В структуре талассократонов очень характерны обособленные вулканические горы. Количество крупных вулканических гор на ложе котловин океана 1800, на валах и подводных хребтах 1200, а на мобильном Тихоокеанском поясе 360, то есть всего крупных гор в Тихом океане по этим подсчетам менее 4000. На поверхности срединно-океанических хребтов концентрация вулканов также велика, но преобладают сравнительно невысокие горы. Несравненно реже разбросаны подводные вулканические конусы в котловинах океана, но так как площадь котловин очень большая, то число гор также велико. Большая часть вулканических конусов в котловинах лежит вдоль крупных разломов.
Среди подводных гор талассократона Тихого океана много гайотов, плоские вершины которых погружены на различные глубины — от 300 до 2300 м — и бесспорно доказывают опускание дна океана. Эти опускания, по имеющимся данным, начались в меловом периоде, так как наиболее древние породы, поднятые с вершин гайотов, относятся к мелу. Каких-либо закономерностей погружения гайотов не установлено, их погружения связывают или с опусканием локальных структур, или в погибанием ложа океана под тяжестью самих гор. Об опускании дна Тихого океана свидетельствуют также результаты бурения на атоллах, показывающие значительные погружения вулканических оснований, на которых выросли коралловые рифы, а также глубоководное бурение, произведенное с американского судна «Гломар Чел-ленджер»; оно не только позволило судить о возрасте базальных горизонтов осадков, залегающих на «базальтовом слое», но и показало, что почти всюду, где была пробурена толща глубоководных красных глин, под ними залегают юрские (кимеридж — титон) и более молодые карбонатные толщи, очевидно, отложенные выше уровня карбонатной компенсации, т. е. на значительно меньших глубинах.
Островные дуги
Особое место в периферической области океанов занимают островные дуги – архипелаги островов, имеющие обычно дугообразную форму, хотя встречаются и прямолинейные (например, дуги Тонга и Кермадек). Распространены островные дуги на северной и западной окраинах Тихого океана, а вдоль побережий Антарктиды и Америки отсутствуют. От океана дуги всегда отделены сопряжёнными с ними глубоководными желобами, хотя вдоль побережья Америки желоба встречаются и без связи с островными дугами.
Мощность и строение земной коры в переходных областях, лишенных островных дуг и состоящих из шельфа и материкового склона, более или менее однородны. Мощность осадочных пород, небольшая на шельфе, резко увеличивается под материковым склоном. Осадочный покров подстилается корой материкового типа, которая в океане, у подножия материкового склона сменяется океанической корой. При этом мощность коры меняется на протяжении около 200 км от 30—35 км на шельфе до 10—12 км в океане за материковым склоном. Наиболее резкое снижение мощности коры приурочено к материковому склону(рис.3).
Значительно более сложна и неоднородна земная кора переходных областей, занятых современными геосинклиналями. В наиболее полном развитии они состоят из глубоководных желобов, сопряженных с одиночными или двойными островными дугами, глубоких краевых бассейнов, материковых склонов и шельфов. Внешний хребет двойных дуг в большинстве случаев представлен антиклинальным поднятием, почти лишенным проявлений вулканизма. Обращенное к океану крыло антиклинория слагает склон глубоководного желоба. Это крыло обрезано надвигом по фокальной зоне и по этому надвигу сопряжено с флексурой края талассократона, слагающей противоположный склон желоба. Внешний хребет в двойных дугах не всегда полностью проявлен. Он отсутствует, например, в западной части Алеутской, посредине Камчатской и на некоторых участках других дуг.
Внутренние дуги в простейшем случае представлены вулканическими хребтами, на широких сводовых поднятиях дна. Однако чаще ядра одиночных дуг являются антиклинориями с вулканами вдоль осей и на крыльях, обращенных к материкам. Вулканы одиночных дуг и внутренних хребтов двойных дуг извергают андезито-базадьтовые лавы на ранних стадиях развития и кислые — на поздних. Интрузивные породы островных дуг могут быть представлены ультраосновными, основными и кислыми разностями.
Иначе построены островные дуги между двумя океанами и далеко выдвинутые в океан, например дуга Южно-Антильская (Скоттия или дуга Беллинсгаузена) между Атлантическим и Тихим океанами или система двойных дуг (Идзу-Бонинская, Марианская, Яп и Палау), отделяющих от Тихого океана Филиппинскую котловину.
