Текст книги "Геология и минеральные ресурсы Мирового Океана"

3.6 Островные дуги, глубоководные желоба, окраинные моря

Островные дуги имеют чрезвычайно важное значение в современных геотектонических концепциях, несравнимую по масштабам с той площадью, которую они занимают. Островные дуги – области современного горообразования – представлены грядами островов и подводных гор, обычно (но не всегда) имеющие дугообразную форму в плане. С внешней стороны островные дуги сопряжены с глубоководными желобами – относительно узкими вытянутыми депрессиями, к которым приурочены максимальные глубины океана. Эти желоба встречаются и без связи с островными дугами. Глубина желобов вдвое превышает среднюю глубину океана.

Азиатское побережье Тихого океана выделяется островными дугами, расположенными на некотором расстоянии от берега. Они прослеживаются от Алеутских островов на севере до архипелагов Кермадок и Тонга на юге. Они встречаются в Индийском океане (Индонезийская дуга) и Атлантическом (Карибская дуга). Большинство подобных структур дугообразной конфигурации образуют на поверхности земного шара небольшие отрезки окружностей с радиусом примерно 300 км. Однако, некоторые из них – поднятие Кермадон и Тонга и параллельный ему глубоководный желоб – почти строго прямолинейны и именуются прямолинейными дугами.

В тылу одних островных дуг располагаются континенты (Японская дуга), других – океаническое дно, третьи – переходят по простиранию в складчатые пояса (Алеутская дуга), четвертые – повернуты своими вогнутыми частями навстречу друг другу (Филиппинские острова). Глубоководные желоба располагаются параллельно дугам, реже кулисообразно (по К. Оллиер).

С океанической стороны островные дуги ограничены желобами. Обычная их глубина 6-8 км, а максимальная – 11022 км (Мариинская впадина). Островные дуги отделены от континентов мелководными морскими бассейнами, именуемыми окраинными морями (Японское море). Но есть и исключения. Карибская дуга имеет в своем тылу лишь океан.

Полоса дна океана между дугой и желобом (его крутым склоном) называется глубоководной террасой.

Фокусы (гипоцентры) землетрясений в районе глубоких желобов и островных дуг располагаются с определенной закономерностью, фиксируя фокальные зоны, падающие под материки под углом около 45° и уходящие на большие глубины.

Таблица 1 – Глубоководные желоба

Основная масса фокусов неглубоких землетрясений сосредоточена под обращенными к океану склонами одиночных островных дуг. Под внутренним хребтом островных дуг с действующими вулканами очаги землетрясений располагаются на глубинах от 100 до 300 км, а гипоцентры глубокофокусных землетрясений (глубина очагов от 300 до 700 км) приурочены к краевым морям и окраинам материков. Вулканы располагаются на расстоянии 150-200 км от оси глубоководного желоба.

1 – зоны глубокофокусных землетрясений; 2 – оси геоантиклиналей; 3 – оси глубоководных желобов; 4 – очаги глубокофокусных землетрясений; 5 – очаги землетрясений умеренной глубины (по Г. Хессу).

Рисунок 15 – Положение фокусов землетрясений относительно Курильской, Японской и Идзу-Бонинской островных дуг.

При этом вулканическая деятельность обусловлена пластичным плавлением подвигающейся в зону субдукции плиты, происходящим на глубине 150-200 км, с последующим подъемом магматических расплавов на поверхность. Таким образом, создаются и наращиваются островные дуги. Землетрясения так же контролируются зонами спрединга и зонами субдукции, характерны для крупных разломов и рифтогенных структур. Последние могут расслаиваться как зарождающиеся зоны спрединга.

Фокальные зоны считаются поверхностями поддвигов коры океанического типа и верхней мантии под материки. Толщина фокальных зон около 25 км. С ними связаны разломы, питающие магмой вулканы. Все глубокофокусные землетрясения фиксируют фокальные зоны. Полно развитые дуги имеют достаточно мощную кору материкового типа. В менее развитых дугах «гранитный слой» присутствуют лишь под внешними хребтами.

