4.3. Структуро-геоморфологические элементы океанических впадин
Кора океанического типа состоит из трёх слоёв. В самом верху залегает осадочный слой мощностью от 0 до 1 км, в среднем 0,2-0,5 км. Скорость его накопления 1-5 мм в тысячу лет. На большей части глубоководного ложа возраст осадков меловой и кайнозойский. Второй слой представлен базальтовыми лавами, в том числе и подушечными, дайками диабазов. Мощность слоя 1-5 км, возраст – средняя юра – кайнозой. Третий слой бурением не вскрыт, но драгированием в зонах разломов получены его образцы основного (габброиды) и отчасти ультраосновного составов. Средняя мощность этого слоя составляет 3-4 км и подстилается он верхней мантией, сложенной перидотитами. Таким образом, второй и третий слои принадлежат « базальтовому» геофизическому слою. В пределах Мирового океана выделяются три типа областей: материковые (континентальные) и океанические окраины, ложе океана (см. рис. 4.1).
Материковые (пассивные) окраины. Они характерны для молодых океанов Атлантического, Индийского и Северного Ледовитового и образовались при расколе суперконтинента Пангеи-2, начавшегося около 200 млн лет. Главными особенностями таких окраин считается их внутриплитное положение, низкая сейсмическая и вулканическая активность, отсутствие глубинных сейсмофокальных зон.
Граница между континентальной и океанической корой проходит по подножию континентального склона. Поверхность дна подножия материка представляет аккумулятивную равнину, где накапливаются флишевые толщи. Подводным частям материков соответствуют шельф и материковый (континентальный) склон. Ширина шельфа, сложенного материковой корой, меняется от десятков до 1500 км (Северный Ледовитый океан). На шельфе накапливается основная масса осадков, а его поверхность полого (1-1,5 °С) наклонена в сторону океана. На глубинах 100-200 м располагается бровка шельфа, ниже которой начинается континентальный склон. Его поверхность наклонена круче (более 3 °С), а сам он имеет общее ступенчатое строение. В пределах склона глубина океана увеличивается от 100-200 до 3500 м.
Континентальный склон – гигантская флексурообразная структура, осложненная системой глобальных разломов. К подножию склона через систему каньонов, часто продолжающих под водой русла крупных рек, мутьевыми потоками и гигантскими оползнями сносятся огромные массы осадков, образующих крупные конусы выносов. Здесь располагается аккумулятивная равнина с холмами, образованными отдельными конусами выноса или оползневыми массами.
Океанические (активные) окраины. Выделяют два их типа – приконтинентальный (или восточно-тихоокеанский) и островодужный (западно-тихоокеанский). Главными особенностями таких окраин являются наличие активной наклонной сейсмофокальной зоны, высокая сейсмичность, магматическая деятельность, складчато-надвиговые деформации и метаморфизм. Здесь располагаются зоны субдукции.
Первый тип характеризуется простым строением. Здесь имеется глубоководный желоб, вдоль оси которого на поверхность дна океана выходит зона субдукции. У континента внутренний склон желоба крутой. Он является одновременно континентальным склоном и узким шельфом. Край континента приподнят и в его пределах располагается надстроенный вулканоплутонический пояс.
Второй тип включает окраинные котловинные моря, островные дуги и глубоководные желоба. Котловинные моря (Японское, Охотское, Берингово и другие) представляют депрессии с океанической и субокеанической корой. Последняя имеет увеличенную мощность осадочного слоя. Поверхность дна имеет черты аккумулятивной равнины, осложненной поднятиями, возвышающимися на 3-5 км, и характеризуется блоковым строением. В соответствии с геосинклинальной теорией котловины окраинных морей являются геосинклинальными прогибами.
Островные дуги (Алеутские, Курильские, Японские и другие острова) образуют протяженные (1000-3000) горные сооружения, которые вместе с глубоководными желобами отделяют окраинные котловинные моря от океанического ложа. Среди дуг выделяются одинарные и двойные. Одинарные дуги образованы узкой (50-70 км) цепочкой вулканических сооружений, покоящихся на низком и широком (до 200 км) сводовом поднятии. Дуга может представлять также широкий (70-120 км) и высокий (2-3 км) хребет, увенчанный цепочкой вулканических аппаратов, смещённых к приматериковому склону дуги. Вулканизм преобладает базальтовый и андезитовый. Двойные дуги образованы двумя грядами хребтов с одним цоколем. На внешнем хребте вулканизм почти не проявлен, склоны внешнего хребта имеют ступенчато-сбросовое строение. Островные дуги рассматриваются в качестве геоантиклинальных поднятий в современных геосинклинальных областях. Двойные дуги сложены «зрелой» корой материкового типа, ординарные имеют маломощный гранитный слой.
