В. М. Цейслер Основы региональной геотектоники

5.3. Вопросы для самопроверки

1. 
   Какие подвижные пояса выделяются в строении земной коры и как их можно типизировать?
   
2. 
   Какие разновозрастные складчатые области составляют Урало-Монгольский пояс и когда он превратился в молодую платформу?
   
3. 
   Какие разновозрастные структурные элементы выделяются в строении Средиземноморского пояса, какова их структурная этажность и в чем особенность их развития в позднем докембрии, палеозое, мезозое и кайнозое?
   
4. 
   Какие основные особенности строения и истории развития Тихоокеанского пояса? Какие части выделяются в его строении?
   
5. 
   Как развивалась восточная окраина Евроазиатского материка в позднем докембрии, палеозое, мезозое и кайнозое?
   
6. 
   Как устанавливаются структуры палеоокеанического типа в подвижных поясах?
   
7. 
   Что представляют собой срединные массивы и каково их место в структуре подвижных поясов?
   

Поверхность суши материков составляет только одну третью часть поверхности Земли. Площадь поверхности, занятая Мировым океаном, составляет 361,1 мл кв. км. На подводные окраины континентов (шельфовые плато и континентальный склон) приходится около 1/5 площади его поверхности, на т.н. “переходные” зоны (глубоководные желоба, островные дуги, окраинные моря) – около 1/10 площади. Остальная поверхность (около 250 мл кв. км.) занята океаническими глубоководными равнинами, впадинами и разделяющими их внутриокеаническими поднятиями.

Океанические пространства богаты различными минеральными ресурсами. Современные геологические процессы на площади океанических пространств позволяют понять многие явления из прошлого Земли, структуры дна океанов неразрывно связаны со структурами поверхности континентов и только последовательное изучение океанических областей позволит до конца понять строение и эволюцию континентальных блоков.

Планомерное изучение региональной геологии и тектоники дна океанов началось в середине 50-х годов двадцатого века благодаря развитию методов морской геофизики и глубоководного бурения, созданию специальных научных и производственных подразделений, занимающихся изучением геологии морей и океанов.

Важные научные обобщения, посвященные региональной геологии, геоморфологии, тектонике дна океанов в нашей литературе были опубликованы П.Н.Кропоткиным, В.В.Белоусовым, Г.Б.Удинцевым, Ю.М.Пущаровским, А.П.Лисицыным, А.В.Живаго, П.Л.Безруковым, Б.М.Чиковым и многими другими исследователями. Большой вклад в изучение дна океанов внесли американские и японские геологи и геофизики.

Впадины океанов резко отличаются от материковых массивов тем, что поверхность земной коры в их пределах опущена на 4-5 км относительно материков, а толщина земной коры уменьшена в 5-7 раз. Различия в строении земной коры материков и океанов по данным геофизических исследований рассмотрено ранее и здесь есть необходимость еще раз напомнить, что на большей части океанов "гранито-метаморфический " слой не установлен.

Как известно, континентальные массивы и океанические впадины характеризуются двумя типами сочленения окраин: атлантическими (пассивным) и тихоокеанским (активным). Первый тип распространен по обрамлению большей части Атлантического, Индийского, Северного Ледовитого океанов. Для этого типа характерно, что через континентальный склон той или иной крутизны с системой ступенчатых сбросовых уступов (т.н. листрические разломы) и относительно пологое континентальное подножье происходит смыкание материковых массивов с областью абиссальных равнин дна океанов.

Второй тип сочленения выражен по обрамлению Тихого океана, по северо-восточной окраине Индийского океана и на окраине Атлантического океана, примыкающей к Центральной Америке. В этих областях между материковыми массивами и абиссальными равнинами дна океанов расположена той или иной ширины зона с глубоководными желобами, островными дугами, впадинами окраинных морей. Эта т.н. "переходная зона” океанских (материковых) окраин характеризуется прерывистым распространением земной коры океанического типа и сокращенной по мощности корой материкового типа. По-видимому “переходная зона” тихоокеанского типа с глубоководными желобами, островными дугами, котловинами окраинных морей частично соответствует зоне континентального подножья в областях сочленения атлантического типа, где также известны системы глубоких прогибов, но полностью снивелированных мощными толщами рыхлых осадков.

