Материал: Океаны как структурный элемент высшего порядка

Столь своеобразное магнитное поле дна Мирового океана связывали с различными факторами: метаморфизмом пород по обе стороны от оси срединно-океанических хребтов; существованием линейной системы разломов, заполненных породами с высокой намагниченностью; синхронным излиянием лав по трещинам, параллельным оси хребтов; последовательным сокращением площади вулканической активности на срединных хребтах. Наиболее логично объяснили особенности строения магнитного поля Мирового океана английские исследователи Ф.Вайн и Д.Мэтьюз в 1963 г. Они предположили существование в земной коре океанов магнитоактивного слоя, образовавшегося в результате расширения дна океанов (спрединга) и инверсий магнитного поля Земли. Предложен следующий механизм формирования слоя. Расплавленное мантийное вещество внедрялось в зону гребня срединно- океанического хребта.

Когда температура его падала ниже точки Кюри (точки застывания), вещество приобретало остаточную намагниченность. При этом ферромагнитные минералы, содержащиеся в мантийном веществе, ориентировались вдоль существующих линий магнитного поля Земли. Одновременно внедрение материала приводило к раздвижению литосферных плит в обе стороны от оси хребта. Поднимающиеся новые порции мантийного вещества вызывали новое раздвижение океанского дна, по обеим сторонам которого «напаивается» новый слой горных пород с остаточной намагниченностью (рис. 1). Поскольку магнитное поле дна Мирового океана состоит из закономерно чередующихся положительных и отрицательных линейных полос, Ф.Вайн и Д.Мэтьюз высказали предположение, что магнитное поле нашей планеты периодически испытывало инверсию. Впоследствии, изучение обратной намагниченности вулканических пород в различных геологических разрезах и определение возраста этих пород радиометрическими методами позволили установить последовательность инверсий за последние 4 млн. лет, а в дальнейшем продлить шкалу инверсий до 570 млн. лет. Установлено, что ширина полос магнитных аномалий находится в соответствии со скоростью расширения океанского дна. Так, для Восточно-Тихоокеанского поднятия ширина полос магнитных аномалий максимальна, что объясняется наибольшей скоростью спрединга - до 18 см/год. Минимальная ширина полос присуща Северному Ледовитому океану, скорость спрединга которого не более 2 см/год. Таким образом, границы магнитных аномалий можно рассматривать как изохроны, т.е. линии одинакового возраста океанской коры. При проверке этого предположения с помощью глубоководного бурения оно полностью подтвердилось (рис. 2).

Иное строение у магнитного поля глубоководных желобов и окраинных морей. Линейные аномалии океанского ложа пересекают ось желоба и на какое-то расстояние (до 50 км) прослеживаются под приостровным склоном желоба, как бы просвечивая сквозь комплексы пород нижней части склона желоба. Окраинные моря характеризуются линейной ориентировкой магнитных аномалий, направленных под острым углом к островным дугам. Обычно магнитное поле окраинных морей не имеет симметричного строения, свойственного центральным районам океанов. Однако, в ряде морей (Филиппинское, Карибское) намечаются полосовые магнитные аномалии, которые могут быть прокоррелированы с океанскими. В ряде районов Мирового океана магнитное поле почти аналогично магнитному полю континентов. Например, в значительной мере тождественны структуры полей некоторых глубоководных котловин и смежных окраин материков. Существенно не отличается строение магнитного поля переходной зоны Тихого океана и прилегающих областей азиатского континента. Высказывается предположение, что более сложное магнитное поле континентов имеет интегральный характер. Оно отражает влияние «гранитного» слоя, который отсутствует в океанах. Р.М.Деменицкая, сравнивая особенности магнитных полей океанов и континентов, высказывает предположение, что магнитная характеристика нижних частей континентальной коры будет подобна таковой для океанов.

Пассивные окраины и активные окраины, их строение. Активные окраины и их развитие

 <#"898760.files/image008.jpg"> <#"898760.files/image009.jpg"> <#"898760.files/image010.jpg"> <#"898760.files/image011.jpg"> <#"898760.files/image012.jpg"> <#"898760.files/image013.jpg"> <#"898760.files/image014.jpg"> <#"898760.files/image015.jpg"> <http://avspir.narod.ru/geo/khain1995/hain_11_3.png>

Рис. 11.3. Клиноформы: на пассивной окраине западной Флориды (I), по Р. Пратту (1967), и в неокомских отложениях Западной Сибири (II), по Ю.А. Михайлову и А.Е. Шлезингеру (1989)

В основании барьерных рифов и вообще под краем шельфа сейсмика часто устанавливает существование погребенного краевого поднятия, которое может представлять собой либо горст Фундамента, либо магматическое тело (в последнем случае ему должна соответствовать магнитная аномалия).

