Текст книги "Геология и минеральные ресурсы Мирового Океана"

3 Тектоника ложа океанов

3.1 Тектонические процессы в срединно-океанических хребтах

Согласно концепции тектоники плит начальный этап всего тектонического процесса является спрединг в осевой части срединно-океанических хребтов. Спрединг океанического дна происходит в следующей последовательности: повышение температур в зоне срединно-океанического хребта – ось спрединга; формирование осевого раскола; внедрения нового материала магмы и раздвижения, то есть наращивание океанической коры и её начало движения.

Источник энергии, обусловливающий движение литосферных плит, поясняется конвекционной концепцией. По этой концепции в мантии происходят конвекционные потоки. Конвекция – это перемещение жидкости или газа из нагретой области в более холодную. В недрах Земли сходная ситуация встречается часто, с той разницей, что движется твердое вещество. Причиной может быть неравномерный радиоактивный разогрев или то, что глубинные слои имеют более высокую температуру. Высокая температура и громадное давление на глубине придают горным породам текучесть.

Конвекционные потоки, натолкнувшись вверху на более плотную литосферу, дробятся и растекаются по сторонам. Эти конвекционные потоки двигают плиты.

Срединно-океанические хребты составляют глобальную систему во всех океанах. Эти хребты – четко выраженные в рельефе мобильные пояса, с которыми связывают формирование коры океанического типа. Эти хребты представлены широкими (от 1000-2000 км, и более) поднятиями, возвышающиеся над дном на 3,54 км и протягивающиеся на многие тысячи километров. Суммарная их протяженность составляет 60 тыс. км.

В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно. Впадины обычно называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т.е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом - рифтовой зоной. В рифтовых зонах поднимается с глубин магма, из которой формируется океаническая кора. Ширина ее 20-50 км.

От скорости спрединга зависит и рельеф дна океана: при больших скоростях разрастания склоны срединно-океанических хребтов более пологи, чем при медленном движении дна. Этим, в частности, объясняют морфологические различия срединных хребтов.

Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсей практически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском и Центрально-Индийском хребтах также основную часть составляю рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.

В Восточно-Тихоокеанском поднятии отсутствует центральное рифтовое ущелье. Помимо цепи вулканических холмов, разделенных поперечными разломами, в них зафиксированы плоские участки пониженного рельефа, которые интерпретируются как застывшие лавовые озера. Наиболее типична для срединноокеанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое, Южно– и Восточнотихоокеанские поднятия отличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.

Срединно-Атлантический хребет на отрезке между хребтами Кольбейнсей и Рейкъянес пересекает Исландию. В свете современных данных Исландия – окраинный континентальный массив, в срединной части существенно преобразованный рифтогенезом. В рельефе острова эта зона выражена в виде крупной тектонической депрессии, осложненной серией рифтовых ущелий и разделяющих их горных гребней, гряд, сложенных застывшими при трещинных излияниях лавами, зияющими тектоническими трещинами и крупными вулканами (более 20 действующих).

По современным данным разрез земной коры в районе Исландии сходен с разрезом континентальной коры, но отличается очень мощным «базальтовым» слоем, присутствием слоя повышенной плотности, глубоким залеганием поверхности Мохоровичича (до 50 км) и сильно редуцированным «гранитным» слоем.

3.2 Полосовые магнитные аномалии и возраст ложа Мирового океана

Параллельно осям срединных океанических хребтов и расположенные симметрично по отношению к ним образованы - полосовые магнитные аномалии.

Причиной происхождения полосовых магнитных аномалий является процесс рождения океанической коры в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, излившиеся базальты при остывании ниже точки Кюри в магнитном поле Земли, приобретают остаточную намагниченность. Направление намагниченности совпадает с направлением магнитного поля Земли, однако вследствие периодических инверсий магнитного поля Земли, излившиеся базальты образуют полосы с различным направлением намагниченности: прямым (совпадает с современным направлением магнитного поля) и обратным.

Линейные магнитные аномалии в океанах были обнаружены в 50-х годах при геофизическом изучении Тихого океана. Это открытие позволило в 1968 году Хессу и Дицу сформулировать теорию спрединга океанического дна, которая выросла в теорию тектоники плит. Они стали одним из самых веских доказательств правильности теории. Их часто сравнивают с записями на магнитофонных лентах.

1 – направления расширения; 2 – нормальная намагниченность (соответствующая современной); 3 – обратная намагниченность; 4 – направление движения глубинного вещества.

Рисунок 7 – Схема возникновения линейных магнитных аномалий (а) в активных хребтах и их исчезновения в зоне субдукции (б), сопоставление линейных аномалий на дне океана с палеомагнитной шкалой (в), данные магнитной съёмки и номера аномалий (г) (по А. Монину):

Полосовые магнитные аномалии используются для определения возраста океанического дна. Это удивительная летопись, которая в мельчайших деталях зафиксировала историю формирования океанической коры. Совместное определение возраста океанической коры методами абсолютного изотопного датирования, и по палеонтологическим останкам, показало хорошую сходимость методов и надежность этого способа определения возраста.

