Океаны как структурный элемент высшего порядка

КОНТРОЛьНАЯ РАБОТА

по дисциплине «Геология»

на тему: «Океаны как структурный элемент высшего порядка»

Содержание

1.      Происхождение океанов, представление об их возрасте.

.        Срединно-океанические поднятия (хребты), их строение.

.        Рифтовые зоны и магматизм.

.        Трансформеные разломы.

.        Океанские плиты, их структуры

.        Понятие о микроконтинентах.

.        Магнитное поле ложа океанов

.        Пассивные окраины и активные окраины, их строение.

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

.        Список литературы

Происхождение океанов, представление об их возрасте

Следует упомянуть о трех гипотезах теллурического происхождения воды. Согласно первой из них, основная масса ее выделилась преимущественно в виде гравитационной воды на первых стадиях развития земной планеты, образовав первичные скопления водных масс в виде мелководного океана. Одним из сторонников этой гипотезы был Э. Зюсс, по мнению которого, земная планета в начальной стадии развития была покрыта водой, т. е. имела место «панталасса». Однако Э. Зюсс признавал возможность изменения массы воды на земной поверхности.

Близкие, но не тождественные взгляды развивал В. И. Вернадский (1954), который поддерживал вывод Дэна об относительном постоянстве и устойчивости материков, а следовательно, и океанов в геологической истории. По этой концепции, соотношение размеров площадей океанов и материков не является случайным. Оно объясняется необходимостью поддержания в земной коре весового равновесия между двумя наибольшими структурами земной коры - океанами и материками. Эта идея, которую разделял и А. Вегенер (1925), допускает пространственные перемещения обоих мегаструктур земной коры, но не переход одной в другую. Идея относительного постоянства океанов и материков в геологической истории планеты неизбежно предполагает древнее происхождение океанов, что в наше время энергично отстаивает Б. Личков (1960). По его мнению, единственно правильной является точка зрения, поддерживающая идею о древности океанов и вытекающее из этого признание океана и суши геологически неизменными массами.

В общих чертах все эти положения близки взглядам, господствовавшим во второй половине XIX века, когда пользовалась широким признанием теория перманентности океанов и материков, согласно которой те и другие всегда находились там, где они находятся в современный период без существенных изменений их объема и массы. В этой концепции не находит признания всеобщая идея развития, идея эволюции всего неорганического и органического, идея количественного и качественного изменения океанов как основных вместилищ природных вод. Теория перманентности океанов и материков в ее первоначальном виде отражает космогонические представления о первично расплавленном состоянии Земли, охлаждение которой сопровождалось выделением больших масс воды.

Согласно второй гипотезе, развитие природы Земли исключало постоянство соотношения масс океанов и материков. В геологической истории, согласно этой гипотезе, происходили и происходят непрерывные изменения в распределении вещества Земли между океанами и материками. Следовательно, в земной коре поддерживается не статическое, а динамическое равновесие, конкретным доказательством которого служат многочисленные трансгрессии и регрессии морей и океанов, изменяющие соотношение площадей и масс океанов и материков.

Одним из последовательных противников гипотезы постоянства океанических впадин выступил Д. Панов (1949), по мнению которого, современные океаны являются результатом длительной истории развития Земли, выражением определенной стадии развития рельефа и структуры земного шара. При этом из сравнительно неглубоких водоемов в архее океаны в более поздние геологические эпохи превратились в глубоководные впадины.

Ряд авторов (А. Н. Мазарович, Г. Штилле, П. Н. Кропоткин), разделяя идею развития океанов, считают необходимым делить океаны на первичные (древние) и вторичные (молодые). В частности, П. Н. Кропоткин (1956), исходя из признания теории эволюции геосинклинальных областей в платформы, считает, что океанические плиты являются остатками первичной земной коры и что они никогда не подвергались интенсивной складчатости. «По-видимому, эти области, занятые глубокими частями океанов, были покрыты водой с самых ранних геологических времен и не испытывали ни горообразования, ни поднятия, связанного со складчатостью. Палеогеографические данные говорят о том, что в Тихом океане и в северной половине Атлантического океана морские бассейны существовали с древнейших времен» (Кропоткин, 1956, стр. 40). Из этой цитаты можно заключить, что автор ее является сторонником гипотезы древнего происхождения Тихого и северной части Атлантического океанов. О времени возникновения других океанов Кропоткин не дает никаких указаний. Полемизируя с В. В. Белоусовым, П. Н. Кропоткин отрицает возможность образования впадин Атлантического и Индийского океанов за счет погружения материковых платформ. Он (Кропоткин, 1956, стр. 41) указывает, что «гидросфера и атмосфера представляют собой такие же продукты длительного развития Земли, как и литосфера». Это высказывание не оставляет сомнений в признании им не единовременного образования массы гидросферы, а постепенного наращивания ее в результате сложных процессов, происходящих в недрах Земли.

Аналогичную точку зрения на происхождение воды развивал В. А. Магницкий (1958). Рассматривая две основных гипотезы о направлении развития земной коры - гипотезу расширения океанов за счет погружения континентов и гипотезу постепенного роста континентов за счет сокращения коры океанического типа - и отдавая предпочтение второй из них. Магницкий отмечает, что ни у кого из исследователей не вызывает особых сомнений поднятие уровня океанов в течение геологической истории. По мнению Магницкого, поднятие уровня океанов могло быть обусловлено, с одной стороны, выделением воды в процессе поступления магмы и, с другой, сокращением площади океанических бассейнов.

Близкие взгляды по данному вопросу высказывает Е. Н. Люстих (1959). А. П. Виноградов (1967) предполагает, что океаны и материки возникли на Земле одновременно, а наращивание массы гидросферы происходило постепенно в процессе выплавления легкоплавких соединений из вещества земной коры и мантии.

Согласно третьей гипотезе, основная масса воды, заключенной в океанических впадинах, выделилась преимущественно в мезозое и кайнозое, что подчеркивает относительно молодой возраст океанов. Наиболее последовательными сторонниками гипотезы молодого возраста океанов являются Белоусов, Панов, Шухерт, Дю-Тойт, Менард и др. В одной из работ Белоусов (1962, стр. 390), прямо указывает, что «океаны представляют собой вторичное явление на поверхности Земли, что они начали образовываться, вероятно, либо в конце палеозоя, либо в начале мезозоя и с тех пор постоянно расширялись и углублялись». Сторонники гипотезы молодого возраста океанов не отрицают существование древних океанов в виде мелководных бассейнов в более отдаленные геологические эры. Однако в их концепции подчеркивается, что современные глубокие океанические впадины образовались на более поздних этапах развития природы Земли, что океанические впадины не только углубляются, но и расширяются за счет материков. При этом первичная материковая гранитная кора превращается во вторичную океаническую, базальтовую.

Изучение различных гипотез происхождения океанов приводит к выводу о том, что у первой и третьей из них есть некоторые общие черты, несмотря на коренное различие положенных в их основу теоретических предпосылок. В обоих гипотезах красной нитью проходит мысль о компактном выделении огромной массы поверхностных вод за сравнительно короткий геологический период времени. Согласно гипотезе, разделяющей идею о древнем возрасте океанов, основная масса воды выделилась на ранней стадии развития Земли. Почему именно в эту стадию выделилось огромное количество гравитационной воды, скопившейся в океанах и морях? Этот вопрос встает неизбежно при критическом рассмотрении гипотезы древнего возраста океанов. Во времена Э. Зюсса, когда господствовала теория происхождения Земли из первично раскаленного тела, подверженного последующей контракции или сжатию в результате непрерывного остывания, выделение большой массы поверхностных вод, сосредоточенных в океанах и морях, объясняли преимущественно охлаждением верхней оболочки Земли, остыванием земной коры. В настоящее время сторонники гипотезы древнего возраста океанов привлекают другую теорию, объясняющую сущность процессов, обусловивших выделение на заре геологической истории больших масс гравитационной воды на поверхности нашей планеты. В частности, Б. Личков (1960) связывает начало появления на Земле гравитационных вод в больших количествах с превращением астероида, каковым была Земля в начальных стадиях развития, в планету. Этот вывод Б. Личков основывает на признании идеи различного состояния пространства и связанного с этим изменения его свойств, впервые сформулированной П. Кюри и развитой позже В. И. Вернадским. Вернадский (1965) выделял также коллоидное состояние пространства. При современном уровне знаний есть основание выделять еще одно состояние пространства - атомарное.

Каждое состояние пространства зависит от заключенной в нем массы частиц или тел. При этом гравитационное состояние пространства характерно только для достаточно больших тел.

Разделяя теорию различного состояния пространства, Личков полагает, что до тех пор пока Земля пребывала в состоянии астероида, которому свойственна кристаллическая структура вещества, вода в нем находилась в связанном состоянии. С превращением астероида в планету, чему соответствует новое гравитационное состояние пространства, в котором силы тяготения начинают играть решающую роль в формировании новой структуры вещества, связанная вода переходит в свободную - гравитационную воду, образуя большие скопления ее в океанах и морях.

Процесс выделения больших масс гравитационной воды на поверхности земной планеты, по-видимому, протекал достаточно интенсивно и охватил сравнительно небольшой период начальных стадий развития Земли.

