Тектонические структуры океанического дна

Большинство исследователей тектонические структуры ложа океана выделяют на основе рельефа, по словам Ю.А. Косыгина, лишь частично закамуфлировав тектоническими названиями. В этом случае основываются на том, что накопление осадков и процессы разрушения в глубинах океана замедлены, и результаты тектонических движений хорошо отражаются в рельефе.

Однако это положение подтверждается далеко не всегда. Многие исследователи абиссальные равнины относят к платформам на том основании, что дно океана на большей части его территории представлено равнинами, и эти равнины, так же, как и равнины платформ, малоподвижны. В действительности не все равнины имеют платформенную структуру, а подвижность большинства абиссальных равнин на порядок выше, чем континентальных платформ. Континентальные платформы за кайнозой были подняты в среднем на 300-600 м, в то время как океанические равнины за этот же промежуток времени опустились на 1-2 км и более. Гораздо вернее, на современном уровне знаний, основываясь на рельефе, выделять не тектонические структуры, а морфоструктуры. К основным планетарным морфоструктурам, в пределах океанического типа коры, О.К. Леонтьев относит ложе океана и срединно-океанические хребты.
В.В. Белоусов (1975) к структурам океана первой категории относит океанические котловины и срединно-океанические хребты, которые, по его мнению, являются аналогами платформ и геосинклинальных поясов материков.
Несколько иной перечень тектонических структур океана приводит Ю.А. Косыгин (1981), который выделяет: океанические плиты, периокеанические прогибы, плиты и впадины окраинных морей, островодужные системы, срединно-океанические хребты и вулканические массивы. Если из этого списка исключить структуры, имеющие континентальный тип коры, то останутся океанические плиты, срединно-океанические хребты и вулканические массивы. Близкие к этим типам структуры выделяет в океанах Б.П. Золотарев (1984), который к тектоническим структурам океана относит: срединно-океанические хребты, абиссальные плиты котловин, ассейсмичные хребты и сводово-вулканические поднятия (рис.53, 54). Таким образом, тектоническими структурами океана первого порядка большинство исследователей считают океанические плиты и срединноокеанические хребты.
Океанические плиты занимают обширные пространства Тихого океана, располагаясь на глубинах 5000-6000 м, а также и дно котловин Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океана, с глубинами 4500-6000 м. Котловины разделены подводными валами. Мощность земной коры в пределах океанических плит достигает 7-10 км. От материковых платформ они отличаются большей тектонической подвижностью, о чем говорят крупные опускания дна многих котловин в мезо-кайнозое, достигающие 2-3 км. Осадочная толща нигде не превышает 1 км. Чаще всего она составляет 100-300 м. В пределах плит Е.В. Хайн и Ю.А. Косыгин различают вогнутые и выпуклые структуры со слабым изменением мощностей осадочных пород. Осадочные отложения залегают на разновозрастных пластах базальтов, которые в основном и слагают океаническую кору.
На поверхности океанических плит рассеяны подводные горы, подводные валы и отдельно стоящие горы, а на окраине океана - глубоководные желоба и периокеанические прогибы.
К особому типу океанических структур В.В. Белоусов относит «ассейсмические хребты», которые, по его мнению, являются глыбовыми структурами типа горстов. К таким хребтам он относит: Китовый в Атлантическом океане, Маскаренский, Мальдивский, Восточно-Индийский и Западно-Австралийский в Индийском океане, Кокосовый, Сала-и-Гомес, Наска, Западно-Чилийский в юго-восточной части Тихого океана. К этой же категории структур автор относит и гряды, которые сопровождают протяженные широтные уступы, заложившиеся по разломам, на дне восточной части Тихого океана: Мендосино, Мер- рей, Кларион, Клиппертон.
Глыбовые структуры в океане представлены также поднятиями округлой или неправильной формы (Рио-Гранде в Атлантическом океане, Крозе и Кергелен в Индийском океане, ряд возвышенностей в Меланезии в Тихом океане), которые по структуре могут быть отнесены к горстам.
В пределах дна Тихого океана расположено много подводных валов, которые увенчаны рядами вулканов, образующих цепи островов. Это - сводовые поднятия шириной в несколько сот километров и высотой 1-2 км. Наиболее крупными валами, на которые насажены многочисленные вулканы, являются вал Калинго-Маронги (северовосточнее Новой Гвинеи), Маршалловых островов, валы Полинезии и центральной части океана, вал Маркус-Неккер, идущий вдоль северного тропика, западнее Гаваев и, наконец, обширный Гавайский вал, вытянутый на 3000 км и увенчанный огромными щитовыми

Рис. 53. Тектонические структуры Атлантического океана (по Б.П. Золотареву, 1984):

Рис. 54. Тектонические структуры Тихого океана (по Б.П.Золотареву, 1984)

Условные обозначения: Котловины: 1 - Северо-Западная, 1а - Восточно-Марианская и Восточно-Каролинская, 2 - Северо-Восточная, 3 - Меланезийская, 4 - Центральная, 5 - Гватемальская, б - Перуанская, 7 - Чилийская, 8 - Южная, 9 - Беллинсгаузена.