Хребты островных дуг имеют блоковое строение и неравномерные вертикальные и редко горизонтальные подвижки отдельных блоков часто с большими амплитудами. Например, тектонические структуры Индонезийских островов косо срезаны современными береговыми линиями и резко обрываются у глубоких впадин. Точно установлено, что на месте современных впадин с глубинами в несколько тысяч метров находились возвышенности, служившие областями сноса неогеновых осадков, которые накапливались на современных островах, на месте которых тогда было море. На многих островах плиоценовые морские отложения подняты на высоты, иногда превышающие 1000 м, а на острове Серам – на 3000 м.

Структуры островных дуг иногда продолжаются на материках в виде тектонических швов, прогибов, антиклинориев, депрессий, разломов.

Островные дуги отделяют от океана котловины окраинных морей, имеющие различное строение. Часто они представлены глубоко погруженными блоками материковых платформ и полностью сохраняют строение последней. Такие блоки выявлены в центральной части Охотского моря, в северной части Японского, в западной части Кораллового и других морей. Блоки ограничены крутыми, изрезанными иногда каньонами, материковыми склонами и перемежаются с блоками, сложенными корой океанического типа, часто ограниченными разломами.

Рисунок 16 – Схема формирования выпуклого перегиба континентального или островодужного склона глубоководного желоба с возникновением диапирового фронта мигрирующих в океаническую сторону и вверх иловых масс. По Д. Шоллу и др.

Эта модель призвана объяснить деформацию отложений склона островной дуги или континента и субдукцию океанических осадков (А – ранняя, Б – поздняя стадии).

В других случаях котловины имеют типично океаническую кору. Осадочный покров на них достигает 2-4 км мощности. Гравитационное поле в них характеризуется высокими положительными аномалиями. Таковы Филиппинская котловина, Тасманово море и другие. Шельфы в них представляют собой участки материков, структуры которых они обычно и сохраняют. Мощность этой коры материкового типа 30-35 км.

Краевые плато – глубоко погруженные блоки материков (бордерленды) напоминают шельфы и в значительной мере сохраняют не переработанный морем субаэральный рельеф. Однако эти блоки отделены от материков разломами.

3.7 Вулканизм в Мировом океане

Вулканизм – один из наиболее грандиозных и эффективных геологических процессов, активно преобразующих лик Земли. Ему принадлежит главная роль в формировании океанической коры, второй слой которой нацело сложен вулканическими породами, и ведущую роль в преобразовании океанической коры в континентальную.

Ежегодно происходит 20-30 извержений вулканов, поставляющих в среднем 1,5 км³ вулканического материала. В пересчете на геологическую историю такого количества материала достаточно для формирования континентальной коры. Почти любой район Земли в своей геологической истории проходил одну или несколько стадий развития вулканизма, зафиксированных в геологических разрезах. Как правило, зоны вулканизма приурочены либо к обрамлению, либо к внутренним частям океанов.

Концепция тектонических плит утверждает, что главная тектоническая и вулканическая активность планеты сосредоточена на границах плит, там, где проходят рифтовые трещины (раздвигаются плиты) и на островных дугах, где плиты погружаются в зонах субдукции. Но есть и другие вулканы, не относящиеся к вышеперечисленным. Вулкан Тибести в Африке, вулканы Гавайских островов, трапповые изменения на континентах – все это проявление внутриплитового вулканизма. К нему, например, относится остров Святой Елены, который находится на расстоянии 700 км от Срединно-Атлантического хребта.

Особенностью многих вулканов, подводных гор и островов океанов является то, что многие из них объединяются в гряды или цепи, строго выдерживающиеся по простиранию на многие тысячи километров (до 6-7 тысяч км) и почти параллельные друг другу. Особенно четко такие системы выражены в Тихом океане. Эти гряды включают как надводные вулканы, так и подводные хребты или отдельные горывулканы, связанные в единую цепь.

Эти закономерности связывали с высказанной Вильсоном (1963 г.) гипотезой «горячих точек», занимающих фиксированное по отношению к движущимся плитам положения. Острова, островные гряды, хребты, горы-вулканы представляют собой как бы след прохождения литосферных плит над «горячими точками». Размеры островных: цепей огромны. Например, поднятие Гавайских островов имеет длину 5500 км, Маршалловы острова – Гильберта – Эллис – Самоа – Кука – Тубуем – длиной 7000 км. К таким островам относятся Общества, Маркизовские.