О продолжительности этого процесса, к сожалению, нет надежных данных. Поэтому о ней приходится судить на основании косвенных соображений, учитывая некоторую последовательность первичных стадий развития Земли. В. И. Баранов (1963) считает, что в начале Земля образовалась из однородного по химическому составу вещества, но в процессе эволюции имела место дифференциация его на атмосферу и земную кору. На первом этапе развития Земли должны были, по его мнению, образоваться химические элементы в протопланетном веществе, на втором - индивидуальное тело (будущая Земля), на третьем- земная кора и на четвертом этапе - Мировой океан и атмосфера. Такая последовательность первичных стадий в процессе дифференциации геосфер находится в противоречии с теорией гравитационного состояния пространства, согласно которой Мировой океан должен был образоваться на втором этапе развития Земли, а не на четвертом, как это предполагается в схеме Баранова.

Имеются и другие крайние точки зрения по этому вопросу, отстаивающие очень короткий период образования Земли как планеты. По В. С. Сафронову (1958), аккумуляция массы современной Земли завершилась в течение 100-250 млн. лет.

Представляется более логичным признать одновременное образование земной коры и Мирового океана как двух взаимно связанных частей. Известно, что Мировой океан, как и суша, является одной из двух крупнейших мегаструктур земной коры. Сопряженность этих двух обширных структур ни у кого не вызывает сомнений. Поэтому неубедительна вторая половина схемы последовательных этапов развития природы Земли, предложенная Барановым для времени образования земной коры и Мирового океана. Мировой океан как часть земной коры первоначально формировался, вероятно, в виде мелководного бассейна одновременно с образованием континентов. Это не означает, что соотношение площадей, занимаемых мировым океаном и континентами, всегда оставалось неизменным на разных этапах развития Земли.

Имея представление о возрасте Земли как планеты и возрасте земной коры, с некоторым приближением можно судить по разности между ними о продолжительности формирования первичного мелководного океана, а также и земной коры. По выводам Г. В. Войткевича (1956) и В. И. Баранова (1963), эта разность лежит в пределах 0,5-1 млрд. лет, но, по-видимому, она еще не раз будет подвергаться уточнению и пока не может считаться достаточно надежной.

Наиболее спорной в гипотезе древнего происхождения Мирового океана является ее энергетическая сторона. Какой могучий источник энергии мог обусловить выделение больших масс воды из земных недр в относительно короткий период времени? По современным представлениям, энергетическую основу дифференциации земных оболочек составляют преимущественно радиоактивные процессы, происходящие в земной коре и мантии. Относительно малое значение в поднятии из глубоких недр Земли летучих веществ, в том числе и воды, имеет тепло, образующееся в процессе сжатия Земли. Однако не все согласны с радиомиграционной теорией, с ее универсальным значением для объяснения генезиса земных геосфер, в том числе и гидросферы. Б. Личков полагает (1960), что радиоактивное тепло может играть только вспомогательную роль в крупном геотектоническом процессе.

Если прав был В. Г. Хлопин (1937) в том, что на заре геологической истории содержание радиоактивных веществ в Земле было в несколько раз больше, чем в современный период, то,, конечно, основным источником тепла, способствовавшим в древности выделению летучих веществ, в том числе гравитационной воды океанов и морей, могли быть преимущественно радиоактивные вещества.

Тот же самый вопрос возникает при критическом анализе гипотезы, поддерживающей идею молодого возраста океанов. Как было показано несколько раньше, согласно этой гипотезе, основная масса гравитационной воды выделилась с начала мезозоя и образовала большие скопления в относительно молодых глубоководных океанических впадинах. П. Н. Кропоткин (1956), а также В. А. Магницкий (1958) высказывают сомнения в достоверности этой гипотезы. Они считают, что нет никаких геологических данных, которые бы указывали на резко выраженную неравномерность в формировании гидросферы во времени. По их мнению, за 200 млн. лет, составляющих всего 5% истории развития Земли, не могло выделиться 70% воды Мирового океана. В. А. Магницкому, кроме того, представляется неубедительным, что «прибавление воды (в океанах) в течение геологической истории очень хорошо соответствовало росту вместилищ» (1958, стр. 26), иными словами, приращение объема воды в океанах почему-то в точности соответствовало росту углубления и площади океанов. Г. Джеффрис (1960) вслед за А. Холмсом, основываясь на денудационном методе, приходит к выводу, что возраст океанов составляет около 380 млн. лет, причем эту величину он считает заниженной.

Из предыдущего можно заключить, что обе гипотезы - древнего возраста и молодого возраста океанов - при современном уровне знаний не могут объяснить выделение столь большой массы гравитационной воды в короткий в геологическом измерении период развития Земли.

Срединно-океанические поднятия (хребты), их строение

океан магматизм хребет желоб

СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ (а. mid-ocean ridges; н. mittelozeanische Gebirgsrucken; ф. dorsales oceaniques mediannes; и. соrdilleras del medio oceano) - подводные поднятия ложа океанов <#"898760.files/image001.gif">

- свежие базальты; 2 - базальты, слегка прикрытые осадками; 3 - более древние базальты под чехлом осадков; 4 - метагаббро; 5 - серпентинизированные перидотиты; 6 - разрывы.

Вариации в магматическом и структурном проявлении низкоскоростного спрединга на профилях через осевую часть срединно-океанского хребта Центральной Атлантики, по Дж. Карсону и др. (1987). Профили расположены в порядке убывания роли базальтового вулканизма и нарастания относительной роли разрывных структур растяжения. Превышение вертикального масштаба в 3 раза. Привязка профилей к полигонам глубоководного геологического картирования: I - MARK, 2; II - FAMOUS; III - TAG; IV - MARK, 5; V - MARK, 4; VI - AMAR; VII - MARK, 3.

На дне существуют открытые трещины растяжения, подобные давно известным под названием «гьяу» на о. Исландия, представляющем приподнятый над уровнем океана участок Срединно-Атлантического хребта.

Имеются здесь и многочисленные центры вулканических поднятий, выраженные холмами высотой до 200 - 600 м, местами застывшие лавовые озера. Потоки базальтовых лав имеют форму труб, а в поперечном сечении сплюснутых шаров - подушек, столь характерную для их древних аналогов, встречаемых на суше. Нередко они очень свежие, о чем свидетельствует почти полное отсутствие поверх них осадков; в Красном море они лишь слегка припудрены известковым илом. Но современных излияний нигде не встречено, они отмечены лишь непосредственно к югу от Исландии. По обе стороны от молодых вулканических центров обнаружены гидротермы, сначала в Красном море, затем в Тихом и позднее в Атлантическом океанах - pppa.ru. Эти гидротермы представляют весьма впечатляющее зрелище: они отлагают сульфиды, сульфаты и окислы металлов (цинка, меди, железа, марганца и др.), образующие скопления, достигающие в высоту десятков метров, которые в будущем могут иметь серьезное промышленное значение. Струи горячей воды, содержащей в растворе газы Н2, СO2, СH4 и указанные выше металлические соединения, нагреты до температуры 350°. Над жерлами, из которых они выделяются, воздымаются облака из тонкодисперсных сульфатов, благодаря чему эти гидротермы получили название чёрных и белых (в зависимости от состава преобладающих минералов сульфидов и сульфатов) курильщиков. Благодаря высокой концентрации во флюидах сероводорода вокруг гидротерм бурно развиваются сульфиднокислые бактерии, служащие пищей для более высокоорганизованных живых существ, в том числе ранее неизвестных биологической науке.

Деятельность гидротерм связана со взаимодействием поднимающейся вдоль осей спрединга базальтовой магмы с морской водой. Вода проникает в трещины остывающих базальтовых лав и выщелачивает из них металлы и другие соединения и затем осаждает их при своем охлаждении. Открытие гидротерм показало, что осевые зоны срединно-океанских хребтов характеризуются весьма высоким тепловым потоком, и позволило констатировать, что осевые зоны срединно-океанских хребтов являются основными зонами выделения внутреннего тепла Земли.

Как уже указывалось, рифтовые долины практически не заполнены осадками. Исключение составляют осыпи и обвалы у подножия уступов по краям этих долин, высота которых может превышать 1 км. Эти осыпи состоят из глыб и щебня пород океанской коры - базальтов, габбро, перидотитов - и образуют особый тип осадочных пород, который русские морские литологи И.О. Мурдмаа и В.П. Петелин назвали эдафогенными. В разрезе 2-го слоя океанской коры они могут переслаиваться с подушечными и массивными базальтами. В основании 1-го слоя океанской коры при бурении нередко встречаются металлоносные осадки - продукты отложения материала, выделяемого гидротермами.

Рифтовые зоны и магматизм

Рифтовыми зонами называют весьма протяженные (длиной в многие сотни и тысячи километров) планетарного масштаба полосовидные тектонические зоны, распространенные в пределах континентов и океанах, в которых происходит подъем глубинного (мантийного) материала, сопровождаемый его распространением в стороны, что приводит к более или менее значительному поперечному растяжению в верхних этажах земной коры. Важнейшим структурным выражением процесса растяжения на поверхности Земли обычно является образование глубокого и относительно узкого (от нескольких километров до нескольких десятков километров), нередко ступенчатого грабена (симметричного или асимметричного), ограниченного нормальными сбросами большой глубины заложения (собственно рифта или «рифтовой долины»), либо нескольких (иногда целой серии) подобных грабенов. Дно грабенов также бывает рассечено сбросами и трещинами растяжения. Погружение дна грабенов относительно их бортов, как правило, опережает аккумуляцию в них осадочного материала, хотя последняя во многих случаях дополняется заполнением их вулканическими продуктами, и поэтому рифты обычно имеют отчетливое прямое выражение в рельефе в виде линейных депрессий. По большей части рифты обрамляются с обеих сторон или хотя бы с одной стороны асимметричными поднятиями (пологими полусводами, односторонними горстами и реже горстами), в той или иной степени разбитыми, как и грабены, продольными, диагональными и поперечными трещинами, сбросами и нередко осложненными второстепенными узкими грабенами. В некоторых случаях поднятие возникает также внутри рифта, расщепляя его на две ветви. Отношение объемов этих поднятий и рифтовых впадин отражает соотношения масштабов воздымания и растяжения в той или иной рифтовой зоне. Некоторые из них, в особенности океанические, характеризуются существенной ролью поперечных сдвиговых смещений, в частности, по зонам так называемых трансформирующих разломов.