Избыток обломочного материала, если он имеется, прорывается через цепочку барьерных рифов вдоль подводных каньонов, рассекающих континентальный склон, и поступает на континентальное подножие, наращивая его осадочную призму.

Пострифовый осадочный комплекс, особенно в своей нижней части, нередко также оказывается нарушенным сбросами обычно гравитационного происхождения, например на окраинах Мексиканского залива, Бразилии, в подводной дельте Нигера. Эти сбросы развиваются одновременно с накоплением осадков, т.е. конседиментационно, и мощность осадков в их нижнем, висячем, крыле больше, чем в противоположном.

На ряде окраин, в частности на атлантической окраине Бразилии, в верхней ее части, наблюдается гравитационное растяжение, в нижней части, как показали П. Кобболд, и П. Сатмари, оно компенсируется сжатием, создающим линейную складчатость с характерным дугообразным изгибом осей.

Присутствие в основании пострифового комплекса эвапоритов создает предпосылку для проявления соляного диапиризма, ярко выраженного вдоль бразильской, габокской и ангольской окраин Южной Атлантики и в некоторых других районах. На границе шельфа и склона может наблюдаться выдавливание соли с образованием соляных валов, как в Мексиканском заливе. Подобные проявления диапиризма на континентальных окраинах бывают связаны не только с солями, но и с сохранившими пластичность глинами, например в дельтах Нигера и Миссисипи. Интересный факт сходного порядка был недавно обнаружен на подводной окраине Португалии - выдавливание серпентинизированных верхов мантии.

Континентальные склоны и внутренние части континентальных подножий подстилаются переходной, или субокеанской, корой, т.е. резко утоненной, переработанной и часто пронизанной дайками основных магматитов первично-континентальной корой. Граница этой переходной коры и собственно океанской проходит в средней части континентального подножия (см. рис. 11.2); ее трудно уловить под мощной толщей осадков. Во всяком случае, границу континент/океан нельзя автоматически совмещать с зоной континентального склона, как это делалось раньше, ибо положение последней часто определяется не тектоническими, а экзогенными факторами. Наращивание осадками, проградация может привести к тому, что шельф выдвинется в сторону океана и распространится на область развития океанской коры, как это случилось в районе дельты Нигера в кайнозое. Напротив, подмыв континентального склона контурными придонными течениями приводит к его отступанию в сторону континента, что и произошло под влиянием Гольфстрима в эоцене на юге североамериканской окраины Атлантики.

Итак, изучение пассивных континентальных окраин показало, что в своем развитии их строение претерпевает вполне закономерную эволюцию, в которой можно выделить три главные стадии: предрифтовую, рифтовую и послерифтовую, или спрединговую (ее еще называют дрифтовой).

На предрифтовой стадии будущая пассивная окраина может испытать некоторое поднятие, но оно, видимо, не является обязательным и во всяком случае не всегда ведет к уничтожению размывом накопившегося ранее платформенного осадочного чехла. Отложения этого чехла могут, следовательно, рассматриваться как предрифтовые. К ним относятся, например, отложения палеозоя в районе Ньюфаундленда, триаса и юры на западной окраине Австралии и т.п.

На рифтовой стадии континентальная кора подвергается все нарастающему дроблению разрывами, обычно листрического типа, с образованием клавиатуры грабенов (полуграбенов) и горстов, заполнением грабенов обломочными континентальными осадками, внедрением даек основных пород, излияниями базальтов типа континентальных толеитов, утонением кристаллической коры, вверху путем ее хрупкного разрушения, внизу - пластического течения. В итоге нормальная континентальная кора замещается корой переходного типа - субокеанской.

Переход от рифтовой стадии к послерифтовой - это переход от рифтинга без нарушения сплошности континентальной коры к ее расколу, раздвигу с началом спрединга и новообразования океанской коры. Этот переход лучше всего фиксируется несогласным залеганием послерифтового комплекса на рифтовом, с перекрытием как горстовых выступов фундамента, так и осадков, выполняющих грабены. Это несогласие называется несогласием растяжения (англ, breakup unconformity). Оно позволяет датировать начало спрединга в смежном океанском бассейне, что не всегда удается сделать другими методами. Так, время начала спрединга в Амеразийском бассейне Северного Ледовитого океана, где нет хорошо выраженных линейных магнитных аномалий, удалось определить как рубеж раннего и позднего мела (ранее оно считалось раннемеловым или даже позднеюрским). Аналогичное значение имеет смена континентальных толеитов океанскими, например, на Атлантической окраине США, а также возраст основных даек, пронизывающих континентальную кору. Так, по возрасту даек п-ова Лабрадор удалось подтвердить, что раскрытие раннепалеозойского океана Япетус произошло на границе докембрия и кембрия.