В Атлантическом океане острова Ян-Майси, Азорские, Канарские, Зеленого мыса, Святой Елены, Вознесения, Тристан-да-Кунья, Буве. В Индийском океане – это острова Кергели, Принц-Эдуард. Образование «горячих точек» связывают с неподвижными мантийными струями (Морген, 1958 г.). Подводных вулканов в Тихом океане высотой более 0,5 км – около 7100.

Если удалить из океанов воду и снять покров рыхлых осадков, то поверхность ложа океанов более всего напоминало бы поверхность Луны по рельефу и слагаемых ее пород. В океанических бассейнах преобладает базальтовая магма. По краям Тихого океана проходит «андезитовая линия», с внутренней стороны которой расположены базальтовые вулканы, а с внешней – вулканы, извергающие андезитовую лаву, чередующиеся иногда с базальтовыми. Известны еще и проявления и более «кислых лав», но их количество весьма ограничено.

Большинство известных действующих вулканов (около 62 %) приурочено к обрамлению Тихого океана. Они образуют почти сплошное, так называемое «огненное кольцо», в котором присутствуют либо действующие, либо недавно потухшие (в плейстоцене и голоцене) вулканы. Около 18 % действующих вулканов располагаются в пределах Альпийско-Индонезийского пояса, протягивающегося от Средиземного моря до Индонезии. Основная их часть (около 14 %) сосредоточена в Индонезийской островной дуге. Здесь так же много недавно потухших вулканов. На материках находится около 3 % вулканов, большинство из них – в пределах Восточно-Африканской рифтовой системы.

На долю внутренних частей океанических бассейнов приходится около 10 % действующих вулканов. При этом надо иметь в виду, что нам известно лишь незначительное число подводных вулканов. Большинство подводных вулканов приурочено к срединно-океаническим хребтам. Единицы из них возвышаются над уровнем океана – это остров Исландия, Азорские острова, остров Пасхи и другие. Известны также асейсмичные линейные цепи вулканических островов и подводных гор.

Зоны современной вулканической деятельности пространственно совпадает с сейсмоактивными районами Земли и областями повышенного теплового потока.

По составу вулканических пород и строению вулканов, вулканы срединноокеанических хребтов и океанические вулканы за пределами этих хребтов в океане почти не отличаются. Они сложены толеитовыми базальтами преимущественно.

Характер извержений зависит от состава исходного расплава, его газонасыщенности, вязкости, температуры. Отсюда многообразие типов извержений – от спокойных излияний основных лав гавайского типа до катастрофических эксплозий пелейского типа и гигантских выбросов кислой пирокластики. Объемом пирокластических извержений отличает вулканы обрамления океанов (коэффициент эксплозивности примерно 90 %) от вулканов внутриокеанических островов.

Вклад современного вулканизма в океаническую седиментацию составляет 3 млрд т/год. При суммарной длине срединных хребтов 60 тыс. км, средней скорости спрединга 5 см/год, за год генерируется в виде океанической коры около 60 млрд т базальтового вещества. Столько же вещества (плюс осадки) ежегодно уходят в зоны субдукции. Значительное количество продуктов вулканизма продуцируют островные дуги.

Содержание водяного пара в газах из базальтовых лав и вулканов островных дуг сходно – около 70-80 % от объема. Кроме воды эти газы содержат углекислый газ, хлор, бром, йод, селен и другие элементы.

В среднем за год вулканами Земли поставляется 10⁸ т ювенильной воды (возможно больше), высвобождающейся из магмы во время извержений. В гидросферу при этом поступает не только вода, но и множество других компонентов, анионы и катионы. Главные анионы морской воды – хлор, фтор, бор, серной и угольной кислот – являются и главными составляющими вулканических газов. Основные катионы морской воды – натрий, калий, магний, кальций поставляются, видимо, как гидротермами подводных и наземных вулканов, так и в результате выщелачивания вулканических пород, особенно пирокластики.

