Основні структури тектоносфери і літосфери, принципи їх вивчення та класифікації
Під терміном “тектонічна структура” розуміють відокремлену ділянку земної кори, літосфери або тектоносфери, відмінної від суміжних певним поєднанням складу та умов залягання порід, які їх складають. Ці відмінні риси визначенні специфікою проявлення тектонічних рухів, магматизму, метаморфізму, осадконакопичення і денудації, тобто тектонічним та ендогенним режимом в період формування даної структури.
Тектонічні структури надзвичайно різноманітні за своїми масштабами, магматизмом, тектонічним режимом розвитку та глибиною проникнення в надра Землі. На основі цих ознак переважно проводиться класифікація тектонічних структур. В якості найбільших структур літосфери і тектоносфери розглядають літосферні плити, океани і континенти. В подальшому, в залежності від тектонічної активності, розрізняють відносно рухомі, мобільні структури (геосинкліналі та орогени) і відносно малорухомі, стабільні (платформи, серединні масиви) структури. Тектонічні порушення виділяють як в межах мобільних, так і в межах стабільних структур.
Під літосферними плитами розуміють великі ділянки літосфери (тисячі кілометрів в поперечнику), які обмежені відносно вузькими зонами сейсмічної і вулканічної діяльності. Літосферні плити можуть бути океанічними, континентальними і змішаними. До океанічних плит відносяться Тихоокеанська, Наска, Кокосова; до континентальних - невеликі плити в межах Альпійсько-Гімалайського складчастого поясу (наприклад, Тібетська, Іранська); до змішаних - Північно- і Південноамериканські, Африканська, Євразійська, Антарктична, Індо-Австралійська та ін. (рис. 2.4).
Найбільш молодими є океанічні плити, вік яких не перевищує 100-150 млн. років. Вони також досить тонкі - від 7-10 км під осьовою частиною серединно-океанічних хребтів до 80-90 км під найбільш давніми ділянками океанічного дна. Континентальні літосферні плити мають вік мільярдів або сотень мільйонів років, а їх товщина складає від 150-200 км під молодими платформами до 250-400 км під щитами давніх платформ.
Головні плити: І – Євразійська, ІІ – Північноамериканська, ІІІ – Африканська, ІV – Індо-Австралійська, V – Тихоокеанська, VІ – Наска, VІІ – Кокосова, VІІІ – Південноамериканська, ІХ – Антарктична; малі плити: 1 – Охотська, 2 – Амурська, 3 – Тібетська, 4 – Іранська, 5 – Аравійська, 6 – Сомалійська, 7 – Китайська, 8 – Філіппінська, 9 – Хуан-де-Фука, 10 – Карибська, 11 - Скоша
Рисунок 2.4 – Схема розташування літосферних плит із вказанням сейсмічності Землі (за В.П. Гавриловим, 1990)
Літосферні плити переміщуються по поверхні Землі як жорсткі тіла і лише їх окраїни зазнають руйнування або нарощування.
В залежності від особливостей будови літосфери і верхньої мантії в складі плит виділяють океани і континенти.
Океани. В останній час океани, поряд з континентами, розглядаються як великі геологічні структури літосфери, границі яких не завжди співпадають з границями океанів і континентів в їх географічному розумінні. Тому правильніше до океанів застосовувати термін “океанічна структура”, а для континентів - “континентальна структура”. Однак із-за традиції цього не роблять, вкладаючи тектонічний зміст в географічні поняття.
Відмінні риси океанів наступні:
1 Вони мають специфічну будову земної кори, що дало можливість обгрунтувати виділення океанічної кори в якості самостійного типу. Літосфера океанів в середньому в 10 разів тонша від континентальної і набагато молодша.
2 Будова верхньої мантії океанів відрізняється від будови верхньої мантії під континентами. Основна відмінність полягає в тому, що верхня мантія складається виключно із астеносфери, тоді як під континентами цей шар різко тоншає і вироджується. Із цього можна зробити висновок, що “коріння” океанів виходять за межі літосфери і знаходяться в тектоносфері.
3 Океани характеризуються виключно основним вулканізмом. Лінія, яка розділяє області розвитку основного і кислого вулканізму, практично співпадає з геологічною границею океан-континент, яка проводиться по підошві континентального схилу, тобто по ізобаті 2.5-3 км. Ця лінія називається андезитовою.
4 Практично вся океанічна літосфера складена породами, які не піддавались процесам складчастості і високотемпературним змінам (метаморфізму), тобто океанічна літосфера не зазнавала геосинклінального розвитку і тут не було інтенсивного прогинання з накопиченням потужних товщ осадово-вулканогенних порід з наступною інверсією тектонічних рухів, інтрузивним магматизмом, регіональним метаморфізмом і складчастістю.
5 Границя океанів з континентами переважно проявляється великими надглибинними розломами, які занурюються в надра Землі на глибину до 400-700 км.
6 Океани мають ряд геофізичних ознак, які відрізняють їх від континентів, а саме: відносно підвищені теплові потоки; специфічне магнітне поле; суттєво підвищене значення гравіметричного поля.
Підсумовуючи ці основні відмінні ознаки океанів як тектонічних структур, їх можна визначити як великі структури тектоносфери із земною корою океанічного типу, в межах яких не відбуваються геосинклінальні процеси.
Континенти як тектонічні структури характеризуються наступними основними ознаками:
1 В складі земної кори континентів практично повсюдно присутній “гранітний” шар. У виключних випадках наявні ділянки із суттєвим зменшенням або повним виклинюванням цього шару (“базальтові вікна”). Товщина кори 30-35 км, а максимальна - 70-75 км. Літосфера під континентами має товщину від 150 до 400 км.
2 Верхня мантія континентів має “редуційовану”, не яскраво виражену астеносферу.
3 Континенти характеризуються як основним, так і кислим магматизмом. При цьому основний магматизм континентів відмінний від основного магматизму океанів.
