ОСОБЛИВОСТІ РЕГІОНАЛЬНОЇ ТЕКТОНІКИ ОКЕАНІЧНИХ СТРУКТУР

Пасивні окраїни континентів або окраїни атлантичного типу характерні для Атлантичного, Індійського та Північного Льодовитого океанів. Вони мають внутрішньо-плитне положення і відзначаються низькою сейсмічністю та вулканічною діяльністю, що є свідченням відсутності відносних переміщень континентальних та океанічних фрагментів літосфери.

У будові пасивних окраїн виділяють три головні елементи: шельф, континентальний схил та континентальне підніжжя.

В тектонічному відношенні шельфова зона пасивних окраїнконтинентів – це ділянки континентальних платформ, захоплених водами Світового океану. Шельф відзначається пологим нахилом, опускається до глибини 100-300 м, шириною сотні кілометрів. Він підстелений континентальною корою, подібною до кори прилеглих материків, розбитою розломами і пронизаною дайками. Континентальний схил порівняно вузький (до 200 км). В його межах глибини океану зростають до 1500-3500 м. Континентальнепідніжжя має значну ширину і пологий нахил з поступовим зростанням глибини до 5000 м. Континентальні схили і внутрішні частини континентальних підніж підстеляються субокеанічною корою різко потоншеною і пронизаною численними дайками основного складу. Тектонічні структури пасивних окраїнконтинентів за геолого-геофізичною характеристикою не відрізняються від звичайних платформових структур. Їх специфічною особливістю є наявність розгалуженої системи рифтів, що проявляються у вигляді жолобів, прямолінійних проток між островами і продовжуються, як правило, в прилеглій частині суші. Отже, у формуванні пасивних перехідних областей континент-океан важливе значення має процес континентального рифтогенезу, що призводить до заміщення континентальної кори корою субокеанічною.

Сучасні пасивні окраїни розвивалися протягом останніх 200 млн.років, але ознаки таких структур знаходять, починаючи з раннього протерозою у Північній Америці. Починаючи з кембрію, їх фіксують практично на всіх континентах. На основі пасивних окраїн формуються зовнішні зони складчастих систем, включаючи міогеосинклінальні та передові прогини, виповнені моласами.

Островодужні системи складаються з глибоководних жолобів, острівних дуг і окраїнних морів.

Глибоководні жолоби – в плані мають дугоподібну форму, витягнуті на сотні кілометрів, з'єднані між собою під певним кутом та розташовані між пасивними окраїнами континентів і серединно-океанічними хребтами. Глибина океану над віссю жолоба може сягати 11 км (Маріанський жолоб). У поперечному розрізі жолоби асиметричні. Земна кора глибоководних жолобів – океанічного типу. Глибоководні жолоби – це тектонічно стабільні ділянки літосферних плит. Їх схили мають ступінчастий характер. Для них характерна мала товщина кори.

Серединно-океанічні хребти як елемент рельєфу сучасних океанів відомі ще з 30-х років XX ст., коли був відкритий Серединно-Атлантичний хребет. Серединно-океанічні хребти утворюють світову систему протяжністю близько 60 тис. км, шириною 1000 км і більше, мають сильно розчленований рельєф та займають значну частину площі сучасних океанів. Вони складаються з гірських систем, розділених долиноподібними депресіями. Висота окремих гірських вершин – 4 км, загальна ширина коливається від 400 до 2000 км. За особливостями рельєфу та геологічної будови в поперечному перерізі серединно-океанічних хребтів виділяють три зони: осьову, гребеневу та флангову.

Серединно-океанічні хребти мають симетричну будову, їх схили закономірно понижуються в обидва боки від осі хребта, переходячи у глибоководні котловини. Характерною особливістю також є наявність поперечних ущелин і уступів, які порушують їх безперервність, зсуваючи окремі сегменти хребтів у широтному напрямі.

Вздовж осьових зон простягаються рифтові долини, глибиною 1-2 км при ширині декілька кілометрів.

Гребеневі зони розташовуються смугами по обидва боки рифтових долин або осьових горстів шириною в перші сотні кілометрів. Вони відзначаються розчленованим рельєфом, блоковою будовою та ослабленою сейсмічністю.

Флангові зони (схили) серединно-океанічних хребтів мають ширину сотні або перші тисячі кілометрів. Рельєф поступово понижується в бік абісальних рівнин, які практично асейсмічні, а осадовий шар стає суцільним. Його потужності поступово зростають у напрямку абісальних рівнин до перших сотень метрів, віковий діапазон збільшується до олігоцену.

Острівні дуги – це система надводних і підводних гірських хребтів, пов'язаних одним цоколем. Виділяють острівні дуги першого і другого порядку. Дуги першого порядку утворені великими островами (Японські, Тайвань, Філіппінські, Нова Гвінея, Нова Зеландія, Калімантан, Ява, Суматра, Куба, Гаїті). Це блоки континентальної кори. Наявність на багатьох дугах давнього метаморфічного фундаменту свідчить про континентальну природу земної кори не тільки сучасної, але й більш давньої. Острівні дуги другого порядку – це ланцюжки дрібних островів (Алеутські, Курильські, Соломонові, Малі Антільські та інші). Це переважно вулкани, що піднімаються над рівнем океану. На островах дуг другого порядку відсутній фундамент, тільки деякі дуги розміщені на континентальній корі. Розрізняють також передову і вулканічну дуги. Передова дуга – це відносно пасивний блок, в якому проявляються тільки вертикальні рухи. Вважається, що саме тут відбуваються важливі метаморфічні та магматичні процеси, що призводять до формування континентальної кори.

З боку континенту внутрішні басейни обмежуються вулканічними дугами, які простягаються паралельно до жолобів на відстані 200-300 км від них. Ширина дуг не перевищує 50 км. Головною особливістю вулканічних острівних дуг є інтенсивний магматизм.

Острівні дуги характеризуються високою сейсмічністю ( епіцентри землетрусів розташовані на глибинах до 700 км) та активним вулканізмом, в основному андезитового типу. Тепловий потік на острівних дугах значно вищий від нормального.

Окраїнні моря – моря котловинного типу з глибоководною частиною глибиною до 4-5 км та корою океанічного або перехідного типу. Вони характеризуються підвищеною товщиною осадового чохла до 10-12 км. Лінійні магнітні аномалії в окраїнних морях виражені слабше, ніж в океанах, тепловий потік підвищений, спостерігається сейсмічна активність.

Окраїнні моря утворилися переважно за рахунок осідання по скидах земної кори на значну глибину, краї морів всюди ускладнені ступінчатими скидами.

Внутрішньоконтинентальні моря утворюють специфічну структуру літосфери, яка умовно відноситься до Світового океану. Типовим прикладом є Середземне море, що складається з декількох глибоководних котловин, розділених системами підводних хребтів та острівних дуг. За характером сучасної будови і геологічної природи воно поділяється на Західне та Східне Середземномор'я. Західне Середземномор'я розглядається як молодий басейн, утворений в міоцені за рахунок мантійного діапіризму. Східне Середземномор'я вважається відносно давньою ділянкою земної кори.

ЛЕКЦІЯ 10