Интересные результаты получены при изучении пеплов вулкана Тятя (остров Кунашир, Курильские острова) извержения 1973 г. Анализы показали наличие в пеплах ряда абиогенных органических соединений, в том числе углеводородов, альдегидов и аминокислот (всего более 100), выделились азотистые основания, вторичные нитро– и аминосоединения и другие. Содержания их в пробах составляли 0,04 %. При общей массе ювенильного пепла в 200 млн т органических соединений должно быть около 80 тыс т. Выдвигается новая гипотеза образования природных углеводородов.

Тысячи тонн серной и соляной кислоты выносятся сольфатарами и гидросольфатарами ежесуточно в море. Они совершают колоссальную работу по разложению пород с образованием сотен тонн железа и алюминия.

3.8 Соляные купола

Элементами, осложняющими рельеф дна морей, могут являться так же и соляные купола. Соляные отложения первоначально залегали горизонтально, согласно с вмещающими их толщами. Однако, в настоящее время они во многих случаях обнаруживаются в виде интрузивных тел, имеющие в горизонтальном сечении округлую или неправильную форму, прорывающих вышележащие толщи. Такие тела называются соляными куполами, относимыми к понятию диапир. Это тела «протыкающие» покрывающую толщу.

Соляные купола возникают в результате пластического течения, обусловленного перепадами давления и различиями удельного веса соли и перекрывающих ее толщ. Каменная соль течет в участки с пониженным давлением. Это явление называется галокинез. Структуры, образуемые при галокинезе, могут быть вначале это соляные подушки, затем штоки и до соляных стенок (соляных антиклиналей). Соляные диапиры, например, обнаружены в Мексиканским заливе.

При воздействии тектонических движений осадочные на толщи, движение соли резко усиливается. Антиклинали, образуемые соляными диапирами, могут вмещать в себе нефть и газ.

Рисунок 17 – Схема развития соляной тектоники в пермской эвапоритовой толще северо-западной части ФРГ (по Ф. Трошейм).

Показаны соотношения структур (соляных подушек, штоков и стенок) с глубиной и первичной мощностью соляной толщи.

Контрольные вопросы

1. Спрединг в срединно-океанических хребтах.

2. Полосовые магнитные аномалии.

3. Трансформные разломы.

4. Главные литосферные плиты и их границы. Тектонические процессы, связанные с литосферными плитами. Варианты взаимодействия литосферных плит: континент-океан с субдукцией и обдукцией; континентконтинент; океан-океан.

5. Глубоководные желоба.

6. Происхождение островных дуг.

7. Землетрясения.

8. Роль вулканизма в формировании земной коры. Горячие точки. Катионы и анионы в газах извержений вулканов.

9. Соляные купола и их структуры.

4 Характеристика океанов

4.1 Атлантический океан

Атлантический океан, часть Мирового океана, ограниченная Европой и Африкой с востока и Северной и Южной Америкой с запада. Его название предположительно происходит от Атласских гор на севере Африки или от мифического погибшего континента Атлантиды. Атлантический океан уступает по размерам только Тихому; его площадь составляет примерно 93 363 тыс. км², средняя глубина – 3 926 м. Максимальная глубина – 9 219 м находится во впадине Браунсона у острова Пуэрто-Рико.

Характерной особенностью рельефа дна является Срединный Атлантический хребет, делящий океан на 2 симметричные части – западную и восточную. Хребет расколот гигантской продольной трещиной или рифтом. Эта узкая впадина ограничена высокими уступами Срединно-Атлантического хребта. Рифт не сплошной, состоит из относительно коротких (36-72 км) отрезков. За горными грядами, ограничивающими рифтовую зону, расположено высоко приподнятое плато.

Континенты, разделяемые Атлантическим океаном, удаляются друг от друга со скоростью 4 сантиметра в год. Отдельные участки хребта смещаются поперечными разломами, которые называются трансформными. На Срединно-Атлантическом хребте очень небольшая мощность осадочного чехла, но по мере удаления от рифта она увеличивается, поскольку внешние зоны хребта более древние. Значит было больше времени для осадконакопления.

Срединно-Атлантический хребет занимает немногим меньшую площадь, чем ложе океана (соответственно 24.6 и 37.6 %). Протяженность его около 16 тыс. км.