4 Континентальна літосфера сформувалась за рахунок геосинклінальних процесів, які привели до утворення потужного граніто-метаморфічного шару. В зв’язку з цим в складі літосфери можна виділити різновікові складчастості - від карельської до альпійської. Ті області, де складчасті процеси пройшли давно, являють собою платформи, а молоді складчасті області є сучасними гірськими спорудами.
Таким чином, континентами називаються великі структури тектоносфери з земною корою континентального або проміжного типу, в межах яких проходили або проходять геосинклінальні процеси.
Границя між континентами і океанами як між найбільшими тектонічними спорудами проводиться по межі виклинювання гранітно-метаморфічного шару, що відповідає ізобаті 2.5-3 км.
Як мікроконтиненти слід розглядати деякі ділянки океанів, які мають кору континентального типу. Це півострів Мадагаскар, включаючи Сейшельські острови в Індійському океані; Новозеландське плато в Тихому океані; підводні підняття Ломоносова, Менделєєва та Альфа в Північному Льодовитому океані та інші.
Подальший поділ тектонічних структур базується на основі геотектонічного режиму їх розвитку, під яким розуміють спрямованість та інтенсивність тектогенезу, метаморфізму та магматизму. Переважно це структури лінійної форми, які утворюють продовгуваті тектонічно рухомі пояси в межах континентів та океанів. До них відносяться геосинкліналі та орогени.
Геосинкліналі характеризуються стійким прогинанням на початкових стадіях свого розвитку, а на завершальній стадії - інверсією тектонічного режиму з утворенням гірськоскладчастих областей. У відповідності з тектонічним режимом розвитку геосинкліналі відрізняють по величезній товщині накопичення осадово-вулканогенних порід, магматизмі, метаморфізмі і сейсмічній активності.
Орогени - лінійні структури літосфери із явно вираженим гірським рельєфом. Рухомість орогенів виявляється в проявленні суттєвих висхідних вертикальних рухів, горизонтальних рухів, сейсмічності, іноді магматизму. Оскільки гірські системи відомі на континентах і на дні океанів, то виділяють континентальні та океанічні орогени.
Відносно малорухомі структури літосфери із спокійним проявленням тектонічних рухів невеликої амплітуди представлені платформами і серединними масивами.
Платформи мають ізометричну форму, знівельований низинний рельєф, а їх стан близький до ізостатичної рівноваги. Для платформ в регіональному плані характерною особливістю є стійкість низхідних вертикальних рухів невеликої амплітуди. Практично відсутня сейсмічність. Магматизм проявляється тільки в порівняно короткочасні періоди активізації рухомості по розломах. Платформи - це тектонічно пасивні ділянки літосфери. Земна кора платформ може мати континентальну і океанічну будову, в зв’язку з чим іноді розрізняють континентальні і океанічні платформи.
Серединні масиви - це стійкі ділянки земної кори в системі рухомої геосинклінальної області. Переважно серединні масиви є залишками платформ, подрібнених і роз’єднаних активними геосинклінальними процесами. Від платформ вони відрізняються відносно невеликими розмірами, кутовою формою, фрагментарним розподілом в просторі, деякою тектонічною активністю, яка проявляється у вигляді тектонічних рухів і магматизму.
Переважно серединні масиви виділяють як структури геосинклінальних і гірськоскладчастих областей. А.Д.Архангельський ще в 1937 році вказував на існування двох типів серединних масивів. По-перше, це ділянки давніх платформ, які збереглися між геосинклінальними прогинами. По-друге, це припідняті складчасті масиви в серединних частинах геосинклінальних областей, які при продовженні складчастості зазнають значно менших деформацій, ніж суміжні райони геосинклінальних областей.
В.Є.Хаїн запропонував розрізняти три типи серединних масивів: масиви першого роду - уламки давніх платформ, які збереглися з часу закладення геосинклінальних поясів (Таримський масив); масиви другого роду - уламки зон консолідації, які виникли в кінці ранніх циклів геосинклінального розвитку (Богемський масив); масиви третього роду - фрагменти площ ранньої консолідації, які наростали по всій периферії з зонами більш давніх консолідацій (Індонезійський масив).
“Корені” мобільних і стабільних структур мають меншу глибину проникнення в надра планети, ніж “корені” літосферних плит, континентів і океанів. Тому геосинкліналі, орогени, платформи і серединні масиви - це тектонічні структури літосфери і верхньої мантії.
Специфічними структурами літосфери і тектоносфери є тектонічні порушення - лінійні зони порушення суцільності земної кори, які проявляються у вигляді конкретного скиду або підкиду; у вигляді протяжної зони дроблення кори (глибинні розломи); у вигляді специфічних структур розтягнення (рифтів). Тектонічні порушення можуть затухати в осадовому шарі кори, проникати у верхню і навіть середню мантію Землі. Тому всі вони є структурами як літосфери, так і тектоносфери.
Виділені тектонічні структури є надзвичайно великими структурами в складі літосфери і тектоносфери Землі. В свою чергу вони розпадаються на відносно менші складові структури аж до локальних піднять (антикліналей) і локальних прогинів (синкліналей).
Запитання для самоперевірки
1 Що розуміється під терміном “тектонічні рухи”?
2 Основні класифікації тектонічних рухів.
3 Охарактеризуйте коливні тектонічні рухи.
4 Що таке “тектоно-магматичний цикл”?
5 Основні властивості тектонічних рухів.
6 Методи визначення вертикальних тектонічних рухів.
7 Методи визначення горизонтальних тектонічних рухів.
8 Сучасні тектонічні рухи і методи їх визначення.
9 Новітні тектонічні рухи і методи їх визначення.
10 Давні тектонічні рухи і методи їх визначення.
11 Дайте визначення літосферних та океанічних плит.
12 Основні відмінності в будові тектонічних структур океанів.
13 Основні ознаки континентів як тектонічних структур.
14 Тектонічно рухомі пояси в межах континентів та океанів.
15 Платформи і серединні масиви та їх характеристика.