Рифтовые зоны в целом и в первую очередь осевые грабены (рифты) обладают повышенной или даже очень высокой сейсмичностью, причем очаги землетрясений лежат на глубинах от первых километров до 40-50 км, а план напряжений в очагах характеризуется господством максимальных субгоризонтально направленных растяжений, приблизительно перпендикулярных к оси рифтовой зоны. Рифтовым зонам, за редкими исключениями, свойствен повышенный тепловой поток, величина которого в общем возрастает по мере приближения к их оси, нередко достигая 2-3, а иногда даже 4-5 единиц теплового потока. Развитие большинства рифтовых зон сопровождается проявлениями гидротермальной активности и магматизма и, в частности, вулканическими извержениями, питаемыми из подкоровых, а в некоторых материковых рифтовых зонах, может быть, и из внутрикоровых магматических очагов. Однако масштабы магматического процесса, объемы его продуктов, их состав, приуроченность к тем или иным стадиям рифтогенеза и к тем или иным участкам рифтовой зоны варьируют в чрезвычайно широких пределах. Наряду с рифтовыми зонами, в которых магматическая деятельность сопутствовала всем стадиям их развития, а ее продукты покрывают почти всю их площадь и достигают объемов в сотни тысяч кубических километров, существуют рифтовые зоны, где она проявлялась локально, спорадически или совершенно отсутствовала.

Рифтовые зоны океанов характеризуются контрастным полосовидным билатерально-симметричным магнитным полем, согласно господствующим представлениям создающимся в процессе рифтогенеза и как бы запечатляющим отдельные его стадии. Однако магнитное поле континентальных рифтовых зон в значительной мере отражает особенности строения их фундамента и подверглось лишь некоторой перестройке в процессе рифтообразования. Рифтовые зоны обычно, хотя и не всегда, характеризуются гравитационными минимумами в поле аномалий Буге, но в осевых частях некоторых из них выделяются узкие максимумы, вызванные подъемом основного и ультраосновного материала. Однако формы, размеры гравианомалий и характер факторов, вызывающих возмущения, могут существенно различаться. Как правило, рифтовые зоны близки к состоянию изостатического равновесия.

Земная кора в современных рифтовых зонах несколько утоньшена по сравнению со смежными областями, а верхняя часть мантии, по крайней мере непосредственно ниже поверхности М, во многих из них отличается аномально низкой скоростью прохождения продольных сейсмических волн (7,2-7,8 км/с) и несколько пониженной плотностью и вязкостью, что, по-видимому, обусловлено повышенным тепловым режимом и в ряде случаев возникновением очагов селективного плавления в верхах мантии. Эти линзы или «подушки» разуплотненного мантийного материала, вероятно, представляют собой выступы кровли астеносферы, достигающие под современными рифтовыми зонами подошвы земной коры. Рифтовые зоны редко существуют изолированно; как правило, они образуют более или менее сложные сочетания. Способы «стыковки» соседних рифтовых зон и общий план их группировки могут быть весьма разнообразными и при этом существенно различаются у континентальных и океанических зон. Сочетания ряда тесно связанных между собой в пространстве приблизительно одновозрастных рифтовых зон сходного или различного типа мы называем рифтовыми системами. Этот термин может применяться к любым комбинациям рифтовых зон, независимо от их размеров, сложности и рисунка, но главным образом используется в отношении таких их сочетаний, которые характеризуются присутствием различно ориентированных рифтовых зон, древовидным рисунком или наличием нескольких полуизолированных ветвей, не полосовидным, а близким к изометричному общим контуром. В тех случаях, когда рифтовые зоны (или их системы), сочетаясь между собой, образуют в совокупности линейно вытянутые сооружения протяженностью в несколько или даже много тысяч километров, мы называем их рифтовыми поясами (по аналогии с соизмеримыми с ними по длине и ширине геосинклииальными и орогеническими поясами). Термин рифтовая система используется также для обозначения всех взаимосвязанных рифтовых поясов Земли, образующих в совокупности сложно извивающуюся и разветвляющуюся сеть на поверхности нашей планеты. В последнем случае мы говорим о мировой рифтой системе. Последняя, со своими главными ответвлениями, объединяет большинство рифтовых поясов (и систем) Земли. Основная ее часть пересекает океаны, а ее затухающие окончания и ответвления в нескольких районах Земли проникают в глубь континентов. Однако в пределах континентов (а возможно, и в океанах) имеются так же отдельные, изолированные рифтовые пояса и даже отдельные рифтовые зоны, не связанные с мировой рифтовой системой.

Категории рифтовых зон, выделяемые по их глубинному строению. Все рифтовые зоны земного шара по характеру глубинного строения можно разделить на три основные категории:

) океанические, или внутриокеанические, в которых как осевая «рифтовая долина», так и ее обрамление обладают корой, близкой к океанической, которая подстилается выступом мантийного материала с аномально пониженными по сравнению с типичными для верхней части мантии скоростями прохождения сейсмических волн и плотностью;

) межконтинентальные, в которых осевая часть рифта обладает корой, близкой к таковой внутриокеанических рифтовых зон, ее периферические части - несколько утонченной и переработанной континентальной корой, а «плечи»- типичной континентальной корой. Межконтинентальные рифтовые зоны, как и внутриконтинентальные, могут закладываться либо на платформах (рифты Аденский и Красноморский), либо в пределах молодой складчатой области (рифт Калифорнийского залива);

) континентальные или внутриконтинентальные, в которых и рифт, и его «плечи» обладают корой континентального типа, но обычно несколько утоньшенной, в особенности под рифтом (от 20 до 30-35 км), раздробленной, аномально прогретой и подстилаемой линзой несколько разуплотненного мантийного материала.

Наблюдаемые в природе взаимопереходы и тесные структурные связи межконтинентальных рифтов как результат далеко зашедшего процесса развития внутриконтинентальных рифтов. По крайней мере некоторая часть ширины межконтинентальных рифтовых зон (порядка нескольких десятков километров), по-видимому, обусловлена раздвиговыми или раздвигово-сдвиговыми деформациями блоков континентальной коры и выдвижением между ними материала мантийного происхождения, тогда как во внутриконтинентальных рифтах мы в основном имеем дело с грабенообразным проседанием блоков материковой коры при амплитуде растяжения порядка нескольких километров и далеко не всегда - с заполнением приоткрывающихся трещин дайкообразными интрузиями. В свою очередь, межконтинентальные рифтовые зоны в структурном отношении тесно связаны с рифтовыми поясами Индийского и Тихого океанов, в которых процесс подъема глубинного материала и горизонтального расширения протекает еще более интенсивно. Однако было бы неосторожно полагать по аналогии, что все рифтовые зоны и пояса океанов представляют собой дальнейшую стадию развития межконтинентальных рифтов и, следовательно, возникли в результате еще большего разобщения блоков континентальной коры. Например, в отношении Восточно-Тихоокеанского рифтового пояса можно с достаточной уверенностью утверждать, что он моложе Тихого океана и возник на океанической коре. Тот факт, что продолжение этого рифтового пояса почти полностью переходит на Североамериканский континент и накладывается на Кордильерскую мезозойскую складчатую область, очевидно, говорит о том, что движущий механизм рифтогенеза связан с такими большими глубинами, на которых уже не сказываются различия между океанами и континентами, но конкретные проявления этого процесса на поверхности Земли существенно отличаются в зависимости от того, воздействует ли он на земную кору океанов, молодых складчатых областей, платформ и т. п.

Рифтовые зоны и пояса, принадлежащие к трем выделенным категориям, существенно различаются по своим размерам, морфологии структурных форм, масштабу вулканизма (наибольшему в рифтовых зонах океанов), химизму его продуктов (толеитовые базальты в рифтовых зонах, весьма разнообразные по кислотности и щелочности породы в рифтовых зонах континентов), величине теплового потока (наивысшей в океанических рифтовых зонах), структуре магнитного поля, плану напряжений в очагах землетрясений (в континентальных рифтовых зонах вектор сжимающих напряжений ориентирован субвертикально, а в океанических - обычно субгоризонтально и субпараллельно простиранию рифтовой зоны) и т. д. Для континентальных рифтовых поясов характерны такие пространственные сочетания смежных рифтовых зон, как их четковидное, кулисное расположение, коленчатое сочленение, веерообразное расщепление, стык трех зон, сходящихся под различными углами, взаимный параллелизм, огибание двумя соседними зонами разделяющего их относительно «жесткого» блока, играющего в структуре рифтового пояса роль своеобразного срединного массива. Напротив, для рифтовых поясов океанов характерно их пересечение многочисленными поперечными или диагональными так называемыми трансформирующими разломами, разделяющими эти пояса на отдельные поперечные отрезки (рифтовые зоны), оси которых кажутся смещенными друг относительно друга.