Рисунок 8 – Симметричное магнитное поле хр. Рейкьянес, расположенного южнее Исландии (по К. Оллиеру).

Такие аномалии были обнаружены не только в океанах, но и в зонах, промежуточных между континентами и океанами. Они оказались надежным признаком захороненной океанической коры. Во многих крупных депрессиях слой осадочных пород так велик, что достигнуть его фундамента путем бурения не представляется возможным, и тогда на помощь приходит геофизика. Обнаружение в таких районах полосовых магнитных аномалий может быть признаком захороненной океанической коры.

Рисунок 9 – Инверсии магнитного поля Земли за последние 4.5 млн лет (по К. Оллиеру): черное – нормальная полярность, белое – обратная

Такое геологическое строение установлено для впадины Каспийского моря. В других районах полосовые магнитные аномалии также часто становятся надежными индикаторами океанической коры.

Концепция раздвижения океанского дна стала особенно популярной после того, как для ее обоснования были привлечены палеомагнитные исследования.

Сейчас известно, что в истории Земли неоднократно были эпохи, когда изменялись магнитные полюса: северный становился южным, а южный – северным. По ориентировке минералов, содержащих железо, можно определять, в какую магнитную эпоху образовалась порода с такими минералами, ибо они при осаждении или при застывании магмы ориентируются по магнитным силовым линиям. Периоды смен полярности за последние 200 млн. лет сейчас датированы, и магнитологи, замеряя магнитность минералов в геологических разрезах, могут определять возраст пород.

Изучение характера распределения магнитных аномалий по площади дна океанов показало в целом закономерное увеличение возраста ложа от срединноокеанических хребтов в сторону континентов. Подтверждение палеомагнитных данных было получено при глубоководном бурении, во всяком случае, в области срединных хребтов: осадочные породы, лежащие на базальтовом основании, последовательно удревняются по мере удаления от осевых зон хребтов.

Анализ распределения магнитных аномалий позволил оценить и скорость разрастания океанического дна. Оказалось, что она меняется от 19 см/год в ряде районов Тихого океана до 0,5 см/год в Северном Ледовитом. Эти скорости для каждого участка океанического дна непостоянны во времени, и в целом процесс спрединга происходит неравномерно, прерывисто.

3.3 Трансформные разломы

Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно-окенанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины , связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемых трансформными. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.

Трансформные разломы встречаются сериями, часто параллельно друг другу, пересекают все структуры ложа океана, расположенные по направлению. Вдоль трансформных разломов скользят края двух частей плит без существенного раздвигания или надвигания.

К зонам широтных сдвигов относятся разломы Мендосино, Пионер, Меррей и другие в восточной части Тихого океана. Там они пересекали срединноокеанические хребты и талассократоны со всеми осложняющими их структурами. В Атлантическом океане отмечены подобные разломы – разлом желоба Ромаши и зона Азорских островов. Движения по разломам в Тихом океане были выявлены по изгибам и смещениям меридиональных линейных магнитных аномалий и изобат.

Рисунок 10 – Трансформные разломы, расположенные между двумя участками хребта, смещены относительно друг друга (по Н. Логвиненко)

Амплитуда левосторонних сдвигов по разломом Мендосино и Пионер равны соответственно 1185 и 250 км, а по правостороннему сдвигу Мерей – 150 км. Зона сдвигов имеет несколько десятков километров в ширину и несколько тысяч километров в длину. В рельефе дна они выражены или уступами до 3 км высотой, или сериями вытянутых по простиранию горстов и грабенов, к разломам приурочены конусы подводных вулканов и вулканические острова. В Атлантическом океане на участке коленообразного изгиба СрединноАтлантического хребта обнаружен ряд широтных разломов – грабенов. Самый глубокий из них – это желоб Ромаши, который в настоящее время считается левосторонним сдвигом, смещающим южную часть океана к востоку на 230 км. Глубина его 7369 м. Он продолжается в Африке в виде рифтовой долины, выполненной морскими и континентальными осадками мелового возраста, мощностью до 9 км, по реке Нигер и его левому притоку Бенуэ.

3.4 Литосферные плиты

В верхней мантии земли есть особый слой – астеносфера. От мантии лежащей выше и ниже, он отличается меньшей твердостью и прочностью, меньшей вязкостью и большей пластичностью. Вещество астеносферы может перемещаться в горизонтальном и вертикальном направлениях. Его течения вовлекают в дрейф плиты литосферы, расплавляют «корни» материков, активизируют вулканизм на границах плит.

Согласно теории тектоники плит, земная кора подразделяется на несколько самостоятельных плит, а основные особенности тектонического строения приповерхностных геосфер связаны с процессами, активно протекающими в краевых участках плит. Формирование новой океанической коры предполагается в зонах спрединга и ее разрушение в зонах субдукции. Спрединг – это процесс раздвижения плит в срединно-океанических хребтах. Спрединг происходит в меньших масштабах в морских бассейнах и континентальных котловинах. В одних впадинах он активно развивается, в других – прекратился в различные периоды геологической истории.

Рифты срединно-океанических хребтов и зоны субдукции служат естественными границами отдельных участков земной коры. Эти участки представляют собой, по мнению сторонников новой глобальной тектоники, геологические структуры первого порядка, названные литосферными плитами. Литосферные плиты могут включать как континентальные, так и океанические участки коры. Английский исследователь Э. Буллард первоначально выделил шесть крупнейших плит: Тихоокеанскую, Американскую, Африканскую, Евразийскую, Австралийскую и Антарктическую.

Есть еще малые пластины: Филипинская плита, плита Кокос и плита Наска расположены в пределах Тихоокеанской; Западно-Атлантическая плита расчленяется на Северо-Американскую и Южно-Американскую и Карибскую; Аравийская плита в Индийском океане.

Дальнейшая разработка теории движения литосферных плит привела к тому, что в результате уточнения границ отдельных структур их количество резко увеличилось.

1 – оси хребтов; 2 – зоны субдукции.

Рисунок 11 – Главные плиты, подводные хребты и зоны субдукции в представлении сторонников плитотектоники (по К. Оллиеру).

Размеры и форма плит литосферы изменчивы. Они меняются либо в результате увеличения площади океанов при спрединге, либо, напротив, вследствие поглощения части плиты в процессе субдукции.

Скорость движения плит колеблется от нескольких миллиметров в год до нескольких сантиметров. Быстрее расширяется дно Тихого океана, медленнее – Атлантического. Океаническое дно смещается как единое целое. Толщина движущихся пластин 100-150 км, то есть затрагиваются и верхние части мантии. Двигаются огромные блоки, включающие в себя континенты и океаническое дно, как жесткое тело.

Рисунок 12 – Динамическая плитотектоническая модель (по К. Оллиеру)

На краях сталкивающихся пластин сосредоточены главные тектонические процессы. Взаимодействия между пластинами начинаются уже вблизи океанического хребта. Край пластины сечется рядом трещин в направлении движения называемыми трансформными разломами. Это зоны дробления, в которых по этому происходят землетрясения вследствие хрупкого разрушения материала.

Рисунок 13 – Образование глубоководных желобов, островных дуг и горных хребтов (по гипотезе мобилизма) идет примерно так как изображено на этих схемах (по В. Маркину).

Но основные катастрофы расположены при сталкивании плит на встречных курсах. Например, вдоль береговой линии Тихого океана. Пластина дна океана врезается в пластину – континент Южной Америки и своим краем ныряет под него. Край сминается. Материал уходит внутрь Земли. Этот процесс также сопровождается землетрясением.

Рисунок 14 – Через 50 миллионов лет (по представлениям «мобилистов») земные материки займут такое положение, как изображено на этой карте. Теперешнее их расположение показано пунктирной линией (по Маркину).

Возле восточного побережья Южной Америки и побережья Африки ничего этого не происходит. Здесь материки входят в состав пластин. Линии берега – просто уступы. Есть и другие варианты взаимодействия краев плит, при которых образуются горные цепи. Они образуются двумя способами. Первый – когда одна пластина погружается одним краем под другую. При этом образуется подводный желоб, где платина «ныряет» под другую, приподнимая ее в виде гор. Так возникли Анды, Скалистые горы. Так же идет столкновение пластин вдоль островных дуг (Курильские). Когда две пластины несут на себе континенты, столкновения между ними порождает огромные горы вроде Гималаев. Континентальная кора легкая и как пантон не уходит в глубь.

Когда пластина погружается своим краем на глубину 100 км, растущее давление и температура частично расплавляют ее – возникают магматические очаги. Они питают вулканизм в упомянутых местах. В желобах на глубину уходят самые древние океанические осадки. Это вытекает из того, что возраст пород ложа океанов закономерно изменяется от современного до 160 млн лет назад, то есть до позднеюрского. Поскольку плиты раздвигаются от срединных хребтов к периферии, поэтому древние участки плит располагаются по периферии океанов.

Система срединных хребтов и сопряженных с ними плит в истории развития океанов несколько раз менялось. Такие изменения в Тихом океане имели место 110 млн лет назад, 45 млн лет и в меньших масштабах – 10 млн лет назад. Процесс наращивания и погружения океанической коры уходит в далекое геологическое прошлое. На основании изучения офиолитовых поясов континентов возраст этого процесса – более 1 млрд. лет.

3.5 Взаимодействие литосферных плит при встречном движении

Отмечаются несколько вариантов взаимодействия литосферных плит различающихся тектонической характеристикой.

Взаимодействие типа континент-океан с субдукцией. Он подразделяется на два подтипа – простой и островодужный.

Простая субдукция (андийский тип). Пример района западной окраины Южной Америки. Материк надвигается на океаническую плиту, которая «заталкивается» под континентальную. Погружающаяся плита плавится, а образующаяся при этом на глубине андезитовая магма внедряется в толщу коры и извергается на дневную поверхность. Гипоцентры землетрясения по мере удаления в глубь континента располагаются все на больших глубинах в зоне Беньофа.

В процессе взаимодействия происходят воздымания окраины континента и формирование горных сооружений. Зона взаимодействия маркируется Чилийским глубоководным желобом.

Островодужный тип субдукции. На карте западного побережья Тихого океана можно увидеть гирлянды островов, расположенные на некотором удалении от континента. Со стороны океана перед фронтом островных дуг проходят глубоководные желоба. Здесь зоны Беньофа наклонно уходят под континент. Глубина гипоцентров землетрясений достигает здесь несколько сотен километров.

Взаимодействие типа континент-океан с обдукцией. В некоторых зонах взаимодействия океаническая плита не столько подвигается под континент, сколько надвигается на него. На острове Новая Гвинея плита основных пород океанической коры формирует горы гипербазитового пояса. Похожий пример – горы Трудос на Кипре, также сложенные основными породами океанической коры. Подобный процесс именуется обдукцией.

Взаимодействие типа континент-континент (Гималайский тип). Яркий пример такого рода – это столкновение между материками Азия и Индия. Ранее континент Индия составлял единое целое с южными континентами Гондваны вплоть до мезозойского времени. В дальнейшем Индия отделилась и стала перемещаться со скоростью 16 см в год в северном направлении. Когда Индийская плита стала подвигаться под Азиатскую, дно гималайского участка Тетиса (древние моря) испытало дробление и воздымание. В силу малого удельного веса континентальной коры в зоне столкновения материков поддвигания одного участка литосферы под другой не происходит. Края континентов коробятся, часть океанической коры выдавливается на поверхность – происходит образование мощных горных систем типа Гималаев (по В. Хаину).

Далее сформировалась континентальная кора, вдвое превышающая по мощности нормальную. Изостатическая компенсация этих масс привела к созданию высочайшего в мире Тибетского плато, во фронтальной части которого располагаются высочайшие на Земле горы – Гималаи. Вулканическую пассивность этих плит можно объяснить «сдвоенностью» коры, поэтому непроницаемостью для магматических расплавов. Однако она отличается повышенной сейсмической активностью.

Примером столкновения материков является так же Уральский складчатый пояс, выступающий в роли шва между материками Европа и Азия и возникший в пермское время.

Взаимодействие типа океан-океан. При столкновении двух океанических плит одна из них надвигается на другую. Например, Южные Сандвичевые острова (дуга Скотия) образовались там, где в результате спрединга выступ коры Тихого океана давит на океаническую кору Атлантики. При этом также формируется дугообразный желоб и параллельная ему островная дуга, но состав отлагающихся осадков однообразен и объем их более сокращен, чем в столкновении океанической и континентальной плит. Подобная обстановка имеет место в районе Карибской дуги, где Тихоокеанская кора также вдавливается в ложе Атлантического океана. Давление Тихоокеанской плиты осуществляется на дно Индийского океана, с чем отчасти связана криволинейная форма Индонезийской дуги.

Склон подвигающейся плиты имеет слабовогнутую форму. В глубоководном желобе накапливаются осадки, и проявляется вулканическая деятельность. Однако осадочные толщи затягиваются в мантию. В процессе подвигания происходит соскабливание осадков с океанической плиты и надвигание их в виде скученных масс на приостровной склон. При этом предполагается развитие метаморфизма высоких давлений и низких температур, приводящего к формированию зеленосланцевых и глаукофан-сланцевых пород. Для таких условий свойственны офиолитовые комплексы, представляющие собой ассоциацию основных изверженных пород – габбро, пиллоу-лавы, серпентиниты. По мере нарастания давления со стороны подвигающейся плиты, островная образованная дуга и примыкающие к ней метаморфические породы и офиолиты могут причленяться к континенту, образуя новую горную цепь. Происходит наращивание континента – кратонизация.

Взаимодействие типа дуга-дуга. Примером подобного взаимодействия служат Филиппинские острова, основными структурными элементами которых являются два глубоководных желоба – Манильский и Филиппинский и отвечающие им почти сходящиеся у поверхности зоны Беньофа, падающие в противоположные стороны.