Лекція 3 Геоморфологічна зональність І ГЕОФІЗИЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА Світового океану. ОСОБЛИВОСТІ РЕГІОНАЛЬНОЇ ТЕКТОНІКИ ОКЕАНІЧНИХ СТРУКТУР
Тривалий час представлення про геологію Землі базувались виключно на матеріалах континентів. Величезні океанічні западини трактувались як пусті в геологічному відношенні простори, своєрідні провали між складнопобудованими материками. Лише останні дослідження за 40-50 років суттєво змінили ці представлення. Завдяки цьому геологія по-справжньому стає наукою про Землю, охоплюючи всю багатогранність геологічних явищ як на материках, так і в океанах.
Загальна площа Світового океану складає 361.22 млн. км2, що становить 78% поверхні нашої планети. Його середня глибина 3729 м, а максимальна 11022 м (Маріанський жолоб). Найбільш характерні глибини 3-6 км. Аналіз рельєфу дна морів і океанів із врахуванням нових даних дозволяє виділити наступні геоморфологічні провінції: підводні окраїни континентів, перехідні зони, ложе океанів і серединно-океанічні хребти.
Підводні окраїни континентів.Вони займають 80.61 млн.км2 або 22.4% загальної площі Світового океану. До складу цієї геоморфологічної провінції входять три зони: шельф, материковий схилі материкове підніжжя. Шельф (англ. - полиця, виступ, мілина ) являє собою підводну рівнину навколо материків, що протягується від берегової лінії до глибини, на якій спостерігається різке збільшення крутизни дна. Границя, де різко збільшується крутизна дна, називається зовнішнім контуром шельфу. Глибина моря поздовж цієї границі змінюється від 200 до 600 м. В геоморфологічному відношенні шельф – це продовження прибережних материкових рівнин. До недавнього часу він був сушею і зберіг багато форм поверхневого рельєфу.
Утворення сучасного шельфу пов’язують із таненням льодовиків четвертинного зледеніння, яке розпочалось 10-15 тис. років тому. В цей час рівень Світового океану був значно нижчим від сучасного. Загальне підняття рівня Світового океану за рахунок вивільнення води із четвертинних льодовиків привело до затоплення прибережних материкових рівнин. Ця тенденція зберігається і в наші дні. Передбачають, що у ХХI сторіччі за рахунок танення сніжно-льодовикового покриву Арктики та Антарктиди рівень Світового океану підніметься ще на 60 см порівняно із сучасним положенням. Це може призвести до подальшого затоплення прибережних материкових рівнин і до збільшення площі шельфу. Поряд з цим в утворенні шельфу значну роль відіграв тектонічний фактор. Нахил шельфу в сторону океану і наявність тектонічних порушень вказує на тенденцію до занурення крайових частин континентів.
Середня ширина шельфів 65-80 км, але може змінюватися від кілометра до 1000-1500 км. Площа шельфу – 31.08 млн. км2,тобто 8.6% поверхні Світового океану. Його рельєф характеризується уступами, терасами, підводними підняттями, жолобами. Існують дві суттєві відмінності в рельєфі між областями, які піддалися четвертинному зледенінню, і нельодовиковими. В межах перших рельєф більш розчленований, а другі мають більш вирівняний, терасоподібний рельєф.
Загальним для шельфових зон Світового океану є наявність реліктового субаерального рельєфу, який маскується процесами морської абразії та акумуляції. Формування шельфу – це результат сумісної діяльності морської трансгресії та абразії, тектонічних опускань і осадконакопичення.
Материковий схил починається на глибинах 200-600 м різким перегином дна. В його межах середні кути нахилу складають 3-4о, максимальні –45о. На ділянках різкого нахилу розсипчасті осади під дією сили тяжіння сповзають, відслонюючи скелясті породи. Нижня границя материкового схилу проходить в середньому по ізобатах 2.5-3 км, змінюючись від 1 до 4.5 км. Материковий схил , як і шельф, порівняно вузька ділянка океанічного дна. Його ширина змінюється від 8-10 км до 250-270 км, а площа дорівнює 24.52 млн. км2 або 6.8% від площі Світового океану. Висота схилу складає в середньому від 3 до 5-6 км (острівні дуги), іноді перевищує 10 км (Маріанська острівна дуга).
Типовою формою рельєфу материкового схилу є чергування крутих уступів, незамаскованих сучасними осадами. Важливою формою рельєфу є система поперечних підводних каньйонів. Це глибоко врізані V-подібні долини, по яких з континентів поступає велика кількість уламкового матеріалу. Часто вони продовжують сучасні річкові долини великих рік (Гудзон, Конго, Амазонка та ін).
Материкове підніжжя виділяють як самостійну геоморфологічну форму підводного рельєфу відносно недавно. Материкове підніжжя розташовується в основі материкового схилу. Його границя змінюється від 2 до 4 км, складаючи в середньому до 3 км. Нижня границя встановлюється на глибині біля 5 км. Площа материкового підніжжя – 25,9 млн. км2 або 7.1% площі Світового океану. В морфологічному це нахилена, слабохвиляста рівнина, ширина якої змінюється від 200 до 1000 км. Поперечний профіль підніжжя має форму ввігнутої кривої, виположується в сторону океану. Кути нахилу у верхній частині підніжжя складають перші градуси, а на границі із абісальною зоною не перевищують 100. Вирівняний рельєф ускладнюється системою пагорбів висотою від 10-20 м до 200-300 м.
Важливою особливістю материкового підніжжя є те, що саме тут проходить інтенсивне накопичення осадового матеріалу, який зноситься з континентів. В зв’язку з цим акумулятивні процеси майже повністю згладжують тектонічні форми рельєфу, надаючи йому спокійного характеру. В деяких випадках значну роль у формуванні рельєфу материкового підніжжя відіграють підводні і надводні вулкани з широким розвитком лавових поривів. Тому деякі дослідники розрізняють два типи рельєфу материкового підніжжя: акумулятивний і структурно-тектонічний.