Типы рифтовых зон континентов. При выделении типов среди современных континентальных рифтовых зон следует учитывать следующие основные критерии: а) особенности тектонического положения, структуры основания и предшествующей геологической истории области, ставшей ареной рифтогенеза, б) характер тектонических структур, созданных в процессе рифтогенеза, и закономерности их формирования, в) роль, масштаб и особенности магматических процессов, сопутствующих рифтообразованию, а иногда и предваряющих его.

Исходя из первого критерия, рифтовые зоны и пояса континентов можно разделить на две главные группы: 1) рифтовые пояса и зоны платформ (эпиплатформенные рифтовые пояса и зоны), в которых риф-тообразование началось после весьма длительного (200-500 млн. лет к более) этапа платформенного или близкого к нему развития; 2) рифтовые пояса и зоны молодых складчатых сооружений (эпиорогенные рифтовые пояса и зоны), где аналогичный процесс непосредственно следовал за завершением их геосинклинального развития, т. е. за орогенным этапом, или даже сочетался с явлениями, свойственными эпигеосииклинальному орогенезу. Для эпиплатформенных рифтовых поясов характерны рифтовые зоны с крупными единичными осевыми грабенами и субщелочной или щелочной характер продуктов сопутствующего вулканизма, нередко с участием карбонатитов. Напротив, для эпиорогенных рифтовых поясов и зон типичны сочетания из многих узких грабенов, горстов и односторонних блоков, а вулканические образования л них принадлежат к известково-щелочному ряду.

Большинство современных континентальных эпиплатформенных рифтовых зон приурочено главным образом к выступам складчатого основания платформ, т. е. к районам, испытывавшим длительное устойчивое поднятие, и значительно реже - к участкам развития платформенного чехла (Левантинская, Североморская, частично Эфиопская рифтовые зоны). В большинстве случаев рифтовые зоны накладываются на области позднепротерозойской (гренвильской, байкальской) складчатости или тектоно-магматической регенерации, «избегая» областей более .древней - архейской или раннепротерозойской консолидации, которые служат внешней «рамой» этих рифтовых поясов или образуют внутри них своеобразные «жесткие» срединные массивы (массив Виктория в южной части Африкано-Аравийского пояса). Значительно реже рифтовые зоны возникают на эпипалеозойском платформенном основании (Рейнско-Ронский участок Рейнско-Ливийского рифтового пояса). В большинстве случаев молодые рифтогенные структуры наследуют простирания древних складчатых и разрывных структур фундамента или «приспосабливаются» к ним, образуя коленчатые, зигзаговидные, кулисные сочетания. Таким образом, в процессе рифтогенеза древний анизотропный фундамент раскалывается по наиболее ослабленным направлениям, подобно тому, как полено дров расщепляется согласно волокнистой текстуре древесины. Ослабленные зоны фундамента, использованные кайнозойскими рифтогенными структурами, в течение длительного платформенного развития временами (в палеозое или мезозое) активизировались и служили либо зонами повышенной проницаемости для магматических расплавов и внедрения интрузий, в частности щелочных массивов кольцевого типа, либо зонами разломов и грабенов.

Среди эпиплатформенных рифтовых зон четко выделяются два типа, существенно различающихся по характеру структур, относительной роли вулканизма и истории формирования. Автор назвал их щелевым и сводово-вулканическим (Милановский, 1970):

а) рифтовые зоны сводово-вулканического типа (Эфиопская и Кенийская зоны Восточной Африки) характеризуются исключительно мощной и Длительной наземной вулканической деятельностью. Она начинается на широкой площади еще до заложения рифта, а впоследствии продолжается в пределах осевого грабена и связанных с ним второстепенных грабенов и зон разломов. Главную роль играют извержения основных и средних лав и пирокластолитов сильно щелочного и слабо щелочного ряда. В Эфиопской рифтовой зоне существенную роль играют также кислые (с повышенной щелочностью) вулканиты. Возникновению рифта предшествует длительный рост обширного пологого овального сводового поднятия, сопровождаемый мощными извержениями, затем в его осевой ослабленной зоне закладывается сравнительно неглубокий грабен, а также связанные с ним дополнительные грабены и сбросы - поперечные и диагональные на крыльях свода и веерообразно расходящиеся на его периклиналях. Амплитуда горизонтального растяжения в сводово-вулканических рифтовых зонах минимальна. Они отличаются умеренной сейсмичностью. Формирование свода, характеризуемого крупным гравитационным минимумом, по-видимому, связано с возникновением линзы разуплотненного, аномально разогретого материала и с отдельными магматическими очагами в верхах мантии, а образование грабенов частично обусловлено проседанием блоков коры при разгрузке этих очагов в процессе извержений;

б) рифтовые зоны щелевого типа отличаются большей глубиной грабенов, которая может достигать 3-4 (Верхнерейнский грабен) и даже 5-7 км (Южно-Байкальский грабен). С большой мощностью рыхлых осадков в грабенах связаны крупные гравитационные минимумы. Нередко грабены кулисно подставляют друг друга. Краевые поднятия значительно уже, чем в сводово-вулканических рифтах, прослеживаются не повсеместно, нередко лишь с одной стороны грабена, и иногда вовсе отсутствуют, а в некоторых случаях (рифтовая зона Северного моря) развитие рифтов происходит на фоне общего опускания. Местами внутри рифтовой зоны возникают сводо- и горстообразные поднятия, достигающие в отдельных случаях огромной высоты (до 4- 5 км в блоке Рувензори в Танганьикской зоне). С внутренними поднятиями связаны гравитационные максимумы, и их выдвигание носит антиизостатический характер. Щелевые рифтовые зоны характеризуются относительно слабыми, локальными и эпизодическими проявлениями вулканизма или полным их отсутствием. По этому признаку среди них можно выделить слабовулканические (Танганьикская, Верхнерейнская) и невулкаиические зоны (средний сегмент Байкальского рифтового пояса). Центры извержений приурочиваются к седловинам между четковидно расположенными грабенами, их прибортовым ступеням, краевым поднятиям и другим приподнятым участкам. Петрохимически вулканизм близок к сводово-вулканическим зонам, но здесь чаще присутствуют крайне щелочные серии (натриевые или калиевые) и карбонатиты. Вулканическая активность может проявляться на разных стадиях рифтогенеза.

Процесс формирования щелевых зон начинается с заложения узких линейно вытянутых грабенов (обычно приуроченных к древним ослабленным зонам), заполняемых первоначально тонкообломочными («молассоидными»), а также карбонатными и хемогенными осадками, которые впоследствии сменяются более грубообломочными континентальными молассами. Этот формационный ряд, а также геоморфологические данные показывают, что интенсивный рост краевых и внутренних поднятий начался позднее заложения грабенов, а местами еще не проявился. Концепция возникновения рифта в результате обрушения свода к щелевым рифтовым зонам неприменима. Эти зоны более сейсмичны, чем сводово-вулканические. Амплитуда горизонтального растяжения в них может быть большей, чем в последних, но, по-видимому, обычно не превышает 5-10 км. В грабенах щелевых рифтовых зон, очевидно, происходит значительная «утечка» тепловой энергии. В некоторых щелевых зонах, помимо раздвиговой, имеется сдвиговая компонента. В Левантинской зоне последняя, по-видимому, значительно превосходит поперечное растяжение, а на отдельных ее участках горизонтальная деформация приближается к чистому сдвигу.

В рифтовых поясах и зонах молодых складчатых сооруженийрифтообразование следует за геосинклинальным циклом развития, являясь непосредственным продолжением его заключительного, орогенного этапа. В процессе рифтогенеза в этих зонах нередко возникает система из узких, но весьма протяженных (до многих сотен километров) взаимопараллельных грабенов, разделенных соизмеримыми с ними узкими горстами или односторонними горстами (рифтовая система Кордильер). Амплитуды относительного перемещения блоков по разделяющим их нормальным наклонным сбросам достигают 2-5 км. Наряду с общим значительным горизонтальным растяжением могут иметь место значительные сдвиговые деформации (например сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии). Формирование рифтогенных структур предваряется и сопровождается исключительно мощными извержениями магмы известково-щелочного ряда, как кислой, так и основной. Питание вулканов происходило из очагов разной глубинности, располагавшихся как в верхней мантии (очаги базальтового вулканизма), так и в коре (очаги липарито-дацитового вулканизма). Рассредоточенность растяжения и сопутствующего вулканизма в пределах очень широкой полосы с многочисленными грабенами в некоторых эпиорогенных рифтовых зонах, очевидно, связана с тем, что рифтогенез развивается в условиях более «прогретой» и «пластичной», а в верхней части - раздробленной литосферы по сравнению с относительно «жесткой» и «холодной» литосферой эпиплатформенных рифтовых зон.

Трансформеные разломы

Срединно-океанские хребты и в меньшей степени абиссальные равнины расчленены, как правило, перпендикулярно к их простиранию разломами, получившими в 1965 г. от Дж. Вилсона название трансформных. Эта разломы расчленяют срединные хребты и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга. Амплитуда смещения составляет сотни километров и может превышать для отдельного разлома 1000 км (разлом Мендосино в северо-восточной части Тихого океана), а по зоне сближенных разломов типа экваториальной зоны разломов в Атлантике или зоне Элтанин в юго-восточной части Тихого океана достигает 4000 км. При отсутствии поблизости осей спрединга, как в северо-восточной части Тихого океана, амплитуда разлома устанавливается по смещению одноименных магнитных аномалий.