Глубоководные желоба опоясывают области центральных частей океанов и представляют протяжённые депрессии (1500-4000 км) глубиной 5-10 км и шириной 5-20 км. Поперечный профиль желобов ассиметричный, склоны ступенчатые, средняя крутизна склонов 5 °С. Склоны желобов лишены осадочного покрова, днища покрыты осадками, выносимыми мутьевыми потоками. Со стороны океанических котловин с желобами граничит такая же протяжённая система невысоких краевых валов, являющихся структурными элементами океанического ложа. К склонам желобов и прилегающим островным дугам приурочены зоны сейсмической активности, с которыми связаны мелко- и глубокофокусные землетрясения (зоны Заварицкого-Беньофа). По глубоководным желобам проводятся границы литосферных плит.
Ложе океана.В океанических впадинах выделяются океанические подвижные пояса (срединно-океанические хребты) и талассократоны (океанические плиты). Срединно-океанические хребты (СОХ) – система горных сооружений протяженностью свыше 60000 км, шириной до 1000 км и высотой 2-3 км над дном океана. Это самые крупные горные системы на Земле, особенно хорошо выраженные в Атлантическом и Индийском океанах. Отдельным вершинам хребтов соответствуют острова вулканического происхождения (острова Пасхи, Св. Елены, Св. Павла). Нижние части склонов хребтов пологие, в осевой части прослеживается система рифтовых долин
Рифты представляют собой грабенообразные структуры, в которых центральные блоки ограничены глубинными разломами, доходящими до мантии. Рифтовые системы отличаются высокой тектонической и сейсмической активностью, повышенными значениями теплового потока (в 5-7 раз больше среднего значения). Мантия в этих зонах подходит близко к поверхности, а мантийные конвекционные потоки под хребтами направлены вверх. К хребтам приурочены системы полосовых магнитных аномалий. В рифтовых зонах происходит формирование новой океанической коры за счёт выплавки базальтов и раздвижения соседних литосферных плит по горизонтали. Отдельные отрезки СОХ смещены относительно друг друга поперечными разломами, называемыми трансформными. Рифтовые системы наблюдаются не только в океанах, но и континентах. Таковы, например Восточно-Африканская, Байкальская и другие рифтовые системы.
В пределах талассократонов наибольшие площади заняты котловинами, где дно океана опущено на глубины 4-6 км. Они разделяются асейсмичными поднятиями, среди которых выделяются сводовые валообразные поднятия и глыбовые хребты, увенчанные вулканическими конусами. В западной части Тихого океана многочисленны подводные горы с плоскими вершинами, погруженные или выходящие на поверхность в виде островов. Вулканические конусы, нередко увенчанные коралловыми рифами и опущенные на значительные глубины, называются гайотами. В океанических структурах развиты лавы основного состава, причём наиболее распространены щелочные базальты.
Типичными геосинклинальными областями считаются области океанических окраин, основными структурно-геоморфологическими областями которых являются котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные прогибы. Признаки, характеризующие геосинклинальный режим на примере современных океанических окраин, следующие: 1 – преимущественно морской тип осадков при преобладании глубоководных отложений; 2 – линейный характер структур и тел осадочных формаций, высокая степень дислоцированности слоёв; 3 – резкие изменения мощностей и состава пород вкрест простирания складчатых структур; 4 – повышенный метаморфизм пород; 5 – насыщенность разреза телами магматических пород; 6 – наличие толщ и структурных форм, образовавшихся в условиях резко расчленённого рельефа; 7 – высокая сейсмичность; 8 – формации-индикаторы: кремнисто-сланцевые, кремнисто-карбонатные, яшмовые, аспидные, флишевые, кератофиро-спилитовые, спилитово-диабазовые и некоторые другие.
Источник
СТРУКТУРНО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ ОКЕАНСКИХ ВПАДИН
Материковый склон представляет собой, вероятно, гигантскую флексуру, сложенную системой глобальных разломов, вдоль которой сопряжены материковые и океанские блоки земной коры. Поверхность дна подножия материкового склона обычно обладает чертами аккумулятивной равнины с крупными холмами, которые образованы отдельными конусами выноса или гигантскими оползневыми массивами.
Внутриокеанские структурные формы резко различаются степенью подвижности. Среди них выделяются: сейсмически активные области (океанские подвижные пояса) и асейсмические области (океанские ллатформы, или талассократоны). Первая категория структур соответствует срединноокеанским хребтам, вторая — океанским котловинам (плитам), а также различным типам внутриокеанских сводовых и глыбовых поднятий и краевым валам.
Срединноокеанские хребты составляют протяженную (около 20 000 км) широкую (до 1000 км) систему горных сооружений высотой 2—3 км над дном океана. Это самая крупная горная система на поверхности земного шара. Срединноокеанские хребты наиболее четко выражены в Атлантическом и Индийском океанах. Отдельным вершинам этих подводных хребтов соответствуют острова вулканического происхождения (о-ва Пасхи, Св. Елены, Св. Павла, Тристан-да-Кунья и др.). Нижние части склонов хребтов обычно пологие, в приосевой части •склоны изборождены глубокими продольными желобами и возвышающимися над ними гребнями. Вдоль осевой части почти непрерывно прослеживается система рифтовых долин. Над хребтами отмечаются высокие значения теплового потока (в 5—7 раз выше среднего), свидетельствующие о том, что конвекционные потоки в мантии под хребтами направлены снизу вверх.
