Конспекты лекционных занятий 7 глава

Выше было отмечено, что поверхность абиссальных равнин в целом характеризуется довольно ровным рельефом. Однако нельзя считать, что в их пределах отсутствуют всякого рода неровности. В пределах этих равнин, особенно на абиссальной равнине Тихого океана, отмечаются разномасштабные невысокие подводные хребты и отдельные вулканические конуса. Некоторые вулканические конуса образуют даже острова в океане, однако вершины большинства этих конусов скрыты под водой на разной глубине. Неглубоко скрытые под водой вулканические конусы называют «гийоты» (в русскоязычной литературе ошибочно называются «гайоты»). Указанные выше неровности на поверхности абиссальных равнин в той или иной степени свойственны всем океанам. Так, на дне Атлантического и Индийского океанов изредко отмечаются подводные вулканы, вершины которых «срезаны» абразией, а некоторые вулканы образуют довольно крупные острова. Однако наиболее ощутимые неровности все же характерны для дна Тихого океана.

Трансформные разломы – система разрывных структур, «рассекающих» дно океанов в поперечном к простиранию Срединно-океанических хребтов направлении и образующих целую систему обособленных сегментов дна океана, каждый из которых перемещается в горизонтальном направлении индивидуально, обеспечивая тем самым спрединговый процесс в целом. Трансформные разломы по своей тектонической природе напоминают обычные сдвиги, часто встречающиеся на континентах. Ограниченные двумя соседними трансформными разомами сегменты океанической литосферы продвигаются индивидуально, поэтому в плане общий рисунок океанского дна напоминает обыкновенные ступеньки. Поочередное продвижение каждого обособленного разломами сегмента приводит к общему спредингу океанического дна. Амплитуда продвижения отдельных сегментов по отношению к соседним ("высота ступеньки") в какой-то определенный момент геологического времени может достигать сотни км. Вдоль трансформных разломов иногда отмечаются признаки магматической активности, для этих "линий" характерны также проявления гидротермальных процессов и серпентинитизация ультрабазитов глубинных частей разреза океанической литосферы; образованные таким путем серпентиниты по этим же разломам поднимаются вверх в виде протрузий.

Трансформные разломы в геоморфологическом отношении (по вертикали) представляют собой отвесные скалы, высота которых достигает 1 км. Иногда эти разломы "создают" глубокие рвы, при этом глубина этих рвов в районе гребневых зон СОХ достигает 1,5 км, во фланговой зоне уменьшается до 0,5 км. Указанные выше отвесные скалы прекрасно обнажают верхний слой океанической литосферы, представленный базальтами, это, в свою очередь, дает возможность драгировать эти базальты или даже непосредственно изучить с помощью подводных аппаратов. Трансформные разломы дна Мирового океана являются "живыми" структурами разрыва, по ним и по сей день продолжается продвижение океанского дна в горизонтальном направлении.

Во многих случаях трансформные разломы продолжаются и в пределах абиссальных равнин, однако в этой области такие разломы зачастую "мертвы". Это свидетельствует о том, что трансформные разломы абиссальных равнин также представляют собой "линии продвижения" океанической плиты в прошлые периоды и эпохи истории Земли, но однако они сегодня "спаяны".

В некоторых случаях в акваторях океанов встречаются отдельные "куски" континентов, которые называют "микроконтинентами". Главное отличие этих микроконтинентов от океанических структур заключается в том, что в их разрезе присутствует "гранитный слой", т.е микроконтинентам свойственна типичная континентальная кора. Микроконтиненты в большинстве случаев слагают острова, однако их краевые части могут находиться и под водой. Типичными микроконтинентами в акватории океанов являются структура Ян-Майен на севере Исландии и плато Роккол в Атлантическом океане (вблизи Британских островов), остров Мадагаскар и Сейшельские острова в Индийском океане, поднятия Лорд-Хау и Норфолок в Тихом океане (последнее расположено на востоке Австралии), а также остров Ново-Зеландия.

Геологический возраст океанов (время образования океанов) довольно точно определен в результате изучения "полосовых магнитных аномалий", а также по результатам глубоководного бурения. Геологический возраст самых древних пород дна Атлантического и Тихого океанов соответствует батско-келловейским векам средней-поздней юры (170 млн лет тому назад), этот показатель Индийского океана соответствует оксфордскому веку поздней юры (156 млн лет тому назад), а Северного Ледовитого океана – раннему мелу (120 млн лет тому назад). Приведенные данные показывают, что "Гипотеза Вегенера" ("Гипотеза дрейфа континентов", см. 6-ю лекцию) в целом соответствует действительности.

В то же время, факт о том, что на дне Мирового океана не встречаются горные породы, геологический возраст которых не выходит за пределы юрского периода мезозойской эры, не может послужить окончательным доказательством возникновения всех океанов именно в юрский период мезозойской эры. В частности, приведенные цифры могут соответствовать истине только по отношению к Атлантическому и Индийскому океанам, поскольку эти океаны представляют собой "открывающиеся структуры" в результате синхронного дрейфа их континентальных берегов (Океаническая стадия развития, см. 7-ю лекцию). Что касается Тихого океана, то этот океан может оказаться более древним, поскольку он представляет собой "закрывающуюся структуру" (Островодужная стадия развития). Дело в том, что отсутствие пород древнее юры на дне этого океана может оказаться результатом их субдуцирования под континенты (под Азию и под Американские континенты).

Говоря о геологическом возрасте океанических структур как таковых, необходимо отметить одно очень важное обстоятельство. Вопрос касается времени наступления Тектоники литосферных плит в истории Земли. Дело в том, что во внутренних частях континентов довольно часто отмечаются, так называемые, "сутурные зоны", в пределах которых широким развитием пользуются фрагменты офиолитовой формации, соответствующие разрезу океанической литосферы современности ("триаде Штейнманна"). Возраст этих офиолитов на континентах, как правило, не выходит за пределы позднего рифея протерозойского эона развития Земли. Данный факт свидетельствует о том, что развитие складчатых структур континентов согласно законам "Тектоники литосферных плит" (открытие и закрытие океанов) имеет место по крайней мере с позднего рифея (последний 1 млрд лет). Однако результаты наших целенаправленных исследований офиолитовых зон Казахстана показали, что позднерифейско-палеозойские океаны по своим масштабам были несравнимо меньшими структурами по сравнению с их мезозой-кайнозойскими аналогами. В связи с этим мы ввели в геологическую литературу новое понятие о "позднерифейско-палеозойских микроокеанах", а их развитие согласно законам Тектоники литосферных плит назвали " принципами умеренного мобилизма " применительно к позднерифейско-палеозойской истории развития планеты.

В заключение лекции еще раз заметим, что образование современных океанов посредством спрединга согласно положениям Тектоники литсферных плит сегодня в принципе однозначно доказано. Споры ученых касаются лишь движущей силы спрединга. Тут основная надежда возлагается на конвекции в астеносфере, однако здесь еще много неясного. Как бы то ни было, образование складчатых структур континентов при ведущей роли горизонтальных тектонических движений согласно положениям плитной тектоники сегодня необходимо считать наиболее вероятной закономерностью.

Основная литература: [1], 277-306 с.

Дополнительная литература: [4], 72-94 с.

Контрольные вопросы:

1. Какими геологическими и геоморфологическими особенностями характеризуются "Срединно-океанические хребты (СОХ)" на дне океанов? Назовите основные Срединно-океанические хребты на дне океанов.

2. Охарактеризуйте основные зоны в поперечном разрезе "Срединно-океанических хребтов (СОХ)". Каковы основные особенности "осевой зоны", или "океанические рифты" СОХ. Что из себя представляет "дивергентная граница" литосферных плит, какими деформациями и тектоническими напряжениями эта граница характеризуется?

3. Охарактеризуйте "абиссальные равнины" дна океанов. Какими особенностями характеризуется их поверхность (рельеф)?

4. Что из себя представляют "трансформные разломы" и "микроконтиненты" на дне океанов? Дайте их полную характеристику.

5. Что Вы знаете о геологическом возрасте (времени образования) океанов в истории Земли? С помощью каких исследований определен геологический возраст океанов?

Тема 9-ой лекции: Геологические структуры зоны сочленения океа-континент.

Пассивные континентальные окраины иногда называют "окраинами Атлантического типа", поскольку такие окраины свойственны Атлантическому океану полностью, окраинам Индийского и Северного Ледовитого океанов частично. Такие окраины возникли в результате распада Пангейского суперконтинента и дрейфа обособленных таким путем отдельных континентов в разные стороны с образованием океанических бассейнов между ними. Иными словами пассивные окраины являются местом первоначального разрыва некогда единого суперконтинента.

В поперечном сечении пассивных континентальных окраин выделяются три геоморфологических элемента, это – шельф, континентальный склон и континентальное подножие. Известно, что такие же названия геоморфологических элементов свойственны побережью внутренних морей, это значит, что по своим геоморфологическим особенностям пассивные окраины океанов один к одному схожи с таковыми обыкновенных морей, расположенных во внутренних областях материков.

Шельф является непосредственным продолжением континентального побережья океана, оставшегося под океанской водой. Поверхность шельфа нклонена с линии берега во внутреннюю сторону океана, поэтому самая глубокая часть шельфа находится в районе линии сочленения шельфа с континентальным склоном. Однако угол наклона не превышает первые градусы. Ширина шельфа характеризуется различными показателями в различных частях океана и изменяется от десятков до сотен км. Поверхность шельфа, как правило, представлена в виде аккумуляционных равнин, однако иногда отмечаются и абразионные равнины. Глубина океанской воды в пределах шельфа в среднем около 100 м, иногда достигает 350 м.

Континентальный склон океанов представлен обычно в виде узкой полосы, расположенной между шельфом и континентальным подножием. Ширина этой полосы обычно не превышает порядка 200 км. Угол наклона поверхности континентального склона так же не велик – не превышает 4°, хотя и такой показатель больше, чем соответствующий показатель в пределах шельфа. Однако отмечены случаи, когда угол наклона поверхности континентального склона резко увеличен и достигает 35-40°. Глубина океанской воды в пределах континентального склона изменяется в широких пределах – от 100-200 м до 1500-3500 м. Континентальный склон также характеризуется в целом ровной поверхностью, однако в районе сочленения этого склона с континентальным подножием отмечаются резкие уступы. Такие уступы отмечаются также в зоне сочленения континентального склона с шельфом. Поверхность континентального склона перекрыта разнообразными осадками, среди них отмечаются как терригенные, так и карбонатные разности.

Континентальное подножие – наиболее широкая часть пассивных континентальных окраин, поскольку их ширина измеряется сотнями км. На окраинах Индийского океана этот показатель достигает даже тысячи км. Поверхность и этого геоморфологического элемента окраин океанов постепенно наклонена во внутренюю сторону океана, только в районе сочленения континентального подножия с абиссальной равниной она превращается в равнину. В этом районе глубина океанской воды иногда достигает 5 км. Поверхность континентального подножия перекрыта мощной толщей осадочных пород. Мощность этих толщ измеряется в среднем тысячами м, иногда бывает и больше. Например, мощность осадков на континентальном подножии Атлантического океана на его американском побережьи достигает 15 км. В составе этих осадков встречаются как терригенные породы, образованные за счет продуктов выветривания побережья континентов, так и тонкозернистые осадки, свойственные открытому океану. В пределах континентального подножья иногда отмечаются конусы выноса, образованные за счет континентальных осадков, перенесенные до пределы континентального подножья подводными реками.

Результаты глубоководного бурения и сейсмического профилирования показали, что охарактеризованные выше зоны пассивных континентальных окраин сложены хорошо развитой континентальной корой. Однако мощность этой коры не превышает 25-30 км, причем она "разрезана" многочисленными глубинными разломами и дайками магматических пород основного состава. Широкое развитие глубинных разломов привело к образованию системы перемежающихся горстов и грабенов в кристаллическом фундаменте, перекрытых толщами осадочных пород. Разрез заполняющих древние грабены толщ в основном сложен обломочными (терригенными) осадками, отложенными в условиях континента. Однако, среди этих осадочных пород иногда отмечаются покровы толеитовых базальтов. Данные факты свидетельствуют о том, что пассивные континентальные окраины океанов представляют собой зону первоначального разрыва континентальной литосферы в рифтогенную стадию образования океанов в условиях растяжения и постепенного отхода друг от друга "разорванных частей континента" в разные стороны (их дрейфа).

В нынешний этап развития океанов их пассивные континентальные окраины характеризуются отсутствием тектонической и магматической активности. В целом установлено, что пассивные континентальные окраины океанов образованы порядка 200 млн лет тому назад.