Поднятия: 10 - Императорский хребет и поднятие Обручева, И - Шатского, 12 - Хесса, 13 - Гавайское; 14 - Маркус-Неккер, 15 - острова Лайн, 16 - Марианские о-ва и о-ва Гилберта, 17 - хр. Карнеги, 18 - Кокос, 19 - Галапагос, 20 - о-ва Общества, 21 - Туамоту, 22 - Тубуаи, 23 - Истер, 24 - Сала-и-Гомес, 25 - хр. Наска
вулканами с относительной высотой более 10 км. Кроме того, дно Тихого океана усеяно единичными подводными вулканическими горами и гайотами, беспорядочно разбросанными по всему океану. Своеобразными структурами дна Тихого океана являются глубоководные желоба, которые составляют важнейшую особенность дна Тихого океана, отделяя его от складчатого Тихоокеанского пояса. Крупнейшими желобами являются Курило-Камчатский (10542 м), Марианский (11022 м), Филиппинский (10497 м), Тонга (10542 м), Перуано-Чилийский (8066 м). В тектоническом отношении желоба представляют собой узкие изогнутые, реже прямолинейные, асимметричные прогибы, активно развивающиеся вдоль разломов и составляющие часть системы островных дуг.
Океанические котловины Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов отличаются от обширных глубоководных равнин Тихого океана не только своей площадью, но также меньшей ролью современного вулканизма и наличием на их окраинах глыбовых поднятий, обладающих земной корой материкового типа с гранитным слоем, получивших название микроконтинентов. К ним относятся: Сейшельский, Новозеландский, Западноавстралийский (плато Броккен), Поднятие Агульяс, хребет Ломоносова и др. В этих океанах нет абиссальных равнин типа Тихоокеанских, глубоководные желоба единичны.
Срединно-океанические орогенные пояса. Пояса срединно-океанических хребтов в совокупности имеют огромную протяженность, достигая 90 000 км, и занимают до 30% площади океанической земной коры. У них, как правило, внутриокеаническое положение, но местами они подходят к краю материков и продолжаются на них рифтовыми зонами. По характеру рельефа и тектоническим структурам срединно-океанические хребты можно разделить на тихоокеанский и атлантический типы. К тихоокеанскому типу относятся Восточно-Тихоокеанское и Австралийско-Антарктическое поднятия. Восточно-Тихоокеанское поднятие имеет относительно небольшую высоту - до 2,3 км, при большой ширине - от 2000 до 4000 км. В целом это пологое поднятие с отчетливо выраженной вершиной. Риф- товые долины на нем отсутствуют. Формирование поднятия связывают с активизацией астеносферы. Разуплотненная мантия как бы поддерживает это сводовое поднятие. На его продолжении лежат поднятия суши - Плато Колорадо и хребты Скалистых гор. Ю.А. Косыгин предполагает, что соразмерные с континентами поднятия океана, типа Восточно-Тихоокеанского и поднятия Дарвина, крупными преходящими неотектоническими блоками, отражает неустойчивые глубинные процессы, протекающие в недрах Земли.
Совершенно иную структуру имеют срединно-океанические хребты Атлантического типа. К ним относятся: Срединно-Атлантический, Центрально-Индийский, Аравийско-Индийский и Африкано-Антарктический. Эти хребты в их центральной части раздроблены разломами с образованием грабенов, риф- товых долин, горстов и тектонических ущелий. Рифтовые долины в срединно-океанических хребтах представлены отрезками протяженностью 30-60 км, разделенными поднятыми блоками и поперечными трансформными разломами, которые в пределах рифтовых зон представлены глубокими поперечными ущельями, часто большей глубины, чем рифтовые долины. За пределами рифтовых зон трансформные разломы прослеживаются по поперечно ориентированным уступам, грядам и относительно неглубоким ложбинам.
В тектоническом отношении срединно-океанические хребты характеризуются блоково-мозаичной структурой. Часть блоков имеет типично океаническую структуру, близкую к структуре океанических плит. Другие - сложены ультраосновными породами, представленными перидотитами, более или менее сер- пентинизированными гарцбургитами с интрузиями габбро и дайками долеритов. Предполагают, что эти блоки образовались за счет поднятия мантийных пород, которые под океаническими плитами залегают на глубине 15—25 км. Вся зона срединно-океанических хребтов выделяется по тепловому режиму, аномальным магнитному и гравитационному полям и может быть охарактеризована как единое тектонически активное сводообразное поднятие, сопровождающееся растяжением земной коры и внедрением глубинно-магматических пород, возможно относящихся к породам верхней мантии. Даже краткий обзор тектонических структур океана, соответствующих общепринятой точке зрения, показывает принципиальное их отличие от тектонических структур материков. Более подробный анализ их различий будет дан после ознакомления с вертикальными структурами земной коры.

<< | >>

↑

Источник: Гришанков Г. Е.. Литосфера: структура, функционирование, эволюция.. 2008

Еще по теме Тектонические структуры океанического дна:

- География - Землеведение - История Земли -