Отдельные отрезки срединноокеанских хребтов смещены относительно друг друга поперечными разломами, получившими название трансформных. На поверхности они выражены уступами дна или узкими глубокими каньонами.
В пределах талассократона наибольшие площади заняты океанскими котловинами — участками, где дно океана опущено на глубину 4—6 км. Поверхность дна этих котловин слабо Есхолмленная с от
дельными изометрическими холмами и горами вулканического происхождения. Многочисленные разломы предопределяют ступенчатый рельеф дна многих котловин. Мощность осадочного покрова в этих котловинах обычно менее 1000 м. Океанские котловины образовались в разное геологическое время.
Среди асейсмических поднятий, разделяющих океанские котловины и осложняющих их строение, выделяются сводовые валообразные поднятия (Гавайский вал, вал Шатского и др.) и глыбовые хребты (Восточно-Индийский и др.)- Склоны и сводовые части поднятий увенчаны вулканическими конусами.
Важной особенностью всех океанских структур является развитие в их пределах лав основного и ультраосновного состава. Наиболее широко распространены щелочные базальты.
Общее знакомство со структурными формами океанов и их сравнение со структурами континентов позволяет развивать актуалисти- ческий подход при палеотектонических реконструкциях складчатых областей. Выяснение места океанских структур в общем эволюционном ряду структурных форм земной коры является первостепенной задачей, от способа решения которой зависят многие современные геотектонические концепции.
Типичными современными геосинклинальными областями принято считать области океанских окраин, наиболее отчетливо выраженные в Тихом океане.
Котловины окраинных морей представляют собой крупные брахи- формные депрессии глубиной 3—5 км с океанской и субокеанской земной корой. Поверхность их дна имеет черты аккумулятивной равнины, но там, где осадков мало, дно сильно раздроблено. У некоторых морей оно осложнено подводными поднятиями (поднятие Ширшова в Бе- ринговоморской котловине, Ямато — в Япономорской и др.), которые возвышаются над дном котловины на 1,5—3 км и имеют блоковое строение. Котловины окраинных морей являются геосинклинальными прогибами. В некоторых случаях они соответствуют погруженным нераздробленным массивам — срединным массивам.
Островные дуги образуют протяженные (1000—3000 км) горные сооружения, которые вместе с сопряженными с ними глубоководными желобами отделяют окраинные котловинные моря от области океанского ложа. Среди островных дуг выделяются два типа: одинарные и двойные. Одинарные дуги образованы узкой (50—70 км) цепочкой вулканических сооружений, покоящихся на низком и широком (до 200 км) сводовом поднятии (Идзу-Бонинская, Марианская и др.), или же широким (70—120 км) и высоким (2—3 км) хребтом, увенчанным цепочкой вулканических аппаратов, смещенных к приматериковому склону дуги (большая часть Алеутской, среднее звено Курило-Кам- чатской дуги и др.). Проявление базальтового и андезитового вулканизма. Двойные дуги образованы двумя грядами хребтов с одним цоколем. На внешнем хребте вулканизм почти не проявлен, его склоны имеют ступенчато-сбросовое строение.
Островные дуги рассматриваются в качестве геоантиклинальных поднятий современных геосинклинальных областей. Двойные дуги обладают «зрелой» корой материкового типа, в одинарных дугах гра- читно-гнейсовый слой маломощный.
Глубоководные желоба располагаются у подножий горных поднятий кайнозойских складчатых систем (Анды) или островных дуг со стороны океана.
Глубоководные желоба образуют протяженные системы, опоясывающие область центральной части океана. К склону желоба, примыкающего к островной дуге, приурочены зоны высокой сейсмической активности, происхождение которых объясняется выходом на поверхность гигантских поверхностей скола; с ними связаны глубокофокус- ные землетрясения (зоны Заварицкого — Беньофа). Системы глубоководных желобов соответствуют системам геосинклинальных прогибов— трогов.
Анализ структур современных геосинклинальных областей — океанских окраин позволяет воссоздать подобные структуры для палеозойской эры на Урале, для мезозойской — в Альпах, на Кавказе, на Карпатах и понять, что представляли собой те или иные области в геосинклкнальный этап развития. Признаки, характеризующие области современных океанских окраин, с той или иной степенью обоснованности рассматриваются в качестве характеризующих геосинкли- нальную обстановку — геосинклинальный тектонический режим. Такими признаками являются: 1) преимущественно морской тип осадков при преобладании глубоководных отложений, 2) линейный характер структур и тел осадочных формаций, высокая степень дислоцирозан- пости слоев, 3) резкие изменения в мощностях и вещественном составе осадочных -и вулканических толщ вкрест простирания складчатых структур, 4) повышенный метаморфизм пород; 5) насыщенность разреза телами магматических пород, 6) наличие толщ и структурных форм, образовавшихся в условиях резко расчлененного рельефа, 7) высокая сейсмичность, 8) специфический набор осадочных и магматических формаций, среди которых формациями-индикаторами являются кремнисто-сланцевые, кремнисто-карбонатные, яшмовые, аспидные, флише- вые, спилито-диабазовые и некоторые другие.
Источник