Океаническое дно резко отличается по характеру сейсмичности. Можно выделить области с высокой сейсмической активности и области асейсмичные. Первые представляют собой протяженные зоны, занятые системами срединно-океанических хребтов, протягивающиеся через все океаны. Иногда эти зоны называют океаническими подвижными поясами. Подвижные пояса характерны интенсивным вулканизмом (толеитовые базальты), повышенным тепловым потоком, резко расчлененным рельефом с системами продольных и поперечных гряд, желобов, уступов, неглубоким залеганием поверхности мантии.

Сейсмически мало активные области выражены в рельефе крупными океанскими котловинами, равнинами, плато, а также подводными хребтами, ограниченными уступами сбросового типа и внутриокеаническими валообразными поднятиями, увенчанными конусами действующих и потухших вулканов. Внутри областей второго типа присутствуют подводные плато и поднятия с корой материкового типа (микроконтиненты). В отличие от подвижных океанских поясов, эти области, по аналогии со структурами континентов, иногда называют талассократонами. Рассмотрим пространственное размещение океанских структур во впадинах океанов.

Впадина Атлантического океана, вытянутая по меридиану, отделяет материки Северной и Южной Америки от Европы и Африки. На севере она смыкается с впадиной Северного Ледовитого океана, на юге - Индийского океана (рис.24).

Впадина Атлантического океана на большей части своего обрамления характеризуется пассивным типом окраин с многочисленными сбросовыми уступами на континентальных склонах, которые обрезают на юге докембрийские структуры древних Африкано-Аравийской и Южно-Американской платформ. На севере континентальные уступы разделяют разновозрастные области Средиземноморского и Северо-Атлантического поясов.

Центральное положение на дне океана занимает система Срединно-Атлантических хребтов, состоящая из нескольких сегментов, смещенных относительно друг друга и сопряженных под прямым углом. В результате вся система имеет дважды изогнутую S-образную форму в плане. Глубина океана в пределах срединных хребтов составляет около 1,5-2 км. На отдельных участках хребтов имеются острова (Тристан-де-Кунья, Сан-Паулу, Азорские, Исландия). Остров Исландия представляет особый интерес, так как в его пределах на поверхности можно изучать структуру хребта и его магматизм.

1 - контуры континентальной суши; 2 - граница континентов и океанических впадин по основанию материкового склона; 3 - осевые зоны срединно-океанических хребтов с рифтовой долиной; 4 - тоже без рифтовой долины; 5 - контуры океанических котловин и крупнейших впадин; 6 - глубоководные желоба; 7- окраинно-океанические валы;

8 - крупные подводные горы вулканического и иного происхождения;

9 - вулканические хребты; 10 - погруженные блоки с континентальной корой;

11 - поднятия с утолщенной корой океанического типа; 12 - островные дуги;

1З – трансформные разломы.

К западу и востоку от зоны Срединно-Атлантических хребтов расположены цепочки глубоководных котловин с глубинами 5-6 км. По западному краю океана с севера на юг прослеживаются следующие котловины: Гренландская, Лабрадорская, Северо-Американская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская; по восточному - Норвежская, Западно-Европейская, Канарская, Зеленого Мыса, Гвинейская, Ангольская, Капская. Котловины разобщены подводными возвышенностями (хр. Китовый, возвышенности Риу-Гранди, о-вов Зеленого Мыса и др.), имеющими разную природу.

В зоне Срединно-Атлантических хребтов установлено большое число поперечных уступов - разломов сдвигового типа (так называемые трансформные разломы), сеть которых особенно сгущена в приэкваториальной области. Многие трансформные разломы, пересекая дно океана, продолжаются на континенты (грабены Бенуэ, Амазонский и др.).

Установлено их продолжение в разрывы, разделяющие на континентах комплексы докембрия (Гвинея), что свидетельствует о древности сети разрывов, приспособлении многих современных разломов к древней планетарной сети разрывных нарушений. Зоны поперечных разломов местами сопровождаются глубокими трогами - узкими желобообразными прогибами, расположенными субширотно, поперек Срединно-Атлантического хребта. Наибольшая часть трогов находится в приосевой зоне хребта и на его склонах.

Субширотная ориентировка трансформных разломов изменяется на северо-западную и северо-восточную соответственно на северном и южном окончаниях хребта. Трансформным разломам также подчинены глыбовые и вулканические поднятия. Вулканизм приемущественно толеитовый, но местами – щелочно-базальтовый.