Розглянута геоморфологічна провінція Світового океану характерна для узбережжя Атлантичного океану. Переважно її називають атлантичним типом окраїн. Крім Атлантики вона характерна для Північного Льодовикового океану і західного сектору Індійського океану. Інша геоморфологічна будова характерна для азіатського узбережжя Тихого океану. Ступінь розчленування його рельєфу не має аналогів в межах інших геоморфологічних провінцій Світового океану, але й на суші.
Перехідна зона. Найбільш виразно перехідна зона прослідковується вздовж північного і західного узбережжя Тихого океану (від берегів Аляски до Нової Зеландії). Ширина перехідної зони досягає майже 4 тис. км при простяганні 12 тис. км. Вона складається із глибоководних котловин окраїнних морів; підводних і острівних споруд, відомих під назвою острівних дуг; глибоководних жолобів, які відділяють перехідні зони від абісальних рівнин океанів. Загальна площа перехідних зон складає 30,62 млн. км2 або 8,5% від загальної площі Світового океану. Своєрідний рельєф перехідної зони, яка складається із великої кількості островів, розділених проливами і внутрішніми морями, дав можливість розглядати її як своєрідну міжокеанську структуру дроблення.
Океанічне ложе. Це найбільш велика за площею частина дна Світового океану. Воно займає 194,81 млн. км2 або 54%. В складі його рельєфу виділяють глибоководні рівнини, що розділяються підводними океанічними підняттями.
Глибоководні рівнини розташовуються між материковим підніжжям (атлантичний тип окраїн) або глибоководними жолобами (тихоокеанський тип) і системою серединно-океанічних хребтів в межах глибин від 4 до 6 км. Найбільш мілководні рівнини відомі в Північній Атлантиці (2,6-3,1км), а найбільш глибоководні – в Тихому океані. В залежності від особливостей рельєфу розрізняють плоскі і горбисті рівнини.
Крім підводних гір, горбів і валів рельєф глибоководних рівнин ускладнений уступами і жолобами, які походженням своїм пов’язані з діяльністю великих розломів.
Океанічні підняття ділять глибоководні рівнини на окремі котловини. Форма піднять різна – від ізометричних до лінійно витягнутих хребтів. Рельєф піднять розчленований з перепадом висот до 2 км і більше. Форма океанічних піднять багато в чому визначається розломами, які їх обмежують.
Мікрорельєф дна. Сюди відносять дрібні форми океанічного дна, що не перевищують декількох метрів. Вивчення проводиться за допомогою підводних фотографій. Виділяють три основних типи мікрорельєфу: ерозійний, біогенний і хемогенний. Ерозійний спостерігається на підводних хребтах та інших підняттях дна.
Біогенний мікрорельєф проявляється на поверхні дна у вигляді борозен, валів, горбів тощо. Це результат діяльності риючих донних організмів. Найбільш широко цей мікрорельєф розвинутий на материкових схилах і на дні океанічних котловин.
Хемогенний мікрорельєф - результат хімічних процесів, що проходять на дні океану і утворюють на поверхні твердих порід або невеликих уламків характерні кірки діоксиду марганцю та інших елементів. Утворюються так звані залізо-марганцеві конкреції, які створюють хемогенний рельєф, який нагадує булижну мостову.
Вперше для вивчення будови океанічного дна застосовували гравіметричний метод ще у 1923році для дослідження Атлантичного океану. Регіональні геофізичні дослідження розпочались тільки в Міжнародний геофізичний рік (1957-1959 р.р.). Зараз поряд з проведенням регіональних геофізичних досліджень здійснюються детальні дослідження акваторій морів, але їх об’єм надзвичайно малий. Найбільш дослідженим в геофізичному відношенні є Атлантичний океан.
Гравітаційне поле. Материкова окраїна характеризується закономірним і плавним наростанням значень сили тяжіння від суші до відкритого океану. Якщо в прибережній зоні вони мають мінусові значення, то в районі континентального схилу і материкового підніжжя збільшується до +3.10-4 ¸ +10-3 м/с2 (всюди в редукції Буге).
Океанічні котловини характеризуються відносно спокійним полем сили тяжіння, значення якого коливається від +2,5.10-3до+4,5.10-5 м/с2. Вважають, що в цих районах земна кора знаходиться в стані, близькому до ізостатичної рівноваги.
Серединно-океанічні хребти виділяються відносно невисокими значеннями поля сили тяжіння від +1,2.10-3 до 2.10-3 м/с2. При цьому мінімальне значення мають осьові частини хребтів, що відповідає рифтовій долині.
Найбільш напружене гравітаційне поле перехідної зони, що вказує на наявні тут суттєві відхилення від ізостатичної рівноваги. Мінімальні значення сили тяжіння характерне для глибоководних жолобів: менше –2.10-4 м/с2. В той же час перед жолобами і в їх тиловій частині гравітаційне поле зростає до +4.10-3 м/с2 і більше. Пояснюється це суттєвим стисненням земної кори перед і в тиловій частині глибоководних жолобів в результаті зіткнення літосферних плит і заглиблення океанічної кори під материкову. При заглибленні більш “легкої” кори в більш “тяжку” мантію в районі глибоководних жолобів виникає дефіцит маси, що приводить до виникнення від’ємної гравітаційної аномалії.
Магнітне поле. Магнітне поле є однією із найбільш яскравих геофізичних характеристик дна Світового океану. Воно відрізняється від магнітного поля континентів простою і закономірною будовою, грандіозною системою “зебрових” лінійних аномалій, які не мають прямих аналогів на континентах . Спочатку такі незвичайні смугоподібні аномалії магнітного поля встановлено над серединно-океанічними хребтами, а пізніше в прилеглих глибоководних котловинах. Особливості магнітного поля Світового океану зводяться до наступного:
- структура поля складається із впорядкованої системи почергових лінійних позитивних і від’ємних аномалій, які витягнуті паралельно до осей серединно-океанічних хребтів;
- однотипні аномалії розташовуються на однаковій відстані від осьової зони хребтів, утворюючи білатеральну систему симетрії;
- лінійно-паралельна структура магнітного поля ускладнюються поперечними зміщеннями аномалій, яким відповідають трансформні розломи.