Активные континентальные окраины иногда называют "окраинами Тихоокеанского типа", поскольку такие окраины свойственны в основном Тихому океану. Этот тип окраин характеризуется очень сложным строением по сравнению с пассивными континентальными окраинами, природа которых определяется сложнейшими тектоническими и магматическими процессами. В результате этих процессов в поперечном сечении таких окраин образуется ряд тектонических структур, которые протягиваются вдоль береговой линии и сменяют друг друга в направлении вглубь континента.

Активные континентальные окраины бывают двух типов, их называют "Восточнотихоокеанским типом активных окраин" и "Западнотихоокеанским типом активных окраин". Второй тип чаще называют "Островодужными окраинами".

Восточнотихоокеанский тип активных окраин свойственен восточному побережью Тихого океана, т.е. зоне сочленения Тихого океана с американскими континентами. Этот тип окраин характеризуется сравнительной простотой (по сравнению с Островодужными окраинами) своего строения и незначительной шириной (этот показатель не превышает 200 км). Основной тектонической структурой таких окраин является "глубоководный желоб". Этот желоб соответствует месту первоначальной субдукции (пододвигания) вовлеченной в спрединг океанической литосферной плиты под континент. На континентальной стороне глубоководного желоба начинается "сочетание" континентального склона и шельфа, характеризующегося довольно крутыми наклонами. Что касается береговой части (края) самого континента, то она представлена отвесными скалами высоких гор (горы Кордильеры и Анды, опоясывающие Американское побережие Тихого океана). Этот пояс, представляющий собой зону сочленения континента с океаном, обычно называют "вулканоплутоническим поясом". Образование этого пояса связано с магматической активностью, вызванной вследствие высоких температур, "порожденных" в результате взаимодействия (трения) субдуцирующей океаничческой литосферы и как бы наползающей на океан континентальной литосферы.

Островодужная активная окраина, или же Западнотихоокеанская активная окраина свойственна западному побережью Тихого океана, т.е. его азиатскому и австралийскому побережьям. Такая окраина континентов сложена из пяти тектонических структур, прослеживающихся субпараллельно с береговой линией океана и сменяющих друг-друга в поперечном направлении. К этим структурам отнсятся (от океана к континенту): 1) "краевой вал океана"; 2) "глубоководный желоб"; 3) "островная дуга"; 4) "окраинные моря"; 5) "собственно континентальная окраина".

Краевой вал океана расположен между абиссальной равниной дна океана и глубоководным желобом и протягивается субпараллельно простиранию желоба. Разрез краевого вала характеризуется океаническим типом коры. В геоморфологическом отношении этот вал представлен системой поднятий, опоясывающей глубоководный желоб со стороны океана. Высотные отметки указанных поднятий не превышают сотни м. Тектоническая природа образования краевого вала океана определяется, по-видимому, "награмождением" приповерхностной части океанической литосферы перед "попаданием" в глубоководный желоб в условиях, создающихся впервые, сжимающих тектонических напряжений.

Глубоководные желоба, в целом, были охарактеризованы раньше. Эти желоба прослеживаются вдоль побережья океана и представляют собой ровообразное углубление на дне океана. Наиболее глубокие участки океанской воды соответствуют именно этим желобам, где глубина иногда достигает 11 км. Поперечный разрез глубоководных желобов напоминает букву V английского шрифта. Дно глубоководных желобов "заполнено" разнообразными недиагензированными (незатвердевшими) осадками. Глубоководные желоба фиксируют границу углубляющейся в сторону сейсмофокальной зоны, именуеиой в геологической литературе " зоной Беньоффа-Заварицкого-Вадати ". Континентальное обрамление глубоководных желобов представляет собой "бессистемное нагромождение" фрагментов различных горных пород (геологических формаций), которое называются "аккреционной призмой". В "составе" аккреционных призм довольно широким развитием пользуются "отдельные куски" офиолитовой формации, образованной в открытом океане. Формирование аккреционных призм объясняется процессом обдукции, т.е. формированием тектонических покровов, надвигов и шарьяжей, не вовлеченных в субдукцию разнообразных горных пород и надвиганием их на континентальный склон.

Островные дуги протягиваются субпараллельно к глубоководным желобам, располагаясь на их континентальной стороне. Средняя ширина этой специфической зоны, измеренная от осевой линии глубоководных желобов в сторону континента, не превышает 200-300 км. Этот показатель (ширина островных дуг) в целом определяется углом наклона субдуцирующей океанической литосферной плиты под континент, которая субдуцирует в среднем под углом 60² по отношению к горизонтальной плоскости. Ширина наиболее активной полосы островных дуг не превышает обычно 50 км, т.е. именно в такой полосе вулканическая активность продолжается по сей день. Возможно, что ареал активного вулканизма с истечением геологического времени постепенно "перемещается" в сторону континента (по мере пододвигания переднего края субдуцирующей плиты).

Островные дуги в плане образуют "цепочки" дугообразно прослеживающихся островов прибереговой части океана, примерами которых являются Камчатка, Курильские, Японские, Филиппинские и др. острова. Земная кора этих островов соответствует континентальному типу, т.е. в ее разрезе присутствует хорошо развитый "гранитный слой". Эти острова характеризуются активной деятельностью вулканов, поэтому в приповерхностной части их разрезов широким развитием пользуются вулканогенные, в том числе эффузивные магматические породы. Среди эффузивных пород ведущее место принадлежит андезитам, поэтому полосу островных дуг иногда называют "андезитовым поясом". В то же время, среди вулканических образований островных дуг встречаются как базальты, так и риолиты (липариты).

Окраинные моря - это вереница морей, протягивающихся по тыльной (континентальной) стороне от островных дуг (например, Охотское, Японское, Южно-Китайское, Филлиппинское и т.д. моря). Глубина этих морей достигает до 4 км. Дно некоторых из них характеризуется океаническим типом коры, поэтому считается, что эти моря образуются на месте разрыва былой континентальной коры в условиях рифтогенеза и даже "ограниченного спрединга". Тем не менее, в некотрых из них полный разрыв континентальной коры все же не произошел, поскольку в разрезе их дна все же присутствует "гранитный слой". Последние факты свидетельствуют о том, что окраинные моря обозначают линию растяжения континентальной литосферы, полный разрыв которой во многих случах все же не произошел. Однако эти же факты не оставляют сомнения, что "линия расположения " окраинных морей фиксирует линию проявления растягивающих тектонических напряжений.

По поводу механизма образования окраинных морей существуют два мнения. Первая модель образования окраинных морей называется "моделью Карига". Согласно этой модели, в результате трения субдуцирующей океанической плиты с подошвой нависающей на эту плиту континентальной литосферы в недрах планеты образуется тепловая конвекция, которая в свою очередь "создает" зону растяжения и "отодвигает" расколотый этой конвекцией край континента (в том числе островную дугу) в сторону океана; именно указанная зона растяжения соответствует веренице окраинных морей. Согласно второй модели, образование окраинных морей объясняется так: субдукция (пододвигание) океанической литосферной плиты под континент под углом 60° создает дополнительное растягивающее напряжение в тыльной стороне континента, направленное против движения океанической плиты (согласно закону физики о том, что "каждое направленное напряжение порождает противположно направленное дополнительное напряжение"). Именно это напряжение "раскалывает край континента" и отодвигает разорванный край континента в сторону океана, образуя на месте первоначального растяжения окраинные моря. Данная модель образования окраинных морей на английском языке называют "roll back", на русском языке – "откад назад".

Осадки на дне окраинных морей характеризуются разнообразием состава. На островодужном обрамлении их широким распространением пользуются "формация туфогенного флиша", образованная за счет продуктов выветривания вулканогенных пород. Что касается континентального обрамления окраинных морей, то там ведущая роль принадлежит обыкновенной флишевой формации. В этой части дна окраинных морей встречаются конусы выноса. На дне открытого моря сосредоточена мощная толща разнообразных осадочных и осадочно-вулканогенных пород, среди осадков встречаются также отдельные слои обычных глин. Под указанной толщей осадочных и осадочно-вулканогенных пород распологается толща чисто вулканогенных образований. Петрографический состав этих вулканогенных образований разнообразен, среди них встречаются как дацит-риолиты, так и андезиты, и базальты.

Собственно континентальная окраина активных континентальных окраин представляет собой зону, занимающую тыльное обрамление (в сторону континента) подводной части окраинных морей. Как и во всех морях, данная зона условно расчленяется на две части – на шельф и на континентальный склон. Геоморфологическая особенность шельфа и континентального склона охарактеризована ранее, поэтому на этих вопросах здесь останавливаться не будем.