Южно-Антильская дуга состоит из трех звеньев: северного, несущего остров Южного Георгия и ряд подводных возвышенностей и скал; восточного с Южно-Сандвичевыми островами и южного с островами Южно-Оркнейскими и Южно-Шотландскими. Из этих звеньев типичной геосинклинальной зоной (островной дугой) является только восточное, сопряженное с глубоководным желобом и несущее Южно-Сандвичевые острова. Одиннадцать вулканических конусов (из них 5 действующих вулканов), расположенных вдоль оси асимметричного подводного вала, западное крыло которого спускается до глубин около 3400—3200 м, а восточное — до глубин 8427 м. Восточное крыло слагает склон глубоководного желоба, окаймляющего дугу со стороны Атлантического океана. С желобом связаны большие отрицательные аномалии силы тяжести. На восточном крыле вала обнаружено поднятие, возможно, представляющее собой внешний складчатый хребет дуги. Дуга высокосейсмична, и очаги землетрясений располагаются на малых, средних и больших глубинах.
Северное и южное звенья отделены от восточного глубокими впадинами и представляют собой типичные глыбовые хребты, фиксирующие зоны широтных разломов. Вершины этих хребтов — острова Южного Георгия, Южно-Оркнейские и Южно-Шотландские — сложены палеозойскими и мезозойскими породами, интенсивно смятыми и кливажированными еще в до-меловое время, причем простирание складок не совпадает с простиранием Южно-Антильской дуги. На Оркнейских островах ордовикские слои прорваны интрузиями гранодиоритов и габбро.
В отличие от этого Южно-Сандвичевые острова сложены исключительно вулканогенными породами от палеогенового до современного возраста. Считается, что северное и южное звенья сдвигами, по которым островная дуга (восточное звено) оторвана и смещена к востоку.
Островные дуги Идзу-Бонинская, Марианская, Яп и Палау, отделяющие от океана Филиппинскую котловину, составляют единую двойную островную дугу, в которой дуги Яп и Палау сопрягаются с Марианской дугой кулисообразно. Венчающие все перечисленные дуги острова сложены андезито-базальтовыми вулканогенными породами от эоценового до современного возраста и лишь на острове Яп обнажены амфиболиты и актинолитовые сланцы основания, дислоцированные до эоцена, возможно, в позднем мелу, а в галечниках встречены, кроме того, тальковые сланцы, габбро, перидотит и лейкократовый гранит. Вулканы распространены не только на внешней и внутренней дугах, но и в депрессиях между ними. Предполагается вулканическое (а не складчатое) происхождение большей части обеих дуг (проявления послемиоценовой складчатости выявлены на острове Гуам — самом крупном из Марианских островов, к западу от которого находится величайшая глубина Мирового океана — 11022 м ± 50 м, а также на острове Яп — в сланцах основания).
Строение земной коры в области островных дуг по гравиметрическим и сейсмическим данным показало, что полно развитые дуги имеют достаточно мощную кору материкового типа. В менее развитых дугах «гранитный слой» присутствует лишь под внешними хребтами, а под внутренними часто отсутствует. К внутренним хребтам приурочены или максимумы силы тяжести, или аномалии, близкие к нулю (как на материках). Внешним хребтам, как правило, соответствуют отрицательные аномалии, которые иногда смещаются на крыло, обращенное к океану — в сторону глубоководного желоба (например, на склоне Филиппинского желоба). В одиночных дугах и на участках двойных дуг, лишенных внешней гряды, пояс отрицательных аномалий силы тяжести располагается или вдоль оси желоба (например, в южной части Марианского желоба), или на внешнем склоне внутреннего хребта (на участках, где внешний хребет отсутствует). Под желобами расположен пояс отрицательных аномалий, ось которого иногда смещена в сторону дуги.
Хребты островных дуг раздроблены и имеют блоковое строение и неравномерные вертикальные, а в некоторых случаях и горизонтальные подвижки отдельных блоков часто с огромными амплитудами. Например, тектонические структуры Индонезийских островов косо срезаны современными береговыми линиями и резко обрываются у глубоких впадин. Точно установлено, что на месте современных впадин с глубинами в несколько тысяч метров находились возвышенности, служившие областями сноса неогеновых осадков, которые накапливались на современных островах, на месте которых тогда было море. На многих островах плиоценовые морские отложения подняты на высоты, иногда превышающие 1000 м, а на острове Серам — на 3000 м.