Пояснення такої різноманітності магнітного поля дна Світового океану на думку англійських дослідників Ф.Вайна і Д. Метьюза (1963р.) полягає в тому, що в земній корі океанів існує магнітоактивний шар, який утворився в результаті розширення дна океанів і під впливом інверсій магнітного поля Землі. Формування шару могло пройти за рахунок поступлення розплавленої мантійної речовини в зону гребеню серединно-океанічного хребта. Коли його температура понижується нижче точки застигання, речовина набуває залишкової намагніченості.
Оскільки магнітне поле дна Світового океану складається із закономірних лінійних позитивних і від’ємних смуг, що чергуються між собою, то було висловлене припущення, що магнітне поле планети періодично зазнає інверсії, тобто проходить зміна його знаку. Встановлено, що ширина смуг магнітних аномалій знаходиться у відповідності із швидкістю розширення океанічного дна. Так, для Східнотихоокеанського підняття ширина смуг аномалій максимальна, що пояснюється найбільшою швидкістю спредінгу – до 10 см/р. Мінімальну ширину смуг має Північний Льодовитий океан, швидкість розсування якого не перевищує 2 см/р. В зв’язку з цим, границі смуг магнітних аномалій можна розглядати як ізохрони, тобто лінії однакового віку океанічної кори. Перевірка цього допущення за допомогою глибоководного буріння повністю його підтвердила.
Іншу будову має магнітне поле глибоководних жолобів та окраїнних морів. Лінійні аномалії океанічного ложа пересікають вісь жолоба і на якійсь відстані (біля 50 км) прослідковуються під приострівним схилом жолоба, ніби просвердлюють комплекси порід нижньої частини схилу жолоба.
Окраїнні моря характеризуються лінійним орієнтуванням магнітних аномалій, спрямованих під гострим кутом до острівних дуг. Воно не має симетричної будови.
В багатьох районах Світового океану магнітне поле не відрізняється від магнітного поля континентів. Наприклад, суттєво не відрізняється будова магнітного поля перехідної зони Тихого океану і прилеглих областей азіатського континенту. Допускається, що більш складне магнітне поле континентів має інтегральний характер і базується воно на впливі гранітного шару, який відсутній в океанах. В зв’язку з цим допускається, що магнітна характеристика подібна до океанічної на великих глибинах.
Теплове поле. Перші заміри теплового потоку проведені Е. Буллардом в 1947 р. Зараз у Світовому океані проведено більше 4000 замірів. На основі цих даних висунуто ідею про приблизну рівність значень середнього теплового потоку в океанах і на континентах. Оскільки вміст радіоактивних елементів в континентальній корі більший, ніж в океанічній, то допускалось, що рівновага теплового потоку океанів і континентів підтримується за рахунок глибинного тепла, яке поступає із мантії океанів. В останній час висновок про рівність теплових потоків континентів і океанів піддається значному сумніву.
В межах Світового океану розподіл теплового потоку по різних морфоструктурах надзвичайно нерівномірний. Найбільш спокійне теплове поле в областях океанічних западин, а найбільш напружене в перехідній зоні, де мінімальне значення фіксується в глибоководних жолобах, а максимальне – в межах острівних дуг та окраїнних морів.
Особливого пояснення вимагає аномально низьке теплове поле глибоководних жолобів. Виникнення його пов’язують із зануренням в цих місцях океанічної кори під континентальну. “Холодна” кора попадає у відносно нагріту мантію, що призводить до пониження величини теплового потоку. По мірі подальшого занурення плити при її прогріві вище 7000С (на глибинах 80-100 км) осадові і базальтові породи починають плавитись і витискатися вверх, утворюючи своєрідні гарячі діапіри. Крім того, додаткове тепло утворюється за рахунок в’язкого тертя. В результаті відразу за глибинним жолобом проходить різке збільшення теплового потоку, який припадає на острівні дуги і на окраїнні моря, розташовані між ними і континентами.
Сейсмічність. Вивчення сейсмічності дна океанів є найважливішим джерелом інформації про будову земної кори і мантії, про процеси, які проходять в земних надрах. Намагання реєстрації даних сейсмічних явищ зроблено американськими вченими в 1937-1940 рр. Однак за технічними труднощами широкого розвитку ці дослідження не отримали.
Подальше вдосконалення сейсмічної апаратури і широкий розвиток сейсмологічних досліджень Світового океану дозволили зробити відносно повні представлення про сейсмічність морів та океанів. Виявляється, що більша частина океанічного дна є асейсмічною, підземні поштовхи локалізуються в областях глибоководних жолобів з острівними дугами і в рифтовій долині океанів. Однак характер тут сейсмічності різний, в зв’язку з чим виділяють два типи сейсмічної активності Світового океану. Перший тип характерний для периферії Тихого океану і пов’язаний із глибоководними жолобами і суміжними острівними дугами. В Тихоокеанському сейсмічному поясі концентрується більше 80% всієї сейсмічної енергії земної кулі. Для цього поясу характерним є наявність великої кількості сильних поверхневих землетрусів і висока сейсмічність на глибинах у сотні кілометрів. Гіпоцентри поштовхів на глибинах більше 100 км утворюють фокальні зони, що являють собою гігантські соли, які падають під материк і йдуть на глибинах до 700 км. В рельєфі океанічного дна ці сколи представлені глибоководними жолобами. При цьому по мірі віддалення від жолобів до континентів приводить до закономірного зростання фокусів землетрусів.
Проекція фокусів землетрусів на вертикальну площину, перпендикулярну до жолоба показує існування заглибленої материкової плити, що занурюється на глибину спочатку під невеликим кутом, а потім під кутом 450, а з глибин декілька сот кілометрів ще крупніше (до 900).