Сама пострифтовая стадия характеризуется плавным, а иногда и ступенчатым погружением уже сформированной пассивной окраины в сторону новообразованной океанской впадины и последовательным наращиванием осадков шельфа, нередко с их проградацией в сторону океана, а также континентального склона и подножия. Это погружение континентальной окраины объясняется и охлаждением литосферы по мере удаления от оси спрединга в связи с расширением океана и в общем подчиняется той же закономерности, что и погружение океанской литосферы (см. гл. 10). Этому здесь дополнительно способствует возрастающая нагрузка накапливающихся осадков, т.е. оно является и термическим и изостатическим. На начальной фазе раскрытия бассейн с океанской корой является еще очень узким, типа современного Красного моря, и тогда в аридном климате, особенно если он отгорожен от другого океана барьером поднятий вдоль трансформного разлома, как это было в апте с Анголо-Бразильским сегментом Южной Атлантики, он превращается в солеродный бассейн и в основании пострифтового чехла накапливается толща эвапоритов. В других случаях эта начальная фаза может сопровождаться или предшествоваться интенсивным субаэральным базальтовым вулканизмом.

Это наблюдается, к примеру, в юго-западной Гренландии и на подводном плато Вёринг у побережья Норвегии, которые в начале кайнозоя только начали разъединяться и где в это время накопилась многокилометровая толща базальтов, приобретших затем наклон к океану. Следует заметить, что ось начавшегося спрединга может не совпадать с осью предшествующего рифтинга, а оказаться сдвинутой по отношению к ней в ту или другую сторону, как это случилось, например, с осью спрединга в Центральной Атлантике, смещенной к востоку по отношению к оси континентального рифта, оставшегося в результате на современном побережье Северной Америки.

На несколько более поздней фазе раскрытия молодой океанский бассейн расширяется, но может оставаться все же в не вполне свободном сообщении с открытым океаном. В этих условиях на его ложе и окраинах при недостатке кислорода могут отлагаться черные сланцы, обогащенные органическим веществом. Такие сланцы широко распространены среди отложении низов верхнего мела в Атлантике, а также в Индийском океане.

Таким образом, вверх по разрезу пострифтового комплекса наблюдается изменение состава осадков на все более открытоморские. Эта общая тенденция осложняется влиянием экстатических колебаний уровня океана, вызывающих чередование более мелководных и относительно более глубоководных осадков и перерывы в осадконакоплении.

Процесс рифтогенеза иногда возобновляется и на пострифтовой стадии, как это наблюдалось на атлантической окраине Бразилии в конце позднего мела, где пострифтовая стадия началась в альбе. В продольном направлении пассивные окраины расчленяются на сегменты поперечными разломами, представляющими продолжение трансфертных разломов океана. Сегменты несколько отличаются друг от друга в развитии и строении; это приводит, в частности, к образованию в пределах шельфа и подножия обособленных осадочных бассейнов. Хорошим примером в этом отношении является окраина Северной Америки.

Выше уже указывалось, что современные пассивные окраины развивались на протяжении последних двухсот миллионов лет. Но первые пассивные окраины появились еще в раннем протерозое, более 2 млрд лет назад. Так, типичным шельфовым образованием пассивной окраины является супергруппа Гурон Канадского щита, обнаженная на северо-западном побережье оз. Верхнего и послужившая стратотипом нижнего протерозоя. В юго-восточном направлении супергруппа Гурон заметается более глубоководными отложениями супергруппы Анимики. На периферии Тихого океана образования типа пассивных окраин появляются в среднем и позднем рифее в Северной Америке и Австралии. С кембрия они получают широкое распространение практически на всех континентах. У нас хорошо изучена нижне-среднепалеозойская пассивная окраина Восточно-Европейского континента, обращенная к Уралу и возникшая в ордовике. В ее составе выделяются и отложения шельфа, слагающие большую часть западного склона Урала, и впервые установленные В.Н. Пучковым батиальные отложения континентального склона, распространенные в Лемвинской зоне на севере и Сакмарской зоне на юге этой складчатой системы.