На первый взгляд, трансформные разломы представляют собой сдвиги, но, как показал Вилсон, они принципиально отличаются от сдвигов тем, что противоположно направленное смещение их крыльев наблюдается лишь на участке, соединяющем оси спрединга. За его пределами оба крыла движутся в одну сторону, хотя скорость этого движения может несколько отличаться. Эта особенность трансформных разломов очень скоро была подтверждена сейсмологами, обнаружившими, что землетрясения происходят вдоль этих разломов только на участках между осями спрединга - pppa.ru. Позднее прямые наблюдения с подводных обитаемых аппаратов над зеркалами скольжения принесли дополнительное подтверждение теории Вилсона. За пределами сейсмически активных участков трансформные разломы являются как бы мертвыми и представляют лишь следы бывших смещений, зафиксированные в древней коре.

Трансформный разлом Чарли-Гиббс в Северной Атлантике, его выражение в подводном рельефе и сейсмичности. Фокальные механизмы указывают на правосторонний сдвиг. Изобаты в метрах (по Р. Сирлу, 1988).

Траектории трансформных разломов не только перпендикулярны срединным хребтам, но и следуют вдоль малых кругов, проведенных относительно полюсов раскрытия (что и дает возможность, как указывалось, устанавливать положение этих полюсов), а направление скольжения вдоль них отвечает направлению движения плит, разделенных смещаемой осью спрединга. Но за пределами сейсмоактивного участка простирание разлома может отклоняться от простирания малого круга, и чем дальше от этого участка, тем больше. Это означает, что в более раннее время положение полюса раскрытия и направление движения плит могли отличаться от современных.

Морфологически трансформные разломы выражены уступами, иногда высотой более 1 км, и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км в гребневой зоне хребта и до 0,5 км на его флангах. Относительно поднятым всегда оказывается крыло разлома, сложенное более молодой литосферой, что соответствует закономерности Слейтера - Сорохтина о погружении литосферы с возрастом. Уступы трансформных разломов нередко дают хорошие обнажения разрезов океанской коры и верхов мантии, удобные для драгирования и наблюдений с подводных аппаратов.

Вдоль трансформных разломов наблюдаются проявления вулканической деятельности, гидротермы и протрузии серпентинизированных пород мантии.

Трансформные разломы различаются по своему масштабу и значению. Прежде всего выделяется категория крупнейших разломов. В.Е. Хаин предложил именовать их магистральными, а Ю.М. Пущаровский - трансокеанскими, они пересекают океан от края до края, не только срединные хребты, но и абиссальные равнины, и могут продолжаться в пределы смежных материков. Протяженность подобных разломов нередко составляет несколько тысяч километров, например разломов-гигантов северо-восточной чисти Тихого океана - Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон, а расстояние между ними - порядка тысячи километров.

Такие разломы известны во всех океанах: в Тихом - помимо названных разлом (зона разломов) Элтанин в юго-восточной его части, в Атлантическом - разломы Чарли - Гиббс, Азоро-Гибралтарский, разломы экваториальной зоны: Вима, Чейн, оманш, разломы Риу-Гранди и Фолклендско-Агульясским, в Индийском - Оуэн на северо-западе, в Северном Ледовитом - Шпицбергенский разлом. Эти разломы в наибольшей мере отвечают исходным представлениям Дж. Т. Вилсона. Они делят океаны на сегменты, раскрывавшиеся в разное время. Например, Атлантика к югу от Азоро-Гибралтарского разлома начала раскрываться еще в конце средней - начале поздней юры, а к северу - лишь в начале мела.

Ущелья вдоль магистральных разломов местами достигают довольно значительной ширины и большой глубины, превышающей обычную глубину абиссальных равнин, это внутриплитные или трансформные желоба; один из них, желоб Романш в Экваториальной Атлантике имеет глубину 7728 м. Существование таких желобов, несомненно, свидетельствует о проявлении некоторого растяжения поперек желоба - pppa.ru. На других участках тех же разтломов могут наблюдаться, напротив, следы сжатия с надвиганием одного крыла разлома на другой, например вдоль разлома Элтанин в Тихом океане. В этих случаях породы более глубоких слоев океанской коры и даже верхней мантии могут оказаться залегающими гипсометрически выше пород верхних слоев коры, например перидотиты и габбро выше базальтов.

Хороший пример смены растяжения сжатием по простиранию одного и того же разлома дает Азоро-Гибралтарский разлом. На западе, близ срединного хребта н в районе Азорского архипелага преобладает растяжение; оно даже привело к некоторому спредингу и образованию микроплиты, получившей название Азорской. На востоке картина обратная: вместо растяжения сжатие, проявленное в образовани банки Горриндж против побережья Португалии, с надвиганием южного крыла разлома на северное. Таким образом, на западе наблюдается сдвиго-раздвиг, или транстенсия (transtension - pppa.ru), а на востоке - сдвиго-надвиг, или транспрессия (transpression) по выражению английских геологов. Эти изменения, несомненно, связаны с изменениями в расположении полюсов вращения литосферных плит.

Детальные исследования зон разломов Центральной Атлантики, проведенные в последние годы отечественными (под руководством Ю.М. Пущаровского) и западными экспедициями, показали, что действительная структура этих зон еще более сложна, чем это предполагалось ранее. Выяснилось, в частности, что эти зоны фактически состоят из нескольких квазипараллельных, нередко кулисообразно подставляющих друг друга разломов и гряд между этими разломами, несколько отличающихся по простиранию, и что растяжение и сжатие сменяют одно другое не только вдоль зоны, но и поперек ее простирания.

Кроме магистральных разломов существует еще по крайней мере три порядка трансформных разломов меньшего масштаба. Наиболее крупные из них пересекают срединные хребты примерно через 100-200 км и продолжаются на некоторое расстояние в пределы абиссальных равнин. азломы следующей по значению категории не выходят за пределы срединных хребтов и отстоят друг от друга на десятки километров. Наконец, более мелкие разломы пересекают лишь гребневые зоны и рифтовые долины.

Недавно установлено любопытное явление прорастания, или пропагации, оси спрединга по простиранию, за ограничивавший ее трансформный разлом. Это приводит к появлению в соседнем сегменте новой оси спрединга рядом с прежней. В конце концов старая ось спрединга может отмереть, произойдет перескок активной оси спрединга в новое положение.

Как само образование трансформных разломов служит цели приспособления положения оси спрединга к ее изгибу под влиянием изменившегося направления смещения литосферных плит, так и перескоки и прорастание осей спрединга также связаны с перестройками в относительных перемещениях этих плит.

В последние годы обнаружено, что на отдельных довольно протяженных (до 300 км) отрезках Восточно-Тихоокеанского поднятия и Срединно-Атлантического хребта хорошо выраженные трансформные разломы отсутствуют, а сегментация хребта осуществляется таким образом, что ось спрединга распадается на отдельные небольшие, несколько криволинейные отрезки, кулисообразно заходящие друг на друга. Русский геофизик А.И. Шеменда сумел экспериментально воспроизвести подобную структуру.

Океанские плиты, их структуры

ТЕКТОНИКА ПЛИТ, новая глобальная тектоника (a. plate tectonics; н. Plattentektonik; ф. tectonique globale; и. tectonica en placas), - reoдинамич. теория, объясняющая движения, деформации и сейсмич. активность верхней оболочки Земли. Т. п.- совр. вариант концепции МОБИЛИЗМА. Осн. положения Т. п. сформулированы в 1967-68 группой амер. геофизиков - У. Дж. Морганом, К. Ле Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей амер. учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов, предвосхищенных англ. геологом А. Холмсом в 1931 и англ. учёным О. Фишером в кон. 19 в., а также нем. учёным А. Вегенером в его гипотезе дрейфа материков (1912).

Осн. положения Т. п. сводятся к следующему. ЛИТОСФЕРА подстилается менее вязкой АСТЕНОСФЕРОЙ, которая устанавливается по данным сейсмич. и магнитотеллурич. исследований (снижение скорости распространения сейсмич. волн и электрич. сопротивления). Литосфера разделена на огранич. число больших (7) и малых плит, границы к-рых проводятся по сгущению очагов землетрясений. К числу крупных плит принадлежат: Тихоокеанская, Евразиатская, Северо-Американская, Южно-Американская, Африканская, Индо-Австралийская, Антарктическая (рис.), Литосферные плиты, движущиеся по астеносфере, обладают жёсткостью и монолитностью; испытывают взаимные горизонтальные перемещения трёх типов: а) расхождение (дивергенцию) в осевых зонах срединно-океанич. хребтов, б) схождение (конвергенцию) по периферии океанов, в глубоководных желобах, где океанские плиты пододвигаются под континентальные или островодужные, в) скольжение вдоль т. н. ТРАНСФОРМНЫХ РАЗЛОМОВ. Все эти типы смещений устанавливаются по сейсмич. данным (определение механизмов смещений в очагах землетрясений). Расширение - спрединг ложа океанов в связи с расхождением плит вдоль осей срединных хребтов и рождение новой океанской коры компенсируются её поглощением в зонах поддвига - субдукции океанской коры в глубоководных желобах, благодаря чему объём Земли остаётся постоянным. Движение плит по поверхности астеносферы подчиняется теореме Л. Эйлера, описывающей траектории взаимного перемещения сопряжённых точек на сфере как дуги окружностей, проведённых относительно некоторых полюсов вращения; последние расположены на пересечении поверхности Земли осью, проходящей через центр Земли. Причина перемещения литосферных плит - тепловая конвекция в мантии Земли.