Атлантическое побережье относится к разряду пассивных, поскольку перемещение континентов здесь происходит вследствие разрастания океанического дна. Для подобных ситуаций характерны типичный шельф, материковый склон и материковое подножье, покрытые осадками большой мощности, сносимыми с материков. Здесь отсутствуют землетрясения и вулканизм.

Рисунок 18 – Рельеф дна Атлантического океана (по Энгельну)

В океане известны два глубоководных желоба, окаймляющих горные системы островных дуг – Большие Антильские и Южные Сандвичевые.

Самые крупные острова сосредоточены в северной части океана; это Британские острова, Исландия Ньюфаундленд, Куба, Гаити (Испаньола) и ПуэртоРико. На восточной окраине Атлантического океана есть несколько групп малых островов Азорские, Канарские, Зеленого Мыса. Подобные группы имеются и в западной части океана. В качестве примера можно указать острова Багамские, Флорида-Кис и Малые Антильские. Архипелаги Больших и Малых Антильских овов образуют островную дугу, окружающую восточную часть Карибского моря.

На востоке от Атлантического океана отчленяются две глубоко вдающиеся в сушу акватории. Более северная из них начинается Северным морем, которое восточнее переходит в Балтийское море с Ботническим и Финским заливами. Южнее имеется система внутриконтинентальных морей Средиземного и Черного общей протяженностью около 4000 км. В Гибралтарском проливе, соединяющем океан со Средиземным морем, имеются одно под другим два противоположно направленных течения. Более низкое положение занимает течение, направляющееся из Средиземного моря в Атлантический океан, поскольку средиземноморские воды вследствие более интенсивного испарения с поверхности характеризуются большей соленостью, следовательно, и большей плотностью.

От других океанов его отличает сильная изрезанность береговой линии, образующей многочисленные моря и заливы, особенно в северной части. Кроме того, суммарная площадь бассейнов рек, впадающих в этот океан или его окраинные моря, значительно больше, чем у рек, впадающих в любой другой океан. Еще одним отличием Атлантического океана является относительно малое количество островов и сложный рельеф дна, которое благодаря подводным хребтам и поднятиям образует множество отдельных котловин.

В океане присутствуют острова, образованные деятельностью «горячих точек», например Китовый хребет или остров Святой Елены.

Большая часть вершин этого подводного хребта не достигает поверхности океана и находится на глубине не менее 1,5 км. Отдельные наиболее высокие пики поднимаются над уровнем океана и образуют острова Азорские в Северной Атлантике и Тристан-да-Кунья в Южной. На юге хребет огибает побережье Африки и продолжается далее на север в Индийский океан.

Рисунок 19 – Срединно-Атлантический хребет, рассекающие его трансформные разломы и возраст океанического дна (по Дж. Хейрслеру).

Поверхностные течения в северной части Атлантического океана движутся по часовой стрелке. Основными элементами этой большой системы являются направленное на север теплое течение Гольфстрим.

Гольфстрим следует от Флоридского пролива и о. Куба в северном направлении вдоль побережья США и примерно на 40°с. ш. отклоняется на северовосток, меняя название на Северо-Атлантическое течение. Это течение разделяется на две ветви, одна из которых следует на северо-восток вдоль берегов Норвегии и далее в Северный Ледовитый океан. Именно благодаря ей климат Норвегии и всей северо-западной Европы значительно теплее, чем можно было бы ожидать на широтах, соответствующих району, простирающемуся от Новой Шотландии до южной Гренландии. К северу от Северного Пассатного течения находится область застойных вод, изобилующая водорослями и известная под названием Саргассова моря.

Рисунок 20 – Зона дробления, смещающая ось спрединга (по К. Оллиеру).

В интервале между точками Б и В плиты по разные стороны от разлома движутся в противоположном направлении, генерируя землетрясения, обозначенные звёздочками. Между точками А, Б и В, Г плиты по разные стороны от разлома перемещаются в одном и том же направлении. Разломы, с которыми связаны подобные зоны, относятся к категории трансформных.

Главная историко-геологическая особенность океанов Индо-Атлантического сегмента – их молодой возраст. Атлантический океан начал раскрываться 170 млн. лет назад. К тому же времени относится и начало образования Индийского океана.