Магнитное поле дна Атлантического океана характеризуется наличием отчетливых полосовых магнитных аномалий в зоне Срединно-Атлантического хребта и на его склонах. Участки спокойного магнитного поля устанавливаются в пределах глубоководных котловин и материкового подножья.

В соответствие с моделью плейт-тектоники, дно западной части Атлантического океана занимает восточную часть Американской литосферной плиты; восточные котловины располагаются на Африканской и Евразиатской плитах. Границей плит западного и восточного полушарий является осевая зона Срединно-Атлантического хребта (осевая рифтовая долина). С последней связан процесс спрединга – процесс раздвигания литосферных плит и формирования молодой океанической коры.

Осевая зона Срединно-Атлантического хребта расположена между 3 и 4 аномалиями (плиоцен – плейстоцен); склоны хребта заняты магнитными аномалиями, датируемыми вплоть до раннего эоцена.

Верхний осадочный слой океанической коры в Атлантическом океане разновозрастный. Наиболее древние, верхнеюрские отложения установлены в Северной Атлантике, к востоку от побережья США и к западу от Алжира и Марокко. На большей части котловин осадочный слой имеет мел – палеогеновый возраст. В пределах Срединно-Атлантическогохребта на базальтах залегают осадки олигоцена – неогена. Местами в осевой зоне хребта осадочный слой отсутствует.

Общая схема омоложения возраста подошвы осадочного чехла от побережий континентов к осевой зоне Срединно-Атлантичес-кого хребта, основанная на оценке возраста полосовых магнитных аномалий, нередко нарушается в зонах поднятий океанического дна появлением более древних, чем должны были быть отложений (хр. Китовый, возвышенности Рио-Гранде, Бермудские острова и др.).

Базальтовое основание осадочного чехла полого погружается по обе стороны от Срединно-Атлантического хребта к континентальным подножиям, в результате чего глубоководным котловинам, выраженным по поверхности чехла и подошве, соответствуют асимметрично построенные прогибы с мощностями осадков до 7-6 км у подножья континентального склона. Эти прогибы В.Е.Хаин и Л.Э.Левин называют периокеаническими. Обычно зона максимальных мощностей приближена к континентальному склону и расположена параллельно ему. Строение некоторых прогибов (например, Северо-Американского и др.) осложнено наличием системы узких зон поднятий, разделяющих опущенные блоки. Глубоководным бурением вскрыты мелководные глины и алевролиты апта в Капском прогибе, субаэральные туфы эоцена на хр. Китовый, мелководные фосфориты апта-альба в Ангольском прогибе, дельтовые толщи киммериджа-титона в Канарско-Атласском прогибе, мелководные отложения верхней юры в Багамской котловине и др. Местами в периокеанических прогибах установлены мощные залежи каменной соли и толщи лигнитов, свидетельствующие о постепенном вовлечении в область океанских глубин пассивных континентальных окраин.

Индийский океан расположен в южной половине восточного полушария, разделяя материковые массивы Гондваны. Континентальный склон обрезает складчатые структуры, выраженные на материках. Только на северо-востоке край океана, вдоль которого протягивается Яванский глубоководный желоб и сопряженная с ним островная дуга, параллелен границе Средиземноморско-Индонезийского пояса. Для окружающих океан материковых массивов характерен крутой континентальный склон и узкая зона шельфа.

Индийский океан неоднороден по рельефу дна и строению (рис.25). В центральной части океана вблизи 70-го меридиана в.д. протягивается система подводных поднятий Аравийско-Индийского хребта. На севере он отгибается в сторону Аденского залива и затем продолжается в рифт Аденского залива и далее сочленяется с Красноморским рифтом. В этом районе наблюдается непосредственный переход рифтовой зоны срединно-океанического хребта во внутриконтинентальный рифт и его сопряжение с системой Восточно-Африканских рифтов.

На широте южного тропика относительно узкий Аравийско-Индийский хребет под прямым углом сочленяется с поднятиями Западно-Индийского и Центрально-Индийского хребтов. Первый служит продолжением Южно-Атлантического хребта, второй на востоке переходит в широкое пологое Австрало-Антарктическое поднятие. Обычно хребты на 1,5-2 км возвышаются над дном смежных котловин. Сложная система Индийских срединно-океанических хребтов с тройным сочленением в центральной части океана на разных участках имеет неодинаковую ширину, выражена по-разному в рельефе дна и не везде имеет отчетливый осевой рифтовый грабен.