Зовсім інший тип сейсмічності мають рифтові зони серединно-океанічних хребтів. Тут концентруються дрібнофокусні землетруси, епіцентр яких знаходиться на глибинах до 70 км. Їх сейсмічна енергія складає біля 5% всієї сейсмічної енергії земної кулі. Постійна повторюваність землетрусів серединно-океанічних хребтів вказує на високу сейсмічну активність рифтових долин. При чому найбільша активність спостерігається в місці перетину рифтових зон з трансформними розломами.
Сейсмічними дослідженнями встановлена горизонтальна і вертикальна неоднорідність верхньої мантії. В зонах серединно-океанічних хребтів, острівних дуг та інших районах океанів встановлено запізнілий вступ поздовжніх хвиль, що дозволяє допустити наявність існування різних за фізичними властивостями типів мантії, які змінюються на коротких (до 100 км) відстанях. Особливо неоднорідна мантія в перехідній зоні Тихого океану. Під острівними дугами мантія зазнає розущільнення, а під глибоководними западинами – ущільнення. Вертикальна неоднорідність верхньої мантії проявляється в існуванні в її межах декількох астеносферних шарів з пониженою в’язкістю речовини, а, відповідно, з пониженою швидкістю розповсюдження сейсмічних хвиль.
Геодинамічні умови дна Світового океану. Вивчення сейсмічності океанічного дна дозволяє визначити напрямок напруг, виділити структури, що виникли в результаті стиснення і розтягування, встановити напрямки руху блоків земної кори. В регіональному плані зусилля розтягування характерні для серединно-океанічних хребтів, а стиснення – для острівних дуг. У відповідності з цим вся земна кора розчленовується на декілька крупних пластин літосфери, границі яких мають різні геодинамічні умови.
Внутрішні, великі за площею, частини дна Світового океану мають відносно спокійний геодинамічний режим. Всю океанічну літосферу, виходячи із ідеї спредінгу, можна розділити на створені в кайнозої і в мезозої. Кайнозойська літосфера складається із діючих сьогодні осей спредінгу, тоді як мезозойська – із відмерлих осей спредінгу.
Цікаві дані одержано при вивченні континентальної кори, яка складається із карелід, байкалід, каледонід, герцинід, мезозоїд та альпід. Тут можна виявити викопні границі літосферних плит за характерними офіолітовими комплексами, які характерні острівним дугам та активним континентальним окраїнам. Виникає новий напрямок в історичній геології, завданням якої є вивчення рухів літосферних плит і розподіл геодинамічних умов в минулі геологічні епохи.
Принциповою відмінністю тектонічних структур Світового океану від континентальних є їх молодість. Земна кора океанів не зазнала складчастості і гранітизації, а океанічні структури на відміну від континентальних не пройшли багатостадійного геологічного розвитку, тому вони виникають і формуються в наш час.
Тектонічні структури океанів значно краще, ніж структури континентів проявляються в рельєфі і геофізичних полях. Вони знаходять більш виразне проявлення в магматизмі, осадконакопиченні і конседиметаційних деформаціях. Найбільш великими структурами океанічного дна є пасивні окраїни континентів, глибоководні котловини, серединно-океанічні хребти, островодужні системи і внутрішні моря.
Пасивні окраїни континентів амагматичні та асейсмічні. Відомі вони вздовж узбережжів Атлантичного, Індійського і Північно-Льодовитого океанів. Найкраще вони дослідженні в західній частині Північної Атлантики, яка безпосередньо прилягає до узбережжя Північної Америки. В геоморфологічному відношенні вони складаються із шельфу, континентального схилу і материкового підніжжя (рис. 3.1).
1 - мантія; 2 - океанічна кора; 3 - океанічний фундамент; 4 - докам’яновугільні магматичні і метаморфічні породи; 5 - пенсильванські і тріасові осадові породи; 6 - юрські соленосні відклади; 7 - юрські карбонатні і теригенні відклади; 8 - крейдові і палеогенові відклади; 9 - сучасні відклади континентального схилу; 10 - розломи
Рисунок 3.1 - Схематичний розріз Атлантичного узбережжя Північної Америки в районі великої Ньюфаундлендської Банки (за Р. Шеридану)
Для більшості територій пасивних окраїн є кора континентального типу, а її границя з океанічною корою проходить по підніжжю континентального схилу. При наближенні до цього розділу “гранітний” шар починає виклинюватися в сторону океану, а сама кора тоншає до 25-30км. В межах материкового підніжжя розповсюджена кора океанічного типу.
В тектонічному відношенні шельфова зона пасивних окраїн континентів – це ділянки континентальних платформ, які захоплені водами Світового океану. В зв’язку з цим тектонічні структури пасивних окраїн континентів по своїй геолого-геофізичній характеристиці принципово не відрізняються від звичайних платформових структур. Специфічною особливістю пасивних окраїн є широкий розвиток в їх межах розгалуженої системи рифтів, які в морфології дна часто проявляються жолобами, прямолінійними проливами між островами. Рифти, як правило, продовжуються в прилеглій частині суші.
Глибоководні котловини – найбільш великі за площею структури Світового океану в поперечнику досягають декількох тисяч км. Розташовані вони між пасивними окраїнами континентів і серединно-океанічними хребтами. Земна кора глибоководних котловин океанічного типу. Осадовий чохол (до 1 км) субгоризонтальним покривом перекриває великі нерівності фундаменту, який розбито розломами на чисельні блоки, що зазнали переміщення один відносно другого на перші сотні метрів. В самому осадовому шарі розривні порушення зустрічаються рідко і появляються лише на окраїнах котловин при наближенні до крайових валів.
Розчленований рельєф фундаменту виник в період, коли ділянки сучасних глибоководних котловин утворилися в межах серединно- океанічних хребтів, а в наступному в процесі спредінгу виявилися відсунутими в сторону від осі хребта. Глибоководні котловини - це тектонічно стабільні ділянки літосферних плит. Деякі дослідники вважають їх океанічними платформами. Тектонічна будова котловин ускладнена глибовими і вулканічними підняттями.
