Материал: Океаны как структурный элемент высшего порядка

Эти положения в последующие два десятилетия прошли экспериментальную проверку в ходе начатого в 1968 глубоководного бурения с амер. н.-и. судна "Гломар Челленджер", подтвердившего образование океанов в процессе спрединга, в результате исследований рифтовых долин срединных хребтов, дна Красного м. и Аденского зал. со спускаемых подводных аппаратов, также установивших реальность спрединга и существование пересекающих срединные хребты трансформных разломов, и, наконец, в изучении совр. движений плит разл. методами космич. геодезии (результаты носят предварит, характер). Вместе с тем выяснилась большая, чем предусматривалась исходной теорией, сложность процессов взаимных перемещений плит (спрединга, субдукции), существование внутриплитных деформаций и магматизма, не объясняемых этой теорией, расслоенности плит по вертикали с дифференциальными смещениями слоев, неясность характера конвекции в мантии и др. Нек-рые полагают, что астеносфера не имеет сплошного распространения; по сейсмич. данным выяснено существование астеносферных слоев внутри литосферы. Не получило объяснения в Т. п. периодич. изменение интенсивности тектонич. движений и деформаций, существование устойчивой глобальной сети глубоких разломов и нек-рые др. Остаётся открытым вопрос о начале действия Т. п. в истории Земли, поскольку прямые признаки плитно-тектонич, процессов (офиолиты как показатели спрединга, пояса метаморфизма высоких давлений как показатели субдукции) известны лишь с позднего протерозоя - рифея. Тем не менее нек-рые исследователи признают проявление Т. п. начиная с архея или раннего протерозоя. Из др. планет Солнечной системы нек-рые признаки Т. п. усматриваются на Венере. С позиций Т. п. находят объяснение палеогеогр. эволюция земной поверхности, разнообразие магматич. серий и проявлений регионального метаморфизма, разнообразие осадочных формаций, размещение разл. типов п. и.

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА (a. tectonic structure; н. tektonische Struktur; ф. structure tectonique; и. estructura tectonica) -

1.      Распределение горн. пород разл. состава и возраста и изменение условий их залегания в пределах определённого региона страны, континента, океана, земной коры в целом.

2.      Геол. тело, типичная форма залегания г. п. разл. состава и возраста, повторяющаяся в разных регионах и созданная тектонич. силами. Т. с. изучается геол. картированием, геофиз. методами, в особенности сейсморазведкой, а также бурением. Т. с. во втором смысле (т. е. структурные формы) изучаются и классифицируются СТРУКТУРНОЙ ГЕОЛОГИЕЙ, имеющей дело с малыми и средними формами (до 10 км в поперечнике), и ТЕКТОНИКОЙ, рассматривающей крупные формы (св. 100 км), Первые наз. ещё гектонич. нарушениями, или дислокациями, и разделяются на складчатые, инъективные и разрывные. Ко вторым относятся АНГИКЛИНОРИИ и СИНКЛИНОРИИ (в складчатых областях), АНТЕКЛИЗЫ, СИНЕКЛИЗЫ и АВЛАКОГЕНЫ, щиты, плиты, перикратонные опускания (на платформах) и, наконец, складчатые ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ПОЯСА, ОРОГЕНЫ, ПЛАТФОРМЫ, КОНТИНЕНТЫ, океаны, подводные окраины континентов - пассивные и активные, СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, океанские плиты, а также ГЛУБИННЫЕ РАЗЛОМЫ континентов, РИФТЫ, ГРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ, шарьяжи. Все эти крупные Т. с. охватывают, как правило, всю земную кору и даже литосферу, поэтому называются ещё глубинными Т. с.

