ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ ЗОН ПЕРЕХОДА ОТ ОКЕАНА К МАТЕРИКАМ
Даже беглый взгляд на физическую карту Мира убеждает в том, что переходные области довольно заметно отличаются друг от друга. Одни переходные области имеют наиболее типичный облик, в них представлены и котловина окраинного моря, и островная дуга, и глубоководный желоб. В других имеется лишь глубоководный желоб, который непосредственно примыкает к подножью молодого горного сооружения краевой зоны континента, как это можно видеть у побережий Центральной и Южной Америки. Третьи характеризуются сложным сочетанием нескольких островных дуг; а также нескольких желобов и котловин. Наконец, есть и такие переходные зоны, в которых сохранились лишь реликты свойственных для них морфологических особенностей.
По особенностям строения морских котловин, глубоководных желобов и островных дуг можно выделить 5 типов переходных зон, которые мы предлагаем назвать: 1) Витязевским, 2) Марианским, 3) Курильским, 4) Японским, 5) Средиземноморским (рис. 29).
Витязевский тип.К нему относится область глубоководного желоба Витязя и прилегающий участок Северофиджийской котловины в Тихом океане. Для этой области характерно наличие сравнительно неглубокого (6150 м) желоба и отсутствие островной дуги. К югу от желоба лишь намечается несколько подводных гор, вероятно, вулканов, не образующих единой горной цепи. Существенным отличием является сравнительно слабая сейсмичность и, возможно, слабый вулканизм.
Марианский тип.К нему относятся области, сопряженные с глубоководными желобами Идзу-Бонин, Волкано, Марианским, Тонга, Кермадек. Все желоба очень глубоки — до 11 км. С материковой стороны они обрамлены высокими подводными хребтами, отдельные вулканические вершины которых и образуют цепочки островов. Площадь островов, однако, составляет ничтожную часть от общей площади островной дуги. Котловины, отделяемые от океана глубоководными желобами и островными дугами этого типа, имеют черты строения, аналогичные строению соседних котловин океана: океанический тип земной коры, малая мощность рыхлых осадков, большая (до 6 км) глубина. В глубоководных желобах переходных зон этого типа мощность осадков также невелика. Например, в желобе Тонга она, видимо, меньше 100 м, местами на дне желоба обнажаются коренные породы.
Области описываемого типа характеризуются значительной сейсмичностью, крупными отрицательными гравитационными аномалиями в желобах и положительными в котловинах, проявлениями современного вулканизма.
Курильский тип.Переходные области Курильского типа во многом сходны с Марианским. Отличаются они большими размерами островов и заметным возрастанием мощности коры в котловинах главным образом за счет увеличения мощности осадочного слоя. Под более зрелыми островными дугами появляется гранитный слой. Характерен интенсивный вулканизм с андезитовым составом лав. В целом это очень подвижные в тектоническом отношении области с очень частыми катастрофическими землетрясениями, многочисленными признаками резко дифференцированных и быстрых вертикальных движений земной коры.
Вследствие большой мощности осадков донный рельеф в котловинах заметно выровнен. Положительные аномалии в котловинах несколько меньше, чем в котловинах предыдущего типа. Желобам свойственны большие отрицательные аномалии.
Японский тип.Имеет много общего с переходными областями Курильского типа. В строении переходных областей Японского типа участвуют значительные массивы суши: крупные острова и полуострова, представляющие собой результат слияния нескольких островных дуг разного возраста и сложенные земной корой материкового типа. В сложении некоторых дуг участвуют весьма древние породы — вплоть до протерозоя. Глубоководные желоба несколько мельче, чем желоба
Рис. 29. Схема эволюции переходных зон: А—Витязевский тип (имеется только глубоководный желоб); 5 —Марианский (желоб и островная дуга); В — Курильский (двойная дуга со значительными по размеру островами); Г—Японский (крупные островные и полуостровные массивы; Д—Индонезийский подтип—крупные островные массивы, серпообразно изогнутые дуги; Е— Восточнотихоокеанский подтип (глубоководные желоба примыкают непосредственно к молодым краевым поднятиям на континенте); Ж—Средиземноморский (господствуют материковые структуры, имеются реликты глубоководных желобов и «окна» коры субокеанического типа (7):
1 — внешний хребет; 2 ~- глубоководный желоб; 3 — островная дуга; 4—материковый склон; 5 —суша; 6~ подводные горы
Курильского типа. Земная кора под островными массивами достигает значительной мощности (в Японии до 32 км) и имеет хорошо выраженный гранитный слой. Рельеф островов горный, характерны интенсивный вулканизм и отрицательные аномалии силы тяжести. Желоба имеют резко выраженные отрицательные аномалии.