В своем дальнейшем развитии древние пассивные окраины подвергались надвиганию или, вернее, пододвигались под сближавшиеся с ними островные дуги, микроконтиненты или даже континенты. В результате слагавшие их осадочных комплексы испытывали интенсивное сжатие и соответствующие деформации, сминашсь в складки, нарушались надвигами, образовывали пластины шарьяжей, часто срываясь со своего фундамента и (или) расслаиваясь вдоль более пластичных толщ. При этом листрические сбросы могли превращаться в надвиги, чтобы иногда затем, при повторном раскрытии новых океанов, снова превратиться в такие же сбросы, как это случилось, по данным сейсмики, с каледонскими надвигами на северо-западной подводной окраине Шотландии. В складчатых поясах геологического прошлого на основе пассивных окраин образуются их внешние зоны, а затем и передовые (краевые) прогибы, заполняемые молассами. В классической геосинклинально-орогенной терминологии пассивным окраинам, вовлеченным в складчато-надвиговые деформации, соответствует понятие «миогеосинклиналь», введенное Г. Штилле и Дж.М. Кэем и впоследствии замененное на «миогеоклиналь» Р. Дитцем и Дж. Холденом, учитывая односторонний наклон слоев к океану, а не синклинальную форму их залегания.

Глубоководный желоб, островные дуги, окраинные моря, сейсмофокальная зона, аккреционная призма осадков

Образование желобов связано с движениемлитосферных плит <http://geographyofrussia.com/litosfernye-plity/>. Океаническая плита изгибается и как бы «ныряет» под континентальную. При этом край океанической плиты, погружаясь в мантию, образует желоб. Районы глубоководных желобов находятся в зонах проявления вулканизма <http://geographyofrussia.com/vulkanizm-samyj-molodoj-i-samyj-drevnij-iz-geologicheskix-processov-na-zemle/> и высокой сейсмичности. Это объясняется тем, что желоба примыкают к краям литосферных плит.

По мнению большинства ученых, глубоководные желоба считаются краевыми прогибами и именно там идет интенсивное накопление осадков разрушенных горных пород <http://geographyofrussia.com/gornye-porody-i-ix-mnogoobrazie/>.

Самый глубокий на Земле - Марианский желоб. Его глубина достигает 11022 м. Он был обнаружен в 50-е годы экспедицией на советском исследовательском судне «Витязь». Исследования этой экспедиции имели очень большое значение для изучения желобов.

Больше всего желобов в Тихом океане <http://geographyofrussia.com/tixij-okean/>.

ОСТРОВНЫЕ ДУГИ (а. island arcs, festoon islands; н. Inselbogen; ф. arcs insulaires, guirlandes insulaires; и. arсоs insulares, arсоs islenоs, arсоs insulanos) - цепи вулканических островов, протягивающиеся по окраинам океанов <http://www.mining-enc.ru/o/okean/> и отделяющие океаны от краевых (окраинных) морей и континентов <http://www.mining-enc.ru/k/kontinent/>. Типичный пример - Курильская дуга.

Островные дуги со стороны океанов всегда сопровождаются глубоководными желобами, которые протягиваются параллельно им на расстоянии от них в среднем 150 км. Общий размах рельефа <http://www.mining-enc.ru/r/relef/> между вершинами вулканов <http://www.mining-enc.ru/v/vulkany/> островных дуг (высота до 2-4 км) и впадинами глубоководных желобов (глубина до 10-11 км) составляет 12-15 км. Островные дуги - самые грандиозные из известных на Земле <http://www.mining-enc.ru/z/zemlya/> горных цепей. Приокеанические склоны островных дуг на глубине 2-4 км заняты преддуговыми бассейнами шириной 50-100 км. Они выполнены многокилометровой толщей осадков. В некоторых островных дугах (например, Малые Антильские острова) преддуговые бассейны подверглись складчатости и надвигообразованию, их внешние части подняты выше уровня моря, образуя внешнюю невулканическию дугу. Подножие островных дуг вблизи глубоководного желоба имеет чешуйчатое строение: состоит из серии тектонических пластин, наклонённых в сторону островных дуг. Сами островные дуги образованы активными или действовавшими в недавнем прошлом наземными и подводными вулканами. В их составе главное место занимают средние лавы-андезиты, принадлежащие к т.н. известково-щелочной серии, но присутствуют также как более основные (базальты), так и более кислые (дациты, риолиты) лавы <http://www.mining-enc.ru/l/lava/>.