Эти положения в последующие два десятилетия прошли экспериментальную проверку в ходе начатого в 1968 глубоководного бурения с амер. н.-и. судна "Гломар Челленджер", подтвердившего образование океанов в процессе спрединга, в результате исследований рифтовых долин срединных хребтов, дна Красного м. и Аденского зал. со спускаемых подводных аппаратов, также установивших реальность спрединга и существование пересекающих срединные хребты трансформных разломов, и, наконец, в изучении совр. движений плит разл. методами космич. геодезии (результаты носят предварит, характер). Вместе с тем выяснилась большая, чем предусматривалась исходной теорией, сложность процессов взаимных перемещений плит (спрединга, субдукции), существование внутриплитных деформаций и магматизма, не объясняемых этой теорией, расслоенности плит по вертикали с дифференциальными смещениями слоев, неясность характера конвекции в мантии и др. Нек-рые полагают, что астеносфера не имеет сплошного распространения; по сейсмич. данным выяснено существование астеносферных слоев внутри литосферы. Не получило объяснения в Т. п. периодич. изменение интенсивности тектонич. движений и деформаций, существование устойчивой глобальной сети глубоких разломов и нек-рые др. Остаётся открытым вопрос о начале действия Т. п. в истории Земли, поскольку прямые признаки плитно-тектонич, процессов (офиолиты как показатели спрединга, пояса метаморфизма высоких давлений как показатели субдукции) известны лишь с позднего протерозоя - рифея. Тем не менее нек-рые исследователи признают проявление Т. п. начиная с архея или раннего протерозоя. Из др. планет Солнечной системы нек-рые признаки Т. п. усматриваются на Венере. С позиций Т. п. находят объяснение палеогеогр. эволюция земной поверхности, разнообразие магматич. серий и проявлений регионального метаморфизма, разнообразие осадочных формаций, размещение разл. типов п. и.

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА (a. tectonic structure; н. tektonische Struktur; ф. structure tectonique; и. estructura tectonica) -

1.      Распределение горн. пород разл. состава и возраста и изменение условий их залегания в пределах определённого региона страны, континента, океана, земной коры в целом.

2.      Геол. тело, типичная форма залегания г. п. разл. состава и возраста, повторяющаяся в разных регионах и созданная тектонич. силами. Т. с. изучается геол. картированием, геофиз. методами, в особенности сейсморазведкой, а также бурением. Т. с. во втором смысле (т. е. структурные формы) изучаются и классифицируются СТРУКТУРНОЙ ГЕОЛОГИЕЙ, имеющей дело с малыми и средними формами (до 10 км в поперечнике), и ТЕКТОНИКОЙ, рассматривающей крупные формы (св. 100 км), Первые наз. ещё гектонич. нарушениями, или дислокациями, и разделяются на складчатые, инъективные и разрывные. Ко вторым относятся АНГИКЛИНОРИИ и СИНКЛИНОРИИ (в складчатых областях), АНТЕКЛИЗЫ, СИНЕКЛИЗЫ и АВЛАКОГЕНЫ, щиты, плиты, перикратонные опускания (на платформах) и, наконец, складчатые ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ПОЯСА, ОРОГЕНЫ, ПЛАТФОРМЫ, КОНТИНЕНТЫ, океаны, подводные окраины континентов - пассивные и активные, СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ, океанские плиты, а также ГЛУБИННЫЕ РАЗЛОМЫ континентов, РИФТЫ, ГРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ, шарьяжи. Все эти крупные Т. с. охватывают, как правило, всю земную кору и даже литосферу, поэтому называются ещё глубинными Т. с.

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ (a. tectonic movements, diastrophic movements, diastrophism; н. tektonische Bewegung; ф. mouvements tectoniques, mouvements geologiques, diastrophjsme terrestre; и. movimjentos tectonicos) - движения земной коры, вызванные процессами, происходящими в её недрах. Осн. причиной Т. д. считаются конвективные течения в мантии, возбуждаемые теплом распада естественно-радиоактивных элементов и гравитационной дифференциацией её вещества (относит, их роль является спорной), в сочетании с действием силы тяжести и стремлением литосферы к гравитационному равновесию по отношению к поверхности астеносферы. Над восходящими ветвями конвектианых течений литосфера испытывает подъём и растяжение, приводящее к раздвигу плит в возникающих рифтовых зонах. С удалением от срединно-океанич. рифтов литосфера уплотняется, тяжелеет, поверхность её опускается, что объясняет увеличение глубины океана, и в конечном счёте погружается в глубоководных желобах. В континентальных рифтах затухание восходящих потоков разогретой мантии ведёт к охлаждению и погружению литосферы с образованием бассейнов, заполняемых осадками. Под нагрузкой осадков основание бассейнов испытывает дополнит, погружение. Аналогичный процесс происходит на окраинах континентов, когда континентальный РИФТОГЕНЕЗ переходит в океанский. В зонах схождения и столкновения плит кора и литосфера испытывают сжатие, мощность коры возрастает и, в сипу стремления её к изостатич. равновесию, начинаются интенсивные восходящие движения, ведущие к горообразованию. Дополнит, фактор, вызывающий поднятие отд. участков земной коры, - инверсия плотностей на разных уровнях в коре, выражающаяся в залегании пород меньшей плотности под породами большей плотности. Такие условия возникают в случае залегания в осадочном слое коры соленосных толщ или в случае достижения породами на глубине уровня регионального метаморфизма амфиболитовой фации и гранитизации, ведущих к разуплотнению пород. В первом случае образуются соляные купола, во втором - гранитогнейсовые купола

Т. д. могут стимулироваться также фазовыми превращениями в мантии Земли, периодич. изменениями скорости вращения Земли и твёрдыми приливами, вызываемыми притяжением Луны и Солнца; последние могли иметь существ, значение на ранних стадиях развития Земли.

Совр. Т. д. изучаются геодезич. методами (повторное нивелирование, триангуляция, трилатерация, лазерные измерения, методы космич. геодезии), показывающими, что они происходят непрерывно и повсеместно. Скорость вертикальных движений составляет от долей до первых десятков мм, горизонтальных на порядок выше - от долей до первых десятков см в год. Новейшие движения изучаются преим. геоморфологич. методами, поскольку именно они ответственны за создание осн. черт совр. рельефа земной поверхности. В то же время в областях нисходящих вертикальных движений, в пределах внутр. и краевых морей и подводных окраин континентов, об амплитуде скорости этих движений можно судить по мощности (толщине слоя) накапливающихся осадочных отложений. При изучении доолигоценовых вертикальных, а отчасти и горизонтальных движений метод анализа распределения фаций и мощностей осадочных и вулканогенных отложений становится ведущим, поскольку доолигоценовый рельеф сохраняется лишь на огранич. участках, обычно в погребённом виде. Большое значение для восстановления крупномасштабных перемещений литосферных плит имеют данные палеомагнитных исследований, а для последних 180-160 млн. лет (времени существования совр. океанов) - картирование линейных магнитных аномалий, отвечающих изохронам океанского ложа (расстояние между ними даёт возможность рассчитать скорость расширения океана).

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДЕФОРМАЦИИ (а. tectonic deformations; н. tektonische Verformungen; ф. deformations tectoniques, deformations structurales, dislocations tectoniques; и. deformaciones tectonicas) - изменения в условиях залегания, текстуре и структуре г. п. земной коры и верх. мантии, вызываемые механич. усилиями, порождаемыми напряжениями в литосфере. Характер деформаций зависит от реологич. свойств (вязкости) пород, времени действия, ориентировки и величины напряжений, темп-ры, давления, присутствия флюидов. Следствием Т. д. являются тектонич. нарушения, или дислокации, к-рые разделяются на три класса: разрывные (дизъюнктивные), складчатые (пликативные) и инъективные.

Среди разрывных дислокации одни образуются в условиях растяжения - СБРОСЫ, другие в условиях сжатия - ВЗБРОСЫ, НАДВИГИ, ПОКРОВЫ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ (шарьяжи), третьи - в условиях скалывания - СДВИГИ. Среди складчатых дислокации различают СКЛАДКИ горных пород продольного и поперечного изгиба, а также скалывания; первые образуются под действием вертикально ориентир. сил, вторые и третьи - горизонтальных (тангенциальных) сил. Инъективные дислокации связаны с внедрением в породы осадочного слоя земной коры магмы или осадочных или метаморфич. пород аномально малой плотности или вязкости - солей, глин, гнейсов.

Т. д. проявляются в земной коре неравномерно в пространстве и во времени. В пространстве они наиболее интенсивные в зонах схождения (конвергенции) и столкновения (коллизии) литосферных плит, т. е. в геосинклиналь ноорогенных поясах, где в наибольшей степени проявляется тангенциальное сжатие. Резко возрастает интенсивность Т. д. на глубине, в условиях повышенных темп-р и активности флюидов, при региональном метаморфизме. Вблизи поверхности к действию глубинных сил присоединяется непосредственное действие силы тяжести, способствующее складчатым и шарьяжным гравитационным деформациям. Во времени Т. д. наблюдаются, особенно в пределах отд. регионов, в виде чередования эпох затухания Т. д. с более короткими эпохами и фазами их наиболее активного проявления (эпохи и фазы тектогенеза). Наиболее древние породы Земли - катархейские и архейские, везде испытавшие метаморфизм, деформированы также повсеместно; раннепротерозойские и более молодые - лишь в наиболее подвижных поясах Земли, т. е. в зонах конвергенции и коллизии ПЛИТ.

Понятие о микроконтинентах

Микроконтиненты - совершенно особый тип поднятий. Микроконтиненты могут прилегать к подводной окраине континентов, представляя как бы глубоко опущенную часть шельфа - так называемые краевые плато, либо отделяться от континента узким желобом с океанической корой, либо более широким (многие сотни, даже более тысячи километров) океанским пространством. B пределах дна океанических впадин встречаются крупные участки дна с материковым типом земной коры. Значительные площади развития гранитного слоя наблюдаются в Северном Ледовитом океане.

Микроконтиненты - поднятия, которые подстилаются континентальной корой. Они обладают выровненной поверхностью, лежащей на глубинах 2-3 км и менее, и морфологически выражены подводными плато с банками или островами в наиболее повышенной части. Обнажения на этих островах, драгирование на уступах плато, сейсмические исследования и в отдельных случаях бурение показывают, что в основании этих плато залегает континентальная кора с её гранитно-гнейсовым слоем. Мощность этой коры обычно не превышает 25-30 км. К их числу относят Новозеландское плато в Тихом океане, хребет Ломоносова в Северном Ледовитом океане. Возраст континентальной коры от раннедокембрийского (Хаттон-Роколл) до мезозойского (Новозеландского плато).

Погружение (опускание) блоков континентальной коры, несмотря на ее пониженную плотность, наблюдается широко. Tак все-же есть ли базификация континентальной коры и каков масштаб явления?

По мнению В.В. Белоусова подъём из астеносферы огромных масс базальтового расплава вызывает его внедрение в кору, включая континентальнyю. Kонтинентальнaя корa в зоне растяжения может распадаться на отдельные глыбы, мелкие глыбы в конечном счёте испытывают расплавление и растворение в базальте, порождая субконтинентальную кору. Начальную стадию подобного процесса можно усматривать в образовании «переходной» коры, подстилающей континентальные склоны и подножия в полосе не более 100-120 километров.

По данной гипотезе (ссылка на американского геолога А. Мейерхофа) приводится пример растворения континентальной литосферы в срединно-океанических хребтах - А. Мейерхоф указывает, что на гребне срединно-океанического хребта в Атлантике на 45o с.ш. значительную площадь занимают такие породы континентальной коры, как гнейс, гранито-гнейс, гранит и др.пределах континентального склона пассивных окраин отмечено постепенное утонение фундамента континентальной коры. Предполагают, что здесь он дробится на блоки, погружающиеся в поле более молодых базальтов. Фрагментация нередко выражена в рельефе дна: оторванные от края части шельфа образуют крупные подводные плато. Наиболее известны подводные плато (Блейк, Мазарган, Эксмут, Седана и др).

“Диффузный” спрединг и наличие блоков с континентальной корой характерны для окраинных морей (Японскоe морe). Таким образом, существуют моря, в которых не произошло полного разрыва континентальной коры, а возникла кора «переходного» типа.

В окраинно-континентальных обстановках кора «переходного» типа может возникать двумя способами:

Первый из них близок к способу образования внутриконтинентальных систем. Он состоит в заложении или реанимации рифта, простирающегося вдоль континентальной окраины или активизации краевой части древней платформы. Этот рифт развивается вначале в континентальных условиях, а затем превращается в окраинное море либо с утонённой и переработанной континентальной корой (субокеанской), либо с настоящей океанской корой. Отделённая же этим окраинным морем пластина континентальной коры образует микроконтинент. Пример Японского моря включает зоны более ранней - « байкальской» и позднекиммерийской консолидации. B пределах Японского моря сохранилась погруженная глыба континентальной коры - подводная возвышенность Ямато. Образование Японского моря произошло в результате отделения Японских о-вов от материка 25 - 15MA. При этом огромную роль в предшествующие этапы, особенно в мелу, играли сдвиги.

Второй путь образования окраинно-материковой системы не за счёт континента, а за счёт океана, в связи с чем могут образоваться и внутриокеанские мopя. Основу этого развития составляет зарождение на океаничeской коре, как правило вдоль разлома, часто трансформного, вулканической островной дуги. Доказательством её внутриокеанского происхождения может служить химический состав и петрографический анализ.

Отделение от океана части пространства с океанической корой, образование окраинного моря другого типа характеризуется примером возникновения в конце мела Алеутской островной дуги с обособлением её в тылу впадины Берингова моря.астяжениe в зоне окраинных морей компенсируется сжатием по периферии. Это сжатие связанно с функционированием подвигов, сейсмофокальных зон Беньофа. Начало этой стадии совпадает с прекращением общего расширения и переходом к преобладанию сжатия вдоль зон Беньофа.

Зоны субдукции и островные вулканические дуги в случае наличия микроконтинента могут возникать в следующих сочетаниях:

По одной стороне микроконтинента, т.е. со стороны океана (наиболее обычное положение)

По обеим сторонам микроконтинента. Т.е. со со стороны океана и континента, или окраинного моря, над более древней дугой, образованной в предыдущую стадию.

В эту стадию проявления толеит-базальтового вулканизма сменяется в основном адезитовым. Большую роль начинает играть пирокластический материал, образуются вулканогенные обломочные толщи. Проявление интрузивного вулканизма выражается в образовании относительно небольших плутонов (штоков) гранитоидов, в химическом составе которых натрий всё ещё преобладает над калием; это кварцевые диориты, тоналиты, гранотоиды. Отсюда определяется, какая часть верхней мантии вовлечена в дифференциацию, так как ранее эмпирически было просчитано, что для образования таких литофильных элементов, как натрий, требуется подъем мантийного материала с глубины 180 км в сравнении с калием - 130 км (последняя цифра особенно выразительно указывает на связь состава материковой земной коры с очень глубокими недрами Земли).

К экзоконтактам плутонов (штоков) гранитоидов приурочены месторождения магнетитовых и некоторых других руд. Установлено на примере современного «андезитового кольца» вокруг Тихого океана, что очаги андезитообразования лежат над участками зон субдукции глубиной 100=150 км. Возникновение андезитовых расплавов рассматривается по-разному: либо как результат подтока снизу вдоль разлома растворов щелочей и кремнезёма, способствующих плавлению мантии в висячем крыле зоны Беньофа, либо как продукт переплавления затянутой в зону подвигов океанской коры, испытавшей эклогитизацию в связи с погружением на большие глубины. Там, где зоны Беньофа наклонены под континенты, андезиты могут генерироваться за счёт контаминации мантийной магмой древней континентальной коры.

Магнитное поле ложа океанов

Магнитное поле является одной из наиболее ярких геофизических характеристик дна Мирового океана. Оно отличается от магнитного поля континентов простым и закономерным строением, грандиозной системой полосовых, «зебровидных» линейных аномалий, не имеющих прямых аналогов на континентах. Такие необычные полосовидные аномалии магнитного поля были впервые обнаружены над срединно- океаническими хребтами, а позже и в прилегающих глубоководных котловинах. Приведём некоторые особенности магнитного поля Мирового океана. Структура поля состоит из упорядоченной системы чередующихся положительных и отрицательных линейных аномалий, вытянутых субпараллельно осям срединно-океанических хребтов. Однотипные аномалии располагаются на одинаковом расстоянии от осевой зоны хребтов, образуя билатеральную систему симметрии. Линейно-параллельная структура магнитного поля осложняется поперечными смещениями аномалий, которым соответствуют трансформные разломы.

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/>.

Вулканизм современных островных дуг начался от 10 до 40 млн. лет назад. Некоторые островные дуги наложились на более древние дуги. Различают островные дуги, возникшие на океанической (энсиматические островные дуги, например Алеутская и Марианская дуги) или континентальной (энсиалические островные дуги, например Новая Каледония) коре. Островные дуги расположены вдоль границ сближения литосферных плит <http://www.mining-enc.ru/p/plita/>. Под ними располагаются глубинные сейсмофокальные зоны (зоны Заварицкого - Беньоффа), уходящие наклонно под островными дугами на глубину до 650-700 км. Вдоль этих зон океанические литосферные плиты погружаются в мантию. С процессом погружения плит и связан вулканизм островных дуг. В зонах островных дуг формируется новаяконтинентальная кора <http://www.mining-enc.ru/k/kontinentalnaya-kora/>. Вулканические комплексы, не отличимые от вулканических пород современных островных дуг, обычны для фанерозойских складчатых поясов, которые, очевидно, возникли на месте древних островных дуг. С островными дугами связаны многочисленные полезные ископаемые: медно-порфировые руды <http://www.mining-enc.ru/r/ruda/>, стратиформные сульфидные свинцово-цинковые залежи типа куроко (Япония <http://www.mining-enc.ru/ya/yaponiya/>), руды золота; в осадочных бассейнах - преддуговых и тыловодужных - известны скопления нефти <http://www.mining-enc.ru/n/neft/> и газа <http://www.mining-enc.ru/g/gazy-prirodnye-goryuchie/>.

Окраинные моря - это моря, которые характеризуются свободным сообщением с океаном и, в ряде случаев, отделённые от них цепью островов или полуостровами. Хотя окраинные моря лежат на шельфе, на характер донных отложений, климатический и гидрологический режимы, фауну и флору этих морей сильное влияние оказывает не только материк, но и океан. Окраинным морям присущи океанские течения, которые возникают благодаря океаническим ветрам. К морям такого типа относятся, например, Берингово, Охотское, Японское, Восточно-Китайское, Южно-Китайское, Карибское моря.

Сейсмофокальные зоны являются активными структурами области перехода от континента к океану, которые определяют процессы формирования и развития системы островных дуг, а также размещение гипоцентров землетрясений, очагов магмообразования и металлогенических провинций. Не случайно к ним привлечено внимание исследователей разных специальностей.

В работе развивается новый взгляд на природу сейсмофокальной зоны, альтернативный внедренной литосферной плите. Пользуясь основными положениями теории дислокаций, проведена крупномасштабная аналогия с образцом и очагом сильного землетрясения, которые находятся под воздействием сил сжатия и растяжения. В результате действия этих сил образуется система максимальных касательных напряжений в двух взаимно-перпендикулярных плоскостях, наклоненных под углом 450 к действующим силам. В качестве такого крупномасштабного образца принята вся зона перехода. С этих позиций сейсмофокальная зона представляется системой сверхглубинных разломов, находящихся в постоянном поле максимальных касательных напряжений, и является одной из нодальных плоскостей теории дислокаций. Система глубинных разломов должна тонко реагировать на изменение термодинамических условий и может способствовать развитию в зоне различных физико-химических процессов. Сейсмофокальная зона является постоянным энергетическим «каналом», влияющим на формирование и развитие структур переходной зоны от континента к океану.

Особая роль сейсмофокальной зоны в формировании и развитии структур переходной области от континента к океану проявляется в местах ее пересечения со слоями тектоносферы с разными физическими свойствами. В слоях повышенной скорости эта энергия будет постоянно накапливаться и может достичь предельных значений, которые приведут к подвижке отдельных блоков, т.е. к землетрясению. А в астеносферных слоях пониженной скорости (пониженной вязкости) эта энергия будет релаксировать, повышая температуру слоя и, в конечном счете, может приводить отдельные его участки до состояния частичного плавления.

Весьма примечательно, что Курило-Камчатская островная дуга и вулканические цепи, располагаются над областью пересечения астеносферного слоя (на глубине 120-150 км) сейсмофокальной зоной. Аналогичная область пересечения с сейсмофокальной зоной наблюдается и под Охотской котловиной, где отмечена область частичного плавления {Гордиенко и др., 1992).

Выполненные многими исследователями (Kamiya et al., 1989; Suetsugu, 1989; Gorbatov et al., 2000) томографические построения показали, что высокоскоростные области, проникающие на глубину 1000 и более километров, являются непосредственным продолжением сейсмофокальных зон. Предполагается, что они могли образоваться в результате мощного геодинамического стресса (расширения Земли или резкого изменения ее ротационного режима) по всей периферии Тихого океана. Эти сверхглубинные разломы, особенно на первых этапах, могли быть источником тяжелого мантийного материала и флюидов, которые, претерпевая различные фазовые превращения, могли быть питательной средой при формирования земной коры и верхней мантии. А на поздних этапах тяжелое вещество мантии могло «застыть» в пределах глубинных разломов. Не исключено, что сейсмофокальная зона является высокоскоростной средой именно по причине подъема по разломам тяжелого вещества.

Таким образом, система глубинных разломов, ассоциирующаяся с сейсмофокальной зоной, может иметь более сложный характер: с одной стороны (снизу) являться каналом для поступления в верхнюю мантию тяжелого вещества; с другой стороны система глубинных разломов, меньшей мощности, может постоянно подпитываться энергией, так как сама сейсмофокальная зона является «энергетическим каналом» за счет постоянного взаимодействия континентальных и океанических структур, находящихся в условиях сжатия.

М.В. Авдуловым (1990) показано, что в литосфере и верхней мантии происходят разнообразные фазовые переходы. Причем эти фазовые переходы имеют тенденцию к уплотнению структуры среды. Особенно интенсивно процессы фазовых превращений происходят в зонах разломов по причине нарушения в них термодинамического равновесия. Таким образом, система глубинных разломов, в результате длительного действия фазовых превращений с уплотнением пространства разломной зоны, могла превратить систему глубинных разломов в структуру, похожую на наклонную высокоскоростную плиту.

Приводятся сейсмологические и геолого-геофизические данные, которые не могут быть объяснены с позиций плитовой тектоники. Приводятся результаты экспериментов по математическому (Демин, Жаринов, 1987) и геодинамическому (Гутерман, 1987) моделированию, которые свидетельствуют о том, что данная точка зрения на природу сейсмофокальной зоны может иметь право на существование.

Аккрецио́нная при́зма или аккреционный клин (от лат. <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9B%D0%B0%D1%82%D0%B8%D0%BD%D1%81%D0%BA%D0%B8%D0%B9_%D1%8F%D0%B7%D1%8B%D0%BA> accretio - приращение, увеличение) - геологическое тело, формирующееся в ходе погружения океанической коры <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9E%D0%BA%D0%B5%D0%B0%D0%BD%D0%B8%D1%87%D0%B5%D1%81%D0%BA%D0%B0%D1%8F_%D0%BA%D0%BE%D1%80%D0%B0> в мантию (субдукции <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A1%D1%83%D0%B1%D0%B4%D1%83%D0%BA%D1%86%D0%B8%D1%8F>) во фронтальной части вышележащей тектонической плиты <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A2%D0%B5%D0%BA%D1%82%D0%BE%D0%BD%D0%B8%D0%BA%D0%B0_%D0%BF%D0%BB%D0%B8%D1%82>. Возникает в результате наслоения осадочных горных пород <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9E%D1%81%D0%B0%D0%B4%D0%BE%D1%87%D0%BD%D1%8B%D0%B5_%D0%B3%D0%BE%D1%80%D0%BD%D1%8B%D0%B5_%D0%BF%D0%BE%D1%80%D0%BE%D0%B4%D1%8B> обеих плит и выделяется сильной деформацией нагромождаемого материала, разрушаемого бесконечными надвигами <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9D%D0%B0%D0%B4%D0%B2%D0%B8%D0%B3>. Аккреционная призма располагается междуглубоководным желобом <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%96%D0%B5%D0%BB%D0%BE%D0%B1> и преддуговым бассейном <https://ru.wikipedia.org/w/index.php?title=%D0%9F%D1%80%D0%B5%D0%B4%D0%B4%D1%83%D0%B3%D0%BE%D0%B2%D1%8B%D0%B9_%D0%B1%D0%B0%D1%81%D1%81%D0%B5%D0%B9%D0%BD&action=edit&redlink=1>. В процессе субдукции вдоль границы между плитами более толстая плита деформируется. В результате образуется глубокая трещина - океанический желоб <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9E%D0%BA%D0%B5%D0%B0%D0%BD%D0%B8%D1%87%D0%B5%D1%81%D0%BA%D0%B8%D0%B9_%D0%B6%D0%B5%D0%BB%D0%BE%D0%B1>. Из-за столкновения двух плит в районе желоба действуют огромные силы давления и трения. Они приводят к тому, что осадочные горные породы на дне моря, а также часть слоёв океанической коры срывается с погружающейся плиты и накапливаются под краем верхней плиты, образуя призму. Часто осадочные породы отделяются от её фронтальной части и, переносимые лавинами и течениями, оседают в океаническом желобе. Эти породы, осевшие в желобе, называютсяфлиш <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A4%D0%BB%D0%B8%D1%88>. Обычно аккреционные призмы расположены на границах сближающихся тектонических плит, таких как островные дуги и границы плит кордильерского или андского типа. Они часто встречаются вместе с другими геологическими телами, которые возникают в ходе субдукции. Общая система включает следующие элементы (от желоба к континенту <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9A%D0%BE%D0%BD%D1%82%D0%B8%D0%BD%D0%B5%D0%BD%D1%82>): внешнее вздутие жилы - аккреционная призма - глубоководный желоб - островная дуга или континентальная дуга - задуговое пространство (задуговой бассейн). Островные дуги возникают в результате движения тектонических плит. Они образуются там, где две океанические плиты двигаются навстречу друг другу и где в итоге происходит субдукция. При этом одна из плит - в большинстве случаев более старая, потому что более старые плиты как правило охлаждены сильнее, из-за чего имеют большую плотность - "заталкивается" под другую и погружается в мантию <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9C%D0%B0%D0%BD%D1%82%D0%B8%D1%8F_%D0%97%D0%B5%D0%BC%D0%BB%D0%B8>. Аккреционная призма образует своеобразный внешний предел островной дуги, который никак не связан с её вулканизмом <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%92%D1%83%D0%BB%D0%BA%D0%B0%D0%BD%D0%B8%D0%B7%D0%BC>. В зависимости от скорости прироста и глубины, аккреционная призма может подняться выше уровня моря.

Список литературы

А. М. Городницкий Магнитное поле океана.

В.П. Парначёв ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Вадковский В.Н., Захаров В.С. Внутриплитная сейсмичность: фрактальная размерность и жесткость

Хаин В.Е., Ломизе М.Г. «Геотектоника с основами геодинамики», - МГУ им. Ломоносова, 1995

Боголепов К.В., Чиков Б.М. Геология дна океанов

Гутенберг Б., Рихтер К. Сейсмичность Земли. - М., 1948.,3

Короновский Н.В. Общая геология М.:МГУ, 2002. - 405 с.

Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов. - М.: Научный мир, 2000. - 613 с.