Ложе океана по возрасту
Возраст океанов (по Хаину В.Е.)
Благодаря глубоководному бурению и картированию линейных магнитных аномалий возраст современных океанских бассейнов считаться надежно установленным. Палеомагнетизм показал, что континенты раздвигались на всю ширину океанского ложа и это расширение началось в мезозое. В Атлантическом и Тихом океанах 165 млн лет, в Индийском океане — 158 млн лет, в Арктическом океане — среднемеловой. Для всех океанов, кроме Тихого, этот возраст означает начала взламывания коры Пангея и начала спрединга.
Неоспоримо, что современная кора Тихого океана не древнее юры, но геологические данные обрамления океана показывают, что он намного древнее. К этим данным относится прежде всего распространение офиолитов по всей периферии океана, причем возраст этих офиолитов возрастает в направлении от океана в глубь континентов, а наиболее древние офиолиты принадлежат рифею (Юго-Восточный Китай), кембрию (о.Тасмания, Австралия, Новая Зеландия) и ордовику (Корякия, Калифорния, Южные Анды). Можно предположить, что это и есть доюрская кора Тихого океана и его окраинных морей.
Палеогеографические реконструкции тихоокеанского обрамления показывают, что трансгрессии на континентальные окраины неизменно приходили со стороны современной акватории Тихого океана. Наиболее древняя пассивная окраина пра-Тихого океана, относящаяся к среднему-позднему рифею, сохранилась в Северо-Американских Кордильерах, позднерифейская — раннекембрийская — в Австралии (складчатая система Аделаида), а элементы раннепротерозойских активных окраин с краевыми вулканоплутоническими поясами обнаруживаются на крайнем северо-западе Канадского щита, в районе Большого Медвежьего озера, и на северо-востоке Австралии, в Квинсленде. Данные палеомагнетизма показывают, что океанское пространство неизменно существовало на месте современного Тихого океана по крайней мере с начала палеозоя.
Итак, современная молодая кора Тихого океана является лишь обновленной и начало формирования этого океана, возможно, относится к протерозою, если не к более раннему времени, хотя его конфигурация и площадь могли претерпевать значительные изменения. Сближение и распад суперконтинентов никогда не затрагивали местоположение этого океана.В этом полушарии всегда была вода.
Но в доюрское время существовали и другие океаны, о чем говорят геологические и геофизические данные. К числу геологических относится офиолиты, а они обнаружены даже на Балтийском щите. Среди протерозойских образований они еще редки, но начиная с кембрия становятся достаточно широко распространенными. То же относится к турбидитам, кремням (радиоляриты и др.), пелагическим известнякам, широко развитым в палеозое и известным в протерозое. Распрямление складок и восстановление донадвиговой структуры складчатых поясов, в которых участвуют офиолиты и глубоководные отложения, приводят к выводу, что их первичная ширина была намного больше современной и сравнимой с шириной молодых океанов. Но решающее слово в вопросе о ширине древних глубоководных бассейнов с корой океанского типа принадлежит палеомагнетизму, а палеомагнитные данные однозначно свидетельствуют о существовании палеоокеанов шириной в тысячи километров,среди них были микроконтиненты, островные дуги и окраинные моря.
Серьезным дополнительным аргументом в пользу существования даже докембрийских комплексов отложений континентальных окраин является присутствие осадков приливно-отливного происхождения, так называемых тайдалитов, так как приливы наблюдаются лишь в крупных открытых бассейнах и не свойственны окраинным и внутренним морям. Приливно-отливное происхождение имеют строматолиты, получившие массовое распространение уже в протерозое. Показательно также развитие осадков, характерных для зон апвеллинга, т.е. подъема вдоль континентальных окраин глубинных вод, обогащенных соединениями фосфора, органическим углеродом, биогенным кремнеземом, некоторыми редкими и рассеянными элементами (U, V, Cu).
Палеогеографические и палеотектонические реконструкции показывают, что в палеозое и позднем протерозое существовал кроме пра-Тихого океана ряд других океанских бассейнов. Одним из них был океан Япетус, существовавший до девона и занимавший положение, близкое к положению современной Северной Атлантики. Это дало основание Дж.Т. Вилсону говорить о повторном раскрытии Атлантики в юре. Другой очень крупный океан — Палеоазиатский (состоящий из соединенного Урало-Охотского) — отделил с одной стороны Восточно-Европейский материк от Сибирского, с другой — от Китайско-Корейского; он существовал до позднего палеозоя, а на крайнем востоке и до раннего мезозоя. Третий океан, Тетис, простирался в широтном направлении между северными и южными материками. Развитие этого океана продолжалось до кайнозоя и даже в современную эпоху (Средиземное море). Наконец в палеозое и мезозое был еще один океан — Арктический.
