Современные литосферные плиты
Африканская плита . В своей центральной части Африканская литосферная плита соответствует Африканскому континентальному массиву. Западная, южная и восточная окраины плиты располагаются в акваториях Южой Атлантики и западной части Индийского океана. Западная граница плиты проводится по осевой рифтовой долине Южно-Атлантического хребта. На юго-востоке плита граничит с Антарктической литосферной плитой по рифту Западно-Индийского хребта. С Индо-Австралийской литосферной плитой она граничит по системе рифтов Аравийско-Индийского хребта. От Аравийской плиты она отделена рифтами Аденского залива, Красного и Мертвого морей. На севере она граничит с Евразиатской плитой по Критскому желобу и Предтелльскому краевому прогибу. Некоторые исследователи восточную часть Африканской плиты выделяют в качестве самостоятельной Сомалийской плиты. В качестве разделяющей их границы рассматривают Восточно-Африканскую рифтовую систему.
Рис.1. Литосферные плиты Земли. Среди малых плит и микроплит. X - Хуан-де-Фука; Ко - Кокос; К - Карибская, А - Аравийская; Кт - Китайская; И - Индокитайская; О - Охотская; Ф - Филиппинская.
1 - дивергентные границы (оси спрединга), 2 - конвергентные границы (зоны субдукции, реже - зоны коллизии); 3 - трансформные разломы и прочие границы; 4 - векторы «абсолютных» движений литосферных плит (в координатах горячих точек), по Дж. Минстеру, Т Джордану (1978), с дополнениями; максимальная скорость около 10 см/год (из В.Е. Хаина, М.Г. Ломизе, 2005)
Евразийская плита . Соответствует большей части территории Евразиатского континента, а также акватории Северной Атлантики и юго-восточной части Северного Ледовитого океана. Ее западная граница с Северо-Американской плитой проводится по рифтовой долине Северо-Атлантичесого хребта, северная – по хребту Гаккеля. Северо-восточная граница некоторыми исследователями проводится по Момскому рифту, однако ее положение спорно. На востоке границей с Тихоокеанской и Филиппинской литосферными плитами является зона Заварицкого-Беньофа, соответствующая положению желобов: Курило-Камчатского, Японского, Рюкю (Нансей), Филиппинского; южная граница с Африканской литосферной плитой, вероятно, должна быть проведена по Предтелльскому прогибу, Южно-Критскому (Эгейскому) глубоководному желобу. Разломы Южного Тавра и Предзагросский (Месопотамский) краевой прогиб отделяют Евразийскую литосферную плиту от Аравийской литосферной плиты, а система Предсулейманского, Предкиртхарского, Предгималайского и Предараканского краевых прогибов, Зