться океанічні западини, в палеозої і початку мезозою існували континентальні умови. Ці ознаки виражаються, по-перше, у формі принесення уламкового матеріалу сіаліческого складу з боку сучасного океану в бік сучасного материка, по-друге, у формі обміну фауною і флорою між материками, для чого були потрібні сухопутні зв'язку.

Ознаки першого типу вказують на те, що принаймні на частині території, зайнятої в даний час океаном, раніше існували ділянки суші, що піддавалися розмиву, причому сіаліческій складу зноситься з них уламкового матеріалу свідчить, що земна кора на цих ділянках мала континентальне будову. Наприклад, з розміщення раннепалеозойскіх осадових порід у Скандинавських горах можна зробити висновок, що під час їх відкладення значний принесення уламкового матеріалу здійснювався з північного заходу, тобто з області, зайнятої водами Атлантичного океану. Ордовицького відкладення, представлені в районах, віддалених від океану, переважно вапняками, у напрямку до узбережжя стають все більш теригенними.

За інший бік того ж океану - в Аппалачах - є ознаки принесення сіаліческого уламкового матеріалу в палеозої з південного сходу, тобто знову ж таки з боку сучасного океану.

В Південній Африці під час позднепалеозойского заледеніння частина льодовиків, судячи з напрямком штрихів на похованих баранячих лобах, рухалася зі сходу - з боку Індійського океану і, що особливо важливо, приносила з собою гранітні валуни. Принесення гранітних валунів у верхньому палеозої з боку океану відзначається також в Південній Австралії.

Каспійські гори, що займають крайній південь Африки, складені переважно континентальними відкладеннями верхнього палеозою і нижнього мезозою, що містять тілліти (формація Карру). Відкладення носять характер молассовой формації. Вони мають велику потужність (до 7000 м) і накопичилися в зоні прогинання, яка за своєю формою та історії є типовим передовим прогином. Але підняття, перед фронтом якого цей передовий прогин розвивався, знаходилося за межами сучасного материка - на південь від нього. На це вказує напрямок принесення уламкового матеріалу. За простиранню на схід смуга континентальних відкладів формації Карру зрізається краєм Індійського океану. Цілком очевидно, що ці відкладення повинні був?? продовжуватися туди, де зараз океан.

Ознаки другого типу, як відомо, вже давно привели до ідеї існування в пізньому палеозої і ранньому мезозої єдиного південного материка Гондвани, який об'єднував древні платформи Південної Америки, Африки, Аравії, Індії, Австралії та Антарктиди. Уявлення про Гондване виникло у зв'язку з великою схожістю широко розвинутих на перерахованих материках позднепалеозойскіх і раннемезозойскіх континентальних відкладень, у зв'язку з великою спільністю наземної фауни великих рептилій і флори глоссоптерісов і хвощів, а також у зв'язку з подібністю кліматичних умов, що призвели на всіх південних материках до майже одночасного позднепалеозойскому і раннемезозойскому заледенінню.

Однак, на думку ряду дослідників, аргументи на користь існування в той час єдиного суцільного материка Гондвани не можуть вважатися вичерпними. Грунтуючись на аналізі поширення окремих сімейств, родів і видів, вони приходять до висновку, що, хоча наприкінці палеозою і початку мезозою між південними материками існувала гараздо найкраща наземна зв'язок, ніж пізніше, цей зв'язок все ж не була абсолютною. Наприклад, Сімпсон вказує, що з тріасових рептилій, відомих в Південній Америці, тільки 43% родин і 8% пологів виявлені і в Африці, тоді як однакових видів немає зовсім. Таким чином, міграція здійснювалася, але на її шляху стояв якийсь "фільтр", який її обмежував. Тому замість суцільного материка ймовірніше припустити наявність тимчасових "Мостів" між материками, наприклад у формі архіпелагів. Але можливе й інше рішення: більш-менш єдиний материк, розчленований на частини мілководними морськими басейнами. Останнє тлумачення тим більш імовірно, що палеозойські гондванські оледіненіе, як вказував, наприклад, Л. Б. Рухін, не могло здійснитися, якщо всередині Гондвани не було внутрішніх холодних басейнів у Як джерела вологи. Що стосується схожості розвинутих на цих материках континентальних формацій, то воно обумовлювалося схожістю фізико-географічних умов і саме по собі для свого пояснення не вимагає уявлення про єдиний материку.

Зв'язки між окремими частинами Гондвани були порушені в середній юре, а протягом крейдового періоду океани придбали сучасні контури.

Інший характер має Тихий океан. Яких-небудь палеогеографічних вказівок на існування в палеозої ділянок суші на місці цього океану немає. Навпаки, все трансгресії на окраїнах Тихого океану поширювалися з боку океану. Так було у Кордильєр Північної Америки, в Андах Південної Америки, в Японії, в Східної Австралії. Тому слід думати, що вже в палеозої на місці Тихого океану існував великий морський басейн.

Для більш пізнього часу - мезокайнозоя - у деяких районах, що оточують Тихий океан, є ознаки принесення уламкового матеріалу з боку сучасного океану. Такі спостереження були зроблені в Андах, Кордильєрах, Японії, на Камчатці.

Але оскільки глибоководні відкладення того ж мезокайнозойского віку виявлені на дні океану неподалік від берега, немає підстави припускати існування і для мезокайнозоя будь-яких великих масивів суші на місці Тихого океану. Розмиву могли піддаватися невеликі окраїнні підняття, потім опустилися.

Великі ділянки суші перебували до недавнього геологічного минулого на місці багатьох крайових і внутрішніх морів. Це встановлюється з аналізу напрямки зносу та складу опадів, а також на основі більш загальних палеогеографічних реконструкцій.

За рядом ознак було встановлено, що крайові моря, розташовані вздовж західної окраїни Тихого океану, опустилися протягом неогену і що раніше на їхньому місці перебувала суша з корою континентального складу.

Висновок

До ніжнемезозойского часу включно на місці тих океанів, які облямовані переферія атлантичного типу, існували ділянки суші, складені сіаліческімі породами, у тому числі гранітами. Такі ділянки суші існували на місці сучасних Атлантичного і Індійського океанів. У Тихому океані, облямованої периферією тихоокеанського типу, ознак колишнього існування великих ділянок суші немає.

В зв'язку з цим вже давно виникла ідея про наявність двох типів океанів: Тихий океан вважають "первинним" або принаймні дуже давнім, що виникли ще до фанерозою, а Атлантичний та Індійський океани відносять до категорії "вторинних" океанів, що утворилися на початку мезозою на місці колишньої суші. Однак механізм "Вторинного" освіти цих двох океанів в різний час трактувався по-різному. Спочатку передбачалося опускання суші з перетворенням її в океан. У Останнім часом багато дослідників дотримуються тієї точки зору, що Атлантичний та Індійський океани до мезозою не існували, тому що оздоблюють їх материки були зближені і об'єднані в один цілий материк. Освіта ж океанів було пов'язано з розколювання цього цілого материка і з горизонтальним розсуванням в сторони відкололися материкових брил, які і стали сучасними материками. Первинний єдиний материк, з цієї точки зору, з усіх боків омивається водами Тихого океану. Після розколу материка і розсування його частин площа Тихого океану скоротилася.

Наступний висновок полягає в тому, що на початку мезозою області, зайняті зараз океанами, стали ареною, колосальної по інтенсивності, але хімічно одноманітною вулканічної діяльності, що призвела до того, що все дно океанів виявилося покритим товщею платобазальтов. Нам достеменно невідомий склад третього шару. Але дуже ймовірно, що він складає з другим шаром одне генетичне ціле і складний з гіпабіссальних інтрузивні основних і ультраосновних порід, утворюють сукупність глибинних "коренів" ізлівшіхся платобазальтов.

Повсюдне вилив базальтів повинно було закінчитися до середньої юре, коли на поверхні базальтів в деяких районах океанів почали відкладати опади. Але вилив базальтів тривало і після цього, тільки площа, охоплена вулканічними процесами, поступово скорочувалася. Вулканізм концентрувався у все вузькій зоні уздовж серединно-океанічних хребтів. Паралельно зі скороченням площі вулканізму площа відкладення опадів розширювалася, і все більше молоді опади піднімалися вище по схилу серединних хребтів. Уздовж гребеня хребтів розвинені наймолодші базальти - пліоценового і четвертинні, а опади там майже повністю відсутні.

В протягом мезозою і пізніше з дна океанічних улоговин піднімалися окремі височини, а також вулканічні конуси у формі підводних гір і гійотов. Всі ці структури ускладнили будова улоговин, але все-таки величезні площі останніх виявилися зовсім не зачеплені цими ускладненнями і на них збереглося виключно спокійне залягання осадових шарів.

Всі перераховані явища протікали на тлі набагато більш загального процесу поглиблення океану. Ознаки такого поглиблення видно в будові гійотов і караллових островів, в розрізах багатьох ділянок дна, де більш молоді глибоководні опади підстилаюча більш давніми мілководними.

Розмір поглиблення океанів в різних місцях різний. За час з раннього крейди океанічний басейн став глибше приблизно від 2 до 6 км.

прогинання дна у внутрішніх областях океану протягом крейдяного періоду і пізніше ми можемо поставити в один ряд з процесом опускання океанічної периферії. Це опускання відбувалося в цілому спокійно на периферії атлантичного типу і значно більш бурхливо на тихоокеанських периферії. Але для периферії обох типів опускання визначало основну спрямованість геологічного розвитку. Тепер ми бачимо, що опускання земної кори властиво не тільки периферія, але і всієї площі океанів.

Підсумовуючи все більш коротко, можна бачити в океанах великі області відсутності сіаліческіх порід, звичайних для континентів, області опускання земної кори, масового прояву базальтового вулканізму та інтенсивного розколювання. Ці особливості свого розвитку океани виявляли протягом мезозою і кайназоя.

Внутрішні і окраїнні моря також виявляють в будові свого дна ознаки опускання земної кори. На місці багатьох з них геологічно зовсім недавно були ділянки суші, складені континентальними породами. Освіта базальтового шару кори і перетворення суші в глибокі морські западини відбувалося переважно в неогені і лише в деяких з морів почалося ще в мезозої.

Список літератури

В.В. Бєлоусов "Геотектоніка" изд-ва МГУ м. Москва 1976

Хайн-ламизил "Геотектоніка" изд-ва "НАДРА" м. Москва 1984

Для підготовки даної роботи були використані матеріали з сайту http://www.ronl.ru