Приведенные выше возраста океанов относятся к их наиболее древним сегментам. Между тем раскрытие океанов происходило не сразу на всем их протяжении, а частями, разграниченными магистральными трансформными разломами, как бы с остановками на каждом из таких разломов и последующим их взламыванием и прорастанием рифта. Это особенно наглядно видно на примере Атлантического и Северного Ледовитого океанов. В конце средней юры — поздней юры раскрылся центральный сегмент Атлантики между Азоро-Гибралтарским разломом и Экваториальной зоной разломов. В течение раннего и среднего мела процесс распространился к северу на сегмент между Ньюфаундлендом и Иберийским полуостровом и достиг разлома Чарли—Гиббса. В начале сенона спрединг преодолел этот барьер и достиг следующего — Гренландско-Фарерского порога, проходящего через Исландию. На этом этапе возникла другая, побочная ось спрединга — Лабрадорская, полностью отделившая к концу эоцена Гренландию от Северной Америки. В конце палеоцена — начале эоцена спрединг распространился из Северной Атлантики в Норвежско-Гренландский бассейн Арктики и вскоре, преодолев Шпицбергенский разлом, в Евразийскую котловину Северного Ледовитого океана, создав хр. Гаккеля.
Сходным образом процесс продольного разрастания океана протекал в Южной Атлантике. Еще в поздней юре на крайнем юге произошло отделение Африки от Южной Америки и Антарктиды и к началу мела раскрытие остановилось на линии Фолклендско-Агульясского разлома. В неокоме оно продвинулось на север до разлома Риу-Гранди; севернее в узком бассейне типа Красного моря шла садка солей. В конце апта—альбе там раскрылся следующий, Анголо-Бразильский, сегмент, а на границе альба и сеномана был взломан последний барьер существовавших до этого в Экваториальной зоне разломов и произошло объединение Южной и Северной Атлантики в единый океан.
В Индийском океане спрединг начался в поздней юре и распространялся на юго-запад, отделяя Африку от Индии, Мадагаскара и Антарктиды, затем с севера на юг и юго-восток, отделив в конце юры — начале мела Индию от Австралии и в начале сенона — Австралию от Антарктиды. На севере в палеогене спрединг надолго остановился у разлома Оуэн и лишь в позднем миоцене, вспоров этот разлом, проник в Аденский залив и Красное море.
Сложнее шло развитие молодой коры Тихого океана, где происходила перестройка плана расположения осей спрединга, и современное их расположение стало складываться лишь в конце мела.
Таким образом, можно констатировать факт существования молодых и древних океанов.
Только тектоника плит и теория спрединга дают объяснение происхождению океанов. Они объясняют:
1. систематическое увеличение возраста базальтов 2-го слоя и перекрывающих их осадков от осей срединных океанов в направлении континентов;
2. увеличение мощности и стратиграфического диапазона осадочного слоя от нулевых значений на оси спрединга в том же направлении;
3. увеличение глубины океана с увеличением возраста коры и переход от более мелководных, хотя и пелагических осадков к более глубоководным вверх по разрезу осадочного чехла;
4. присутствие в основании осадочного слоя металлоносных осадков, отложенных гидротермами на осях спрединга;
5. увеличение мощности и плотности литосферы от срединного хребта к континенту;
6. уменьшение интенсивности магнитных аномалий в том же направлении;
снижение величины теплового потока в том же направлении.
Источник
Возраст вулканических морей на дне океанов
Базальтовое ложе востока Индийского океана существовало уже в середине раннего мела. Вулканические и глыбовые надстройки Хребта 90° (с толеитовыми вулканитами) и цепочки вулканических островов (с щелочными разностями) были сформированы главным образом на рубеже мела-палеогена в условиях поднятий. Это базальтовое поле океанского ложа на севере (восток Индостана) и на востоке (запад Австралии) подходит к наземным трапповым вулканическим полям такого же двухактного становления.
Океанское ложе вдоль южного и восточного побережий Африки возникло в юрском периоде, так как уже в первой половине мела поверх него накопились мощные толщи глин и карбонатов. Неизвестно, имеется ли здесь под слоем осадков сплошной базальтовый плащ. Скорее всего, он существует в ложе Мозамбикского пролива, в сторону которого погружаются триас-раннеюрские лавы провинции Карру Южной Африки.