Среди переходных областей Японского типа по морфологическим особенностям можно выделить еще два подтипа: Восточно-тихоокеанский и Индонезийский. К первому относятся Гватемальская и Перуанско-Чилийская области восточной окраины Тихого океана. Их отличительная особенность - отсутствие внутреннего бассейна (глубоководной котловины) и островной дуги.
Рис 30 Эллинский желоб (1) и Критское море (3) в Средиземноморье. Черным (2) показаны участки желоба глубиной более 5 км (по О. А. Михайлову)
Вместо последней выступают передовые кайнозойские хребты окраины континента. Приэтих условиях в глубоководные желоба поступает особенно много осадочного материала. Это способствует их заполнению и обмелению. По интенсивности вулканизма, вертикальных движений и по сейсмичности области данного типа не уступают Курильским или Японским.
К Индонезийскому подтипу относятся Индонезийская, Карибская и Южноантильская переходные области. Они характеризуются наибольшей сложностью строения. Внутри каждой из них выделяется несколько котловин, глубоководных желобов и островных дуг. В котловинах нередки крупные подводные хребты и возвышенности. Глубоководные желоба встречаются и с внутренней стороны островных дуг. Сами островные дуги имеют различный возраст и в большинстве случаев сильно изогнуты в плане. Вулканизм и сейсмичность здесь так же значительны, как и в областях, отнесенных к предыдущему подтипу.
Еще более сложно устроены переходные области Средиземноморского типа,характеристика которых даны выше (см. гл. 9). Складчатые сооружения образуют здесь острова, полуострова, дислоцированные породы слагают обширные пространства материковых гор и равнин (рис. 30).
Большинство линейно ориентированных поднятий — Альпы, Апеннины и др.— крупные и широкие складчато-глыбовые системы, состоящие из ряда слившихся антиклинориев и горст-антиклинориев. Между ними не всегда расположены моря, нередко это пониженные участки суши более или менее изометричных очертаний. Большинство исследователей-тектонистов считают их срединными массивами, т. е. участками древней складчатости, но не исключено, что некоторые из них сохранили еще под осадочным покровом субокеаническую кору. Примером может служить относительно небольшая мощность коры под Среднедунайской низменностью.
Одним из интересных тектонических процессов, характеризующих рассматриваемый тип переходной зоны, является «зарастание» молодыми покровными складками остаточных бассейнов с субокеанической корой. Этот процесс известен в Южном Каспии, где обнаружен ряд подводных хребтов-антиклиналей, являющихся результатом разрастания современных складок юго-восточной зоны Большого Кавказа и периферии Копетдага.
ГЛАВА 11. МЕГАРЕЛЬЕФ ЛОЖА ОКЕАНА И СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ
Мегарельеф двух планетарных форм рельефа Земли — ложа океанов (талассократонов) и срединных океанических хребтов — целесообразно рассматривать совместно. Это связано главным образом с особенностями орографии каждого из океанов и Мирового океана в целом.
Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5—10 км) и отсутствием гранитного слоя. Срединно-океанические хребты характеризуются особым типом строения земной коры — рифтогенным, на основании чего они и выделяются в качестве особой планетарной формы.
Ложе океана соответствует в структурном отношении океаническим платформам, или талассократонам.
При взгляде на батиметрическую карту любого океана бросается в глаза ячеистость его мегарельефа. Гигантские котловины с относительно ровным или холмистым дном отделяются крупнейшими хребтами, валами, возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На возвышенностях, как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях под типичным базальтовым слоем обнаруживается слой повышенной плотности и поверхность Мохо выделяется нечетко.
Обращает на себя внимание повсеместно большая глубина океанических котловин, которая указывает прежде всего на преобладание отрицательных вертикальных движений на этих участках земной поверхности. Если материки со свойственными им положительными движениями являются преимущественно областями денудации, то океанические бассейны служат областями аккумуляции самого разнообразного осадочного материала.
Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субмеридиональном направлении вздутия земной коры, образующие как бы огромный (до 2000 км в ширину и до 6 км относительной высоты)
Рис. 31. Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта (а) и Восточноафриканской рифтовой зоны (б). Крестиками показано положение рифтовых долин, треугольниками — рифтовых хребтов
свод со сложно расчлененным рельефом склонов и особенно его осевой зоны. В осевой зоне развиты асимметричные хребты, разделенные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 31) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Было доказано, что эти образования — результат разрывных нарушений земной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов получили наименование рифтовых зон.
Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему (рис. 32). Одной из основных геолого-геофизических особенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, является чрезмерно высокое значение скоростей упругих волн в рифтовых зонах. Другая существенная геофизическая особенность зон — высокое значение теплового потока (от 3 до 10 мккал/см2-с). К числу важных черт, характерных для рифтовых зон, следует отнести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приуроченность многочисленных островных и подводных океанических вулканов к гребням и склонам этих хребтов. Все это, а также резкая расчлененность рельефа, указывают на то, что срединно-океанические хребты представляют собой области интенсивного современного горообразования, которые, однако, существенно отличаются по протекающим в них процессам от геосинклинальных областей. Это, видимо, принципиально иной тип горообразования, хотя в последнее время тектонистами предпринимался ряд попыток связать
Рис. 32. Планетарная система срединно-океанических хребтов:
а — подводная окраина материков; б — переходные зоны; в ~ ложе океана; г — срединно-океанические хребты. Цифры на карте; 1 — хр. Гаккеля. 2 — хр. Книповича, 3 — хр. Мона и Кольнбейсей, 4 — хр. Рейкьянес, 5 — Североатлантический хребет, 6 — Южноатлантическнй. 7 — Африкано-Антарктический, 8 — Западноиндийский, 0 — Аравийско-Индинский, 10 — Центральноиндийский, 11 — Австрало-Антарктический. 12 — Южнотнхоокеанский, 13 — Восточнотихоокеанский, 14 — хребты Горда и Хуан-де-фука
воедино горообразование в геосинклинальных областях и в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Анализ образцов коренных пород с хребтов и из рифтовых долин срединно-океанических хребтов показал, что здесь в изобилии представлены ультраосновные породы, главным образом различные перидотиты, которыми нередко сложены целые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты. Отсюда следует, что крупные отторженцы, а возможно и штоки ультраосновных пород в рифтовых зонах проникают в земную кору, смешиваются с базальтовой корой, образуя так называемый меланж. Благодаря этому значительно увеличивается общая плотность коры под рифтовыми зонами.
Обращает на себя внимание обилие серпентинитов в образцах, собранных в рифтовых зонах. Значительное и можно сказать обязательное присутствие серпентинитов говорит в пользу гипотезы, высказанной американским геофизиком X. Хессом еще в 1955 г. Образование серпентина сопровождается выделением тепла и увеличением объема масс на 25—30%. Вполне вероятно, что увеличение объема и возрастание температуры могут вызвать деформации земной коры, ее прорыв и внедрение ультраосновных пород в базальтовый слой. Вполне возможно также, что к таким участкам, где происходит серпентинизация, а, следовательно, и разуплотнение породы, осуществляется подток материала из нижележащей разуплотненной, но все же более плотной зоны мантии. Это создает дополнительные источники давления, направленного вверх, повышения температуры, возможности прорыва ультраосновных масс в верхние слои земной коры и на ее поверхность.
Таким образом, в зонах срединных хребтов, как и в геосинклинальных областях, идет интенсивный процесс горообразования, процесс перестройки структуры земной коры, однако ход его и причины совершенно иные. В геосинклиналях происходят складчатость и гранитизация осадочных пород, которые, как известно, завершаются инверсией рельефа, образованием гигантских горных сооружений на месте бывшего геосинклинального бассейна. Этот процесс каким-то образом связан со сверхглубинными разломами. В рифтовых зонах срединно-океанических хребтов происходит общее вспучивание, а затем и взламывание земной коры, внедрение в нее ультраосновных пород, образование рифтовых структур. Вероятно, рифтогенезу не свойственно складкообразование. Однако некоторые исследователи, например А. В. Пейве, убеждены в том, что срединно-океанические хребты являются складчатыми структурами.
Дата добавления: 2021-02-19; просмотров: 456;