Структуры островных дуг иногда продолжаются на материках. Так, северо-восточное простирание структур Курильской дуги на Камчатке сопровождается появлением тектонических швов северо-восточного направления, наложенных на более древние меридиональные структуры срединного антиклинория полуострова. Значительно более наглядно проявлено продолжение Зондской двойной островной дуги на п-ове Индокитай. Сопряженный с этой дугой Яванский желоб продолжается в виде Восточно-Пакистанского (Бангладешского) краевого прогиба. Внешняя дуга (Андаманско-Никобарская) продолжается на суше в виде антиклинория хребта Аракан-Йома. Депрессия между внешней и внутренней грядами продолжается на суше в виде Бирманской котловины — огромного грабена с крутым меридиональным разломом по центру, к которому приурочены молодые вулканы и эпицентры многих землетрясений. Внутренний хребет приурочен к западной части Бирманского грабена и состоит из ряда трогов, разделенных горстами. Эта структура продолжается в Центральном антиклинории острова Суматры.
На приведенном примере видна тесная связь островной дуги с альпийской геосинклинальной складчатой областью. Действительно, как можно убедиться из приведенной краткой характеристики островных дуг, они являются не чем иным, как современными активными геосинклиналями, еще не завершившими своего развития; в настоящее время так их и рассматривают.
Рис.3
Заключение
В отношении геологических процессов и геологических структур, вызываемых этими процессами в океанах, в настоящее время существуют две основные точки зрения, исключающие друг друга. Одна из них, явно доминирующая в настоящее время, известна под названием «теории плит». Согласно этой концепции, приуроченные к рифтогеналям, повышенные значения теплового потока из недр связываются с восходящими конвекционными течениями вещества мантии, которые вызывают растяжение литосферы и растекание ее в обе стороны от осей срединных океанических хребтов. Вещество мантии представлено глубинными ультраосновными породами, дифференцирующимися в меняющихся при подъеме термодинамических условиях на габбро и перидотиты с выплавлением базальтов. Происходит также серпентинизация гипербазитов. Эти процессы приводят к формированию коры океанического типа и к неравномерным перемещениям плит литосферы, ограниченных трансформными разломами.
В глубоководных желобах плиты литосферы погружаются, образуя сдвиги по фокальным зонам. При этом в области островных дуг и желобов происходят накопление мощных толщ осадков, их смятие и тектоническое перемешивание, а по мере погружения океанических плит в область высоких температур и давлений— их переплавление и дифференциация с образованием андезитовых магм. Вместе со смятыми осадочными толщами магматические андезитовые тела и покровы образуют «гранитный слой» земной коры, а отщепленные базальтовые магмы наращивают снизу «базальтовый слой» материковой коры.
В тех случаях, когда островные дуги отсутствуют (например, в Атлантическом океане), пододвигания талассократонов под материки не происходит, а вся литосфера (вместе с верхней мантией и с материками) передвигается в стороны от рифтовой зоны срединно-океанического хребта по астеносфере. При этом периферические зоны материков не деформируются, так как отсутствует эффект вязкого трения.
Другая гипотеза была обстоятельно развита В. В. Белоусовым, который считает, что первоначально вся земная кора была материкового, типа и до конца палеозойской эры на Земле не было океанов. В конце палеозоя — начале мезозоя в эту кору начало “внедряться в виде гигантских диапиров расплавленное вещество мантии, начались массовые излияния базальтов. Эти процессы привели к базификации материковой коры — к превращению ее в кору океанического типа. В Атлантическом и Индийском океанах базификация первичной коры была направлена от их окраин к центру, а в Тихом океане, наоборот, от центра к периферии. При этом в Тихом океане базификация наложилась на молодые активные геосинклинали, в которых одновременно с ней происходит и формирование «гранитного слоя». Этим объясняется чрезвычайная сложность строения периферических зон Тихого океана. Вода, заполнившая возникшие таким образом океанические впадины, поступила, по мнению В. В. Белоусова, из недр, а образование океанов в основном завершилось в раннем мелу.
Список литературы
Горбачёв А.М. Общая геология. М., Высшая школа - 1981.
Левитес Я.М. Общая геология, 3-е изд. М. «Недра» - 1986.
Раст Х. Вулканы и вулканизм М.: «Мир»-1982.
Серпухов В.И. [и др.] Курс общей геологии - Л. «Недра» - 1976.