На западном Мадагаскаре также известны долериты этого возраста. В центре Мозамбикского пролива существует подводный хребет с разломными грабенами. Надстраивающие его щелочно-базитовые вулканические сооружения- образовали подводные возвышенности уже к началу мела. Импульс магматизма, проявленный вдоль разломов, оказывается общим и для океанского ложа и для прилегающих частей континента.
Лавы ложа западной части Индийского океана возникли к началу палеогена. В рифтовой долине были подняты драгами базальты и габбро этого возраста. Надстраивающие дно разломные магнаты вдоль океанского хребта и вдоль секущих его разломов — поднятий активно формировались вплоть до миоцена. Поле Деккан с двухактным магматизмом — площадными излияниями и щелочными разломными проявлениями — непосредственно смыкается с океанским полем лав вдоль берегов Индостана.
Лавовое поле, возникшее в палеогене в западной части Индийского океана, протягивается и в Атлантику, где слагает его центральную зону и проходит на север вплоть до широты Британских островов. Ряд скважин вскрывают здесь, в центре океана, лавы и осадки эоцена. Это значит, что сам чехол лав на дне уже возник в палеогене. Существование в палеогене лавового Дна в центре Атлантики подтверждается наличием крупных островных сооружений с постройками высотой 5—6 км над океанским Дном.
Некоторые острова содержат в своих привершинных частях Молодые вулканиты миоценового возраста. Крупные пьедесталы вул- панических островов, надстраивающие более древнее океанское ло- же, уже в начале миоцена поднимались выше уровня моря и под. вергались абразии — размыву волнами. Это о-ва Буве, Вознесения, Азорские. Импульс поднятий и вдольразломного вулканизма совпа- дает с оформлением горстов и грабенов срединного хребта. Затеи происходит заполнение его троговых долин; вулканизм отдельных островов длится до сих пор.
Периферические базальтовые поля в ложе Южной и Централь- ней Атлантики были сформированы в начале мела, так как морские слои мела широко развиты над вторым океанским слоем лав. Поля лав осложнены вулканическими надстройками вдоль разломов, выко- дящих на материки. На материках эти разломы трассируются ще- лочно-базитовыми магматическими телами, внедренными в конце мела — палеогене. Как и в ложе океана, разломные магматиты материков формируются вслед за эпохами региональных базальтовых излияний. Излияния проходили в бассейне Парана Южной Америка и в регионах Намибии, Анголы в Африке. Эти периферические полосы базальтов в ложе океана протягиваются к северу до районов Бермуд и Большой Банки, п-ова Лабрадор на западе и до побе- режья Бискайского залива на востоке.
В самой широкой центральной части Атлантики краевые области дна возникли значительно раньше. Это Мексиканский залив, дно близ берегов США и близ берегов Сенегала. В юрское время, вероятно уже в конце триаса, здесь существовали солеродные лагуны поверх базальтов. И на западной, и на восточной периферии океана погружение континентов в сторону Атлантики произошло после того как в американских Аппалачах и по краю синеклизы Тауденни в Африке возникли системы грабенов с надстраивающими базитами.
Осевое палеогеновое лавовое поле Атлантики севернее Ньюфаундленда разделяется на две периферические полосы, где тоже развиты палеогеновые базальты в дне океана. Базальты того же возраста известны и в краях примыкающих материков. Поверх океанского дна прослежены разломы с вулканическими постройками из лав щелочного состава и роями даек. Разломы также выходят на материковые побережья. Возраст вулканитов вдоль разломов —рубеж палеогена и неогена.
Ложе океана вдоль срединного хребта в северной Атлантике хорошо изучено в Исландии, где оно приподнято над уровнем моря. Плащ слагается лавами миоцена, он нарушен системой разломов, еще более поздних. Вулканизм вдоль этих разломов развивается с конца неогена и вплоть до настоящего времени. Преобладающие вулканиты относятся к контрастным базальт-липаритовым сериям.
Северный Ледовитый (Арктический) океан
Выделение провинций в дне этого океана сделано условно, так как здесь не было бурения. Д^ожно продолжить базальтовый плащ центра Северной Атлантики вдоль середины Ледовитого океана (по хребту Гаккеля). Предполагаем базальты миоцена в главном плаще и плиоцен-четвертичные разломные вулканиты вдоль его рифтовой долины.
Наличие долеритов мелового возраста на севере Шпицбергена, на Земле Франца-Иосифа, а также в Сибири к востоку от складок Верхоянья позволяет допустить наличие по краям океана более древних лавовых плащей (см. 9). Мел-палеогеновые базальт^ есть также на Земле Баффина, в пролиое Девиса, в Лабрадорской море. Поля базальтов, видимо, продолжают на материк провинция лав периферии Ледовитого океана по ее простиранию.
В восточной части Тихого океана вдоль его подводного хребта имеется базальтовое поле, сходное и по возрасту и по строению с базальтовым плащом центра Северной Атлантики. Вулканические сооружения вдоль разломов осевой зоны относятся к пляоцен-четвертичному времени. Продолжение этого плаща лав имеется на материке внутри провинции плато Колумбия Кордильер Северной Америки. Краевые области лавового поля вокруг полосы Восточно-Тихоокеанского поднятия были сформированы раньше, уже к началу палеогена. Это подтверждено бурением. Раэломные структуры на этом плаще типа меридионального Галапагосского хребта близ Южной Америки возникли на палеогеновом базальтовом плаще и были надстроены вулканическими горами уже в неогене.
Совсем иначе построено центральное тихоокеанское пространство. Его базальтовое дно — самое древнее в океане. Оно возникло уже к началу мела одновременно на огромных площадях. Во второй половине мела и в палеогене на нем стали вырастать надстраивающие вулканические горы и острова.
Базальты дна в западной периферии Тихого океана образуют отдельные обособленные провинции более молодого возраста. К их рассмотрению мы обратимся позже. Сейчас подчеркнем, что возраст лав во всей полосе западной окраины океана молодой. Есть плащи лав, возникшие к началу палеогена: Западно-Филиппинское море, Коралловое, Тасманово моря. Самые молодые плащи лав возникли I началу неогена: бассейн Сикоку, восток Филиппинского моря (бассейн Паресе-Вела), Каролинский бассейн и др. Все эти западно- тихоокеанские базальтовые провинции дна не Имеют связей с трап- повымн полями материков. На материках западного побережья Тихого океана трапповые провинции отсутствуют.
Разновозрастные провинции в базальтовом ложе океанов с системами разломов и вдольразломных вулканических гор разделены на 9 ровными границами, что является явным упрощением. Точного очертания границ каждого поля мы пока не знаем. Почти каждое из выделенных базальтовых полей в ложе океанов по простиранию выходит на материк, что помогает определять время накопления лав дна, поскольку на материках известно не только окончание, но и начало эпох региональных вулканических излияний.
Анализ возраста лавовых полей, хотя и не полный при нынеш- внх знаниях, позволяет выявить в океанических базальтовых провинциях полосовые пояса или их отдельные звенья следующих возрастов:
а) пермско-триасовые с надстройкой триасово-раннеюрских (к северу от Западной Сибири, к юго-востоку от Северной Америки);
б) триасово-юрские с надстройкой позднеюрско-раннемеловых (к юго-западу и юго-востоку от Африки);
в) юрско-раннемеловые с надстройкой меловых — палеогеновых (края южной и центральной Атлантики, по периферии Восточной Антарктиды, к югу и западу от Австралии, Центральные части Ти- *ого океана);
г) позднемеловые — палеогеновые с надстройкой палеоггн-нео- геновых (края северной Атлантики, Арктического океана, запад
Индийского океана, запад. Тихого океана и его северные облает^ центральные части южной Атлантики);
д) палеоген-неогеновые с надстройкой неоген-антропогеновщ (центр северной Атлантики, центр Арктического океана, юговосточ. ная часть Индийского океана, крайний запад и восточная периферии Тихого океана).
В пределах всех выделенных полей отмечается концентрации поздних магматитов вулканических гор и островов у секущих раз. ломов. Вдоль поясов, сложенных в ложе океанов разновозрастными полями лав, намечается зональность по их простиранию. По круто секущим разломам происходит смена возраста полей, так чго каж. дая из полос внутри лавовых поясов может распадаться на отдельные звенья.
Дополнительно следует отметить, что в областях океанически» хребтов располагаются базальтовые поля,» всегда наиболее молодые в поперечной зональности для океана, но не всегда самые молодые для Земли. Именно вдоль рифтовых систем океанических хребтов имеются выходы измененных базальтов, включающих тела ультраосновных пород. Ультраосновные породы вскрываются также вдоль поперечных разломов — в стенках эскарпов, где они залегают среди толщ базальтов.
Таким образом, при образовании лав дна современного мирового океана были проявлены те же пять вспышек площадного базальтового вулканизма, которые установлены и для материков. Одно- возрастные плащи базальтов материков и океанов часто пространственно переходят друг в друга. После образования каждого материково-океанского базальтового мегапокрова он рассекается системой разломов, переходящих с материка в океан. Вдоль разломит зон в одно и то же время начинают расти конусные или щитовые вулканические сооружения. Они надстраивают главный базальтовый плащ, часть которого может приподниматься с размывом на материке, а другая часть — опускаться под толщу вод в океане.
Источник