Рис. 25. Морфоструктурные элементы дна Индийского океана.

1 - контуры континентальной суши; 2 - граница континентов и океанических впадин по подножию материкового склона; 3 - область структур переходного типа (островные дуги, задуговые прогибы); 4 - глубоководные желоба и рвы; 5 - окраинно-океанические валы; 6 - контуры океанических котловин; 7 - вулканические горы; 8 - крупные подводные поднятия различного происхождения; 9 - погруженные блоки с материковой корой; 10 - поднятия с утолщенной корой океанического типа; 11 - осевые зоны срединно-океанических хребтов без рифтовой долины; 12 - то же, с рифтовой долиной; 13 – трансформные и прочие разломы.
Срединно-океанические хребты Индийского океана повсеместно пересечены параллельными трансформными разломами со сдвиговыми смещениями 50-100 км. Ориентировка разломов, поперечная простиранию хребтов, в различных частях океана имеет разное направление. Разломы, пересекая склоны хребтов, прослеживаются уступами в пределах океанических плит и нередко выходят на континенты. Особенно 'типична связь разломов Западно-Индийского хребта с разломами на Африканском континенте, на о-ве Мадагаскар и др. Многие из трансформных разломов сопровождаются узкими глубокими приразломными желобами.

Система срединно-океанических хребтов разделяет дно Индийского океана на три неравные части: западную, восточную и южную. Поскольку осевые зоны хребтов рассматриваются в качестве границ плит, каждый из указанных секторов океана принадлежит разным литосферным плитам - Африканской, Индо-Австралийской и Антарктической. Принадлежность к разным литосферным плитам не сказывается на общем строении океана как единой структуры.

Западный сектор, примыкающий к Африканскому побережью, характеризуется наличием относительно небольших глубоководных котловин (Сомалийская, Мозамбикская, Мадагаскарская), крупных поднятий типа микроконтинентов (Мадагаскар, Сейшеллы) и глыбовых хребтов (Маскаренский). Особое значение приобретают разломы, контролирующие общую структуру океанического дна.

Подошва осадочного чехла полого погружается в сторону континентального подножия. Мощность отложений у подножия континентального склона в Сомалийской котловине составляет около 10 км, в Мадагаскарской - 6 км. Возраст надбазальтового чехла Сомалийской котловины - поздняя юра - плейстоцен, Мозамбикской - мел-плейстоцен, Мадагаскарской - поздний мел-плейстоцен.

Для восточного сектора характерны наибольшие глубины дна (5-6 км). Система меридиональных разломов определяет структуру всей этой области. Протяженные меридиональные глыбовые поднятия Мальдивского и Восточно-Индийского хребтов разделяют Аравийскую, Центрально-Индийскую (Бенгальскую), Коксовую и Западно-Австралийскую глубоководные котловины. Последняя соединяется с Южно-Австралийской котловиной. По краям котловин развиты приразломные глубоководные желоба, примыкающие к глыбовым поднятиям. Система диагональных разрывов контролирует структуры, осложняющие строение котловин.

Вулканогенно-осадочный чехол, прогружаясь к материковому подножию, достигает мощности 12 км в Южно-Австралийской и Центрально-Индийской котловинах. Обычно его мощность не превышает 7-10 км в отдельных прогибах. В котловинах чехол представлен отложениями юры - плейстоцена и только в Южно-Австралийской котловине он сложен породами возраста до верхнего мела - плейстоцена .

Южный сектор включает две крупные широтно ориентированные Африкано-Антарктическую и Австрало-Антарктическую котловины, разобщенные поднятием хр.Кергелен с покровами толеитовых базальтов и массивами щелочных ультраосновных пород. Севернее расположена котловина Крозе, ромбическая форма которой подчинена разрывам. Подошва осадочного слоя коры на западе имеет юрский возраст, на востоке в Австрало-Антарктической котловине - меловой (?). Мощность осадочного слоя в центральных частях котловины не превышает 1 км и увеличивается к континентальному подножию Антарктиды до 5 км.

В целом дно Индийского океана характеризуется разным типом магнитных аномалий. Наряду с участками распространения полосовых магнитных аномалий, выделяются площади со спокойным магнитным полем. Часть полосовых магнитных аномалий оказывается поперечной простиранию системы срединно-океанических хребтов. Это позволяет предполагать неоднократные изменения осей спрединга в Индийском океане с позднего мела.