Серединно-океанічні хребти. Представлені вони безперервним ланцюгом гірських хребтів, які простягаються по дні океану на відстані біля 60 тис. км. Загальна їх площа складає 55,81 млн. км2 або 15,2% площі Світового океану. Найбільш типово вони виражені в Атлантичному та Індійському океанах, де замають дійсно серединне положення. В Тихому океані вони зміщуються на схід до берегів Америки.
Рельєф серединно-океанічних хребтів сильно розчленований. Хребти складаються із гірських систем, що розділяються долиноподібними депресіями. Висота окремих гірських вершин досягає 4 км, а загальна ширина коливається від 400 до 2000 км.
Серединно-океанічні хребти мають симетричну будову (рис. 3.2).
 | ||
 |
1 - другий шар океанічної кори; 2 - третій шар океанічної кори; 3 - аномально розущільнена мантія; 4 - нормальна мантія. Цифри на розрізі - густина речовини (в г/см3)
Рисунок 3.2 - Модель будови серединно-океанічного хребта за сейсмічними і гравіметричними даними (за М.Тальвані та ін., 1965)
Схили їх закономірно понижуються в обидві сторони від осі хребта, переходячи у глибоководні котловини. Малопотужний шар осадів (десятки метрів) залягає переривчасто у вигляді шапок на гірських піках, або заповнює глибини між ними. У бік глибоководних котловин товщина чохла зростає.
Під осадовим шаром знаходяться вивержені породи, які представлені ультрабазальтами, габро, толеїтовими базальтами. На геологічну природу серединно-океанічних хребтів існує ряд різних поглядів. Зараз найбільш розповсюдженою є інтерференція хребтів як областей нарощування літосферних плит, де мантійний матеріал виступає на поверхню і, застигаючи, утворює нову океанічну літосферу. В той же час А. В. Пейве в 1975 р. висловив припущення , що серединно-океанічні хребти являють собою аналоги гірськоскладчастих областей континентів. Основою для цього послужила наявність метаморфічних порід в будові хребтів. Наступні вивчення серединно-океанічних хребтів не підтвердило цього оригінального допущення.
Характерною формою рельєфу хребтів є поперечні ущелини і уступи, які порушують їх безперервність, зсуваючи окремі сегменти хребтів в широтному напрямку. Ці форми рельєфу пов’язані з так званими трансформними розломами. Амплітуда широтного зміщення окремих сегментів складає сотні кілометрів. Максимальна величина зміщення (до750 км) заміряна в екваторіальній частині Серединноатлантичного і Східнотихоокеанського хребтів. Разом з рифтовою долиною, яка також є великим розломом земної кори, трансформні розломи утворюють глобальний сейсмоактивний пояс з частими землетрусами і активно діючими вулканами.
Островодужні системи в своєму складі мають глибоководний жолоб, острівну дугу і окраїнне море.
Глибоководні жолоби – зони, де знаходяться максимальні глибини океанів. Ширина жолобів біля 100 км. Схил, що примикає до дуги, крутий, а протилежний (океанічний ) схил більш пологий. Глибина в жолобах переважно 7 км, а в одному із них – Маріанському – знаходиться на 11022 м. Є достовірні докази про молодість глибоководних жолобів. Всі вони неогенового віку або ще молодші. Наприклад, сейсмічне зондування і підняті із дна океанів породи вказують, що Курило-Камчатський і Японський жолоби почали утворюватись не раніше міоцену і що їх прогинання особливо інтенсивно проходило в кінці пліоцену і в плейстоцені.
При бурінні глибоководних свердловин на континентальному схилі Японського жолоба на глибині 6 км зустрінуті осади верхнього міоцену. Зсувні деформації вказують на те , що відклади міоцену і пліоцену накопичувалися в період прогинання жолоба. За даними буріння у верхній частині континентального схилу до пізнього олігоцену включно тут була суша, яка почала опускатися в кінці олігоцену, а глибоководні умови склались з початку міоцену.
Перу-Чілійський жолоб має меридіональне орієтування. В Андах таке орієнтування структур виникло тільки в пліоцені, а більш давні структури мали північ-північно-західне простягання, тобто вони розсікаються під гострим кутом нетектонічними підняттями і прогинами, до яких відноситься жолоб.
Мала товщина осадів на дні жолобів (не більше декількох сотень метрів) вказує також на молодість цих жолобів.
Наведене дає підстави вважати , що глибоководні жолоби утворилися в той же час, коли піднімалися острівні дуги, тобто жолоби супроводжують дуги не тільки в просторі, але й в часі. Тому В. В. Бєлоусов розглядає жолоби як передові прогини. Однак передові прогини всередині континентів заповнені потужними товщами осадів, а глибоководні жолоби в зв’язку із фізико-географічними умовами залишилися майже незаповненими. Те, що глибоководні жолоби – передові прогини, підтверджується і при прослідковуванні жолобів по простяганню. Можна спостерігати , як жолоби безпосередньо переходять в типові наземні передові прогини.
Схили глибоководного жолоба переважно мають ступінчастий характер. Обмежений глибинними розломами глибоководний жолоб має структуру складного характеру. Осади на дні жолоба залягають дуже спокійно, горизонтально, їх шари неузгоджено примикають до континентального схилу.
Для глибоководних жолобів характерна мала товщина кори. Вона переважно складає 4,5-10 км. Верхні шари мантії щільні. Сейсмічні швидкості в покрівлі мантії під жолобами складають 8,1-8,2 км/с.
Теплові потоки в жолобах низькі (менше 40 мВт/м2).Тут проходить границя між двома тепловими режимами. Збудженим, характерним для Тихоокеанської перехідної зони, і спокійним режимом океанічних котловин, де на великих товщах витримується нормальна величина теплового потоку.
Острівні дуги – це система надводних і підводних гірських хребтів, пов’язаних з одним цоколем. Переважно хребти мають дугоподібну форму з різним радіусом кривизни, але зустрічаються майже прямолінійні форми. Переважно острівні дуги складаються з декількох острівних дуг і підводних піднять. Розрізняють передову і вулканічну дуги. Передова дуга – це відносно пасивний блок, в якому проявляються тільки вертикальні рухи. Вважається, що саме тут проходять найбільш важливі метаморфічні і магматичні процеси, що приводять до формування континентальної кори.
Вулканічна дуга – це найбільш активна в магматичному і сейсмічному відношенні частина островодужної системи. Активна вулканічна діяльність приводить до збільшення островодужної системи.
Острівні дуги характеризуються високою сейсмічністю, причому гіпоцентри землетрусів розташовані на глибинах до 700 км. Тут же проявляється активний сучасний вулканізм. Виділяються острівні дуги першого і другого типів. Дуги першого типу утворені великими островами (Японські, Тайвань, Філіппінські та ін.) з континентальною корою, яка пройшла довгий шлях поліциклічного геосинклінального та орогенного розвитку, подібного до розвитку рухомих зон всередині континентів. Це блоки континентальної кори з усіма особливостями її розвитку. До цього типу відноситься також Камчатка , хоч вона зберегла географічний зв’язок з континентом.
Наявність на багатьох острівних дугах першого типу давнього метаморфічного фундаменту свідчить про континентальну природу земної кори не тільки сучасної, але й давньої. Зараз ці острівні дуги знаходяться в стані орогенного режиму. На протязі неогену та антропогену на них проходило підняття, що супроводжувалося розчленуванням кори на глиби і сильним вулканізмом.
Острівні дуги другого порядку – це пасма дрібних островів (Алеутські, Курильські, Соломонові, Малі Антильські та ін.), які являють собою переважно вулкани, що піднімаються над рівнем океану. На цих островах відсутній фундамент, котрий дозволив би говорити про поліциклічний орто-геосинклінальний розвиток. Тільки деякі дуги другого типу частково розташовані на континентальній корі. Наприклад, південно-західний і північно-східний відрізки Курильської дуги підстеляються континентальною корою товщиною 25-30 км.
Під острівними дугами верхні шари мантії розущільнені. Найбільш детально вивчена верхня мантія під Камчаткою. В покрівлі мантії тут спостерігаються сейсмічні швидкості 7,7-7,9 км/с, а під групою вулканів вони зменшуються до 7,4 км/с. В таких випадках аномальна мантія утворює “стовпи” в декілька десятків кілометрів висотою, які є живлячими каналами для вулканів. Під Курильськими островами сейсмічні швидкості складають від 7,3 до 7,8 км/с. Астеносфера в цій області перехідної зони шарувата і розповсюджується на глибину 200-250 км.
Тепловий потік на острівних дугах значно вищий від нормального. На Камчатці він досягає 120 мВт/м2.
Більша частина дуг звернута випуклістю на схід, але зустрічаються й виключення. Всі дуги характеризуються активним вулканізмом, в основному андезитового складу.
Окраїнні моря - це, як правило, моря котловинного типу з глибоководною частиною глибиною до 4-5 км, що мають кору океанічного або перехідного типу. Головною відмінністю від океанічної кори є підвищена товщина осадового чохла, яка може досягати 10-12 км. Саме тому лінійні магнітні аномалії в окраїнних морях виражені слабше, ніж в океанах. Тепловий потік підвищений і спостерігається сейсмічна активність. Зі сторони континенту до глибоководної котловини окраїнного моря може іноді прилягати досить широка підводна окраїна, яка по суті є повним аналогом пасивних окраїн. За даними буріння глибоководних свердловин глибоководні котловини мають вік не давніший від пізньокрейдового, за виключенням котловини Берингового моря і можливо моря Банда в Індонезії, вік утворення яких до кінця не вияснено. Найбільш давні осади розкрито на дні Карибського моря - турон-кон’яцькі.
Окраїнні моря утворилися переважно за рахунок осідання по скидах земної кори на значну глибину. Існує декілька гіпотез утворення окраїнних морів, але вони багато в чому недосконалі. З точки зору Л. І. Лобковського і О. Г.Сорохтіна окраїнні моря є реліктами давніх, колись великих океанічних плит.
Внутрішньоконтинентальні моря утворюють специфічну структуру літосфери, яка умовно відноситься до Світового океану. Типовим її прикладом є Середземне море, яке складається із декількох глибоководних котловин, розділених системами підводних хребтів та острівних дуг. За характером сучасної будови і геологічної природи воно поділяється на Західне і Східне Середземномор'я. Будова першого нагадує котловини окраїнних морів. Тут відсутній "гранітний" шар, а земна кора субокеанічного типу. Східне Середземномор'я на більшій своїй частині має кору континентального типу товщиною до 30 км. Осадовий шар товщиною до 15 км має в своєму складі відклади кайнозою , а можливо, і крейди. Великий простір у Східному Середземномор'ї займає Нільський конус виносу.
Геологічна природа Західного і Східного Середземномор'я трактується по-різному. Західне Середземномор'я розглядається як молодий басейн, утворений в міоцені за рахунок мантійного діапіризму. Східне Середземномор'я є скоріше всього відносно давньою ділянкою земної кори. Можливо, що це залишок океанічних котловин і шельфу мезозойського океану Тетіс.
Запитання для самоперевірки
1 Дайте загальну геоморфологічну характеристику дна Світового океану.
2 Охарактеризуйте підводні окраїни континентів.
3 Основні властивості материкового схилу і материкового підніжжя.
4 Охарактеризуйте геоморфологічну будову океанічного ложа.
5 Геофізичні властивості дна Світового океану.
6 Основні структурні елементи дна Світового океану.
7 Охарактеризуйте геологічну будову пасивних окраїн континентів.
8 Дайте характеристику глибоководних котловин.
9 Дайте загальну характеристику серединно-океанічних хребтів.
10 Дайте загальну характеристику острівних дуг.
11 Охарактеризуйте геологічну будову окраїнних і внутрішньоконтинентальних морів.
Дата добавления: 2015-10-19; просмотров: 2746;