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ (a. tectonic movements, diastrophic movements, diastrophism; н. tektonische Bewegung; ф. mouvements tectoniques, mouvements geologiques, diastrophjsme terrestre; и. movimjentos tectonicos) - движения земной коры, вызванные процессами, происходящими в её недрах. Осн. причиной Т. д. считаются конвективные течения в мантии, возбуждаемые теплом распада естественно-радиоактивных элементов и гравитационной дифференциацией её вещества (относит, их роль является спорной), в сочетании с действием силы тяжести и стремлением литосферы к гравитационному равновесию по отношению к поверхности астеносферы. Над восходящими ветвями конвектианых течений литосфера испытывает подъём и растяжение, приводящее к раздвигу плит в возникающих рифтовых зонах. С удалением от срединно-океанич. рифтов литосфера уплотняется, тяжелеет, поверхность её опускается, что объясняет увеличение глубины океана, и в конечном счёте погружается в глубоководных желобах. В континентальных рифтах затухание восходящих потоков разогретой мантии ведёт к охлаждению и погружению литосферы с образованием бассейнов, заполняемых осадками. Под нагрузкой осадков основание бассейнов испытывает дополнит, погружение. Аналогичный процесс происходит на окраинах континентов, когда континентальный РИФТОГЕНЕЗ переходит в океанский. В зонах схождения и столкновения плит кора и литосфера испытывают сжатие, мощность коры возрастает и, в сипу стремления её к изостатич. равновесию, начинаются интенсивные восходящие движения, ведущие к горообразованию. Дополнит, фактор, вызывающий поднятие отд. участков земной коры, - инверсия плотностей на разных уровнях в коре, выражающаяся в залегании пород меньшей плотности под породами большей плотности. Такие условия возникают в случае залегания в осадочном слое коры соленосных толщ или в случае достижения породами на глубине уровня регионального метаморфизма амфиболитовой фации и гранитизации, ведущих к разуплотнению пород. В первом случае образуются соляные купола, во втором - гранитогнейсовые купола

Т. д. могут стимулироваться также фазовыми превращениями в мантии Земли, периодич. изменениями скорости вращения Земли и твёрдыми приливами, вызываемыми притяжением Луны и Солнца; последние могли иметь существ, значение на ранних стадиях развития Земли.

Совр. Т. д. изучаются геодезич. методами (повторное нивелирование, триангуляция, трилатерация, лазерные измерения, методы космич. геодезии), показывающими, что они происходят непрерывно и повсеместно. Скорость вертикальных движений составляет от долей до первых десятков мм, горизонтальных на порядок выше - от долей до первых десятков см в год. Новейшие движения изучаются преим. геоморфологич. методами, поскольку именно они ответственны за создание осн. черт совр. рельефа земной поверхности. В то же время в областях нисходящих вертикальных движений, в пределах внутр. и краевых морей и подводных окраин континентов, об амплитуде скорости этих движений можно судить по мощности (толщине слоя) накапливающихся осадочных отложений. При изучении доолигоценовых вертикальных, а отчасти и горизонтальных движений метод анализа распределения фаций и мощностей осадочных и вулканогенных отложений становится ведущим, поскольку доолигоценовый рельеф сохраняется лишь на огранич. участках, обычно в погребённом виде. Большое значение для восстановления крупномасштабных перемещений литосферных плит имеют данные палеомагнитных исследований, а для последних 180-160 млн. лет (времени существования совр. океанов) - картирование линейных магнитных аномалий, отвечающих изохронам океанского ложа (расстояние между ними даёт возможность рассчитать скорость расширения океана).

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДЕФОРМАЦИИ (а. tectonic deformations; н. tektonische Verformungen; ф. deformations tectoniques, deformations structurales, dislocations tectoniques; и. deformaciones tectonicas) - изменения в условиях залегания, текстуре и структуре г. п. земной коры и верх. мантии, вызываемые механич. усилиями, порождаемыми напряжениями в литосфере. Характер деформаций зависит от реологич. свойств (вязкости) пород, времени действия, ориентировки и величины напряжений, темп-ры, давления, присутствия флюидов. Следствием Т. д. являются тектонич. нарушения, или дислокации, к-рые разделяются на три класса: разрывные (дизъюнктивные), складчатые (пликативные) и инъективные.

Среди разрывных дислокации одни образуются в условиях растяжения - СБРОСЫ, другие в условиях сжатия - ВЗБРОСЫ, НАДВИГИ, ПОКРОВЫ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ (шарьяжи), третьи - в условиях скалывания - СДВИГИ. Среди складчатых дислокации различают СКЛАДКИ горных пород продольного и поперечного изгиба, а также скалывания; первые образуются под действием вертикально ориентир. сил, вторые и третьи - горизонтальных (тангенциальных) сил. Инъективные дислокации связаны с внедрением в породы осадочного слоя земной коры магмы или осадочных или метаморфич. пород аномально малой плотности или вязкости - солей, глин, гнейсов.

Т. д. проявляются в земной коре неравномерно в пространстве и во времени. В пространстве они наиболее интенсивные в зонах схождения (конвергенции) и столкновения (коллизии) литосферных плит, т. е. в геосинклиналь ноорогенных поясах, где в наибольшей степени проявляется тангенциальное сжатие. Резко возрастает интенсивность Т. д. на глубине, в условиях повышенных темп-р и активности флюидов, при региональном метаморфизме. Вблизи поверхности к действию глубинных сил присоединяется непосредственное действие силы тяжести, способствующее складчатым и шарьяжным гравитационным деформациям. Во времени Т. д. наблюдаются, особенно в пределах отд. регионов, в виде чередования эпох затухания Т. д. с более короткими эпохами и фазами их наиболее активного проявления (эпохи и фазы тектогенеза). Наиболее древние породы Земли - катархейские и архейские, везде испытавшие метаморфизм, деформированы также повсеместно; раннепротерозойские и более молодые - лишь в наиболее подвижных поясах Земли, т. е. в зонах конвергенции и коллизии ПЛИТ.

Понятие о микроконтинентах

Микроконтиненты - совершенно особый тип поднятий. Микроконтиненты могут прилегать к подводной окраине континентов, представляя как бы глубоко опущенную часть шельфа - так называемые краевые плато, либо отделяться от континента узким желобом с океанической корой, либо более широким (многие сотни, даже более тысячи километров) океанским пространством. B пределах дна океанических впадин встречаются крупные участки дна с материковым типом земной коры. Значительные площади развития гранитного слоя наблюдаются в Северном Ледовитом океане.

Микроконтиненты - поднятия, которые подстилаются континентальной корой. Они обладают выровненной поверхностью, лежащей на глубинах 2-3 км и менее, и морфологически выражены подводными плато с банками или островами в наиболее повышенной части. Обнажения на этих островах, драгирование на уступах плато, сейсмические исследования и в отдельных случаях бурение показывают, что в основании этих плато залегает континентальная кора с её гранитно-гнейсовым слоем. Мощность этой коры обычно не превышает 25-30 км. К их числу относят Новозеландское плато в Тихом океане, хребет Ломоносова в Северном Ледовитом океане. Возраст континентальной коры от раннедокембрийского (Хаттон-Роколл) до мезозойского (Новозеландского плато).

Погружение (опускание) блоков континентальной коры, несмотря на ее пониженную плотность, наблюдается широко. Tак все-же есть ли базификация континентальной коры и каков масштаб явления?

По мнению В.В. Белоусова подъём из астеносферы огромных масс базальтового расплава вызывает его внедрение в кору, включая континентальнyю. Kонтинентальнaя корa в зоне растяжения может распадаться на отдельные глыбы, мелкие глыбы в конечном счёте испытывают расплавление и растворение в базальте, порождая субконтинентальную кору. Начальную стадию подобного процесса можно усматривать в образовании «переходной» коры, подстилающей континентальные склоны и подножия в полосе не более 100-120 километров.

По данной гипотезе (ссылка на американского геолога А. Мейерхофа) приводится пример растворения континентальной литосферы в срединно-океанических хребтах - А. Мейерхоф указывает, что на гребне срединно-океанического хребта в Атлантике на 45o с.ш. значительную площадь занимают такие породы континентальной коры, как гнейс, гранито-гнейс, гранит и др.пределах континентального склона пассивных окраин отмечено постепенное утонение фундамента континентальной коры. Предполагают, что здесь он дробится на блоки, погружающиеся в поле более молодых базальтов. Фрагментация нередко выражена в рельефе дна: оторванные от края части шельфа образуют крупные подводные плато. Наиболее известны подводные плато (Блейк, Мазарган, Эксмут, Седана и др).

“Диффузный” спрединг и наличие блоков с континентальной корой характерны для окраинных морей (Японскоe морe). Таким образом, существуют моря, в которых не произошло полного разрыва континентальной коры, а возникла кора «переходного» типа.

В окраинно-континентальных обстановках кора «переходного» типа может возникать двумя способами:

Первый из них близок к способу образования внутриконтинентальных систем. Он состоит в заложении или реанимации рифта, простирающегося вдоль континентальной окраины или активизации краевой части древней платформы. Этот рифт развивается вначале в континентальных условиях, а затем превращается в окраинное море либо с утонённой и переработанной континентальной корой (субокеанской), либо с настоящей океанской корой. Отделённая же этим окраинным морем пластина континентальной коры образует микроконтинент. Пример Японского моря включает зоны более ранней - « байкальской» и позднекиммерийской консолидации. B пределах Японского моря сохранилась погруженная глыба континентальной коры - подводная возвышенность Ямато. Образование Японского моря произошло в результате отделения Японских о-вов от материка 25 - 15MA. При этом огромную роль в предшествующие этапы, особенно в мелу, играли сдвиги.

Второй путь образования окраинно-материковой системы не за счёт континента, а за счёт океана, в связи с чем могут образоваться и внутриокеанские мopя. Основу этого развития составляет зарождение на океаничeской коре, как правило вдоль разлома, часто трансформного, вулканической островной дуги. Доказательством её внутриокеанского происхождения может служить химический состав и петрографический анализ.

Отделение от океана части пространства с океанической корой, образование окраинного моря другого типа характеризуется примером возникновения в конце мела Алеутской островной дуги с обособлением её в тылу впадины Берингова моря.астяжениe в зоне окраинных морей компенсируется сжатием по периферии. Это сжатие связанно с функционированием подвигов, сейсмофокальных зон Беньофа. Начало этой стадии совпадает с прекращением общего расширения и переходом к преобладанию сжатия вдоль зон Беньофа.

Зоны субдукции и островные вулканические дуги в случае наличия микроконтинента могут возникать в следующих сочетаниях:

По одной стороне микроконтинента, т.е. со стороны океана (наиболее обычное положение)

По обеим сторонам микроконтинента. Т.е. со со стороны океана и континента, или окраинного моря, над более древней дугой, образованной в предыдущую стадию.

В эту стадию проявления толеит-базальтового вулканизма сменяется в основном адезитовым. Большую роль начинает играть пирокластический материал, образуются вулканогенные обломочные толщи. Проявление интрузивного вулканизма выражается в образовании относительно небольших плутонов (штоков) гранитоидов, в химическом составе которых натрий всё ещё преобладает над калием; это кварцевые диориты, тоналиты, гранотоиды. Отсюда определяется, какая часть верхней мантии вовлечена в дифференциацию, так как ранее эмпирически было просчитано, что для образования таких литофильных элементов, как натрий, требуется подъем мантийного материала с глубины 180 км в сравнении с калием - 130 км (последняя цифра особенно выразительно указывает на связь состава материковой земной коры с очень глубокими недрами Земли).

К экзоконтактам плутонов (штоков) гранитоидов приурочены месторождения магнетитовых и некоторых других руд. Установлено на примере современного «андезитового кольца» вокруг Тихого океана, что очаги андезитообразования лежат над участками зон субдукции глубиной 100=150 км. Возникновение андезитовых расплавов рассматривается по-разному: либо как результат подтока снизу вдоль разлома растворов щелочей и кремнезёма, способствующих плавлению мантии в висячем крыле зоны Беньофа, либо как продукт переплавления затянутой в зону подвигов океанской коры, испытавшей эклогитизацию в связи с погружением на большие глубины. Там, где зоны Беньофа наклонены под континенты, андезиты могут генерироваться за счёт контаминации мантийной магмой древней континентальной коры.

Магнитное поле ложа океанов

Магнитное поле является одной из наиболее ярких геофизических характеристик дна Мирового океана. Оно отличается от магнитного поля континентов простым и закономерным строением, грандиозной системой полосовых, «зебровидных» линейных аномалий, не имеющих прямых аналогов на континентах. Такие необычные полосовидные аномалии магнитного поля были впервые обнаружены над срединно- океаническими хребтами, а позже и в прилегающих глубоководных котловинах. Приведём некоторые особенности магнитного поля Мирового океана. Структура поля состоит из упорядоченной системы чередующихся положительных и отрицательных линейных аномалий, вытянутых субпараллельно осям срединно-океанических хребтов. Однотипные аномалии располагаются на одинаковом расстоянии от осевой зоны хребтов, образуя билатеральную систему симметрии. Линейно-параллельная структура магнитного поля осложняется поперечными смещениями аномалий, которым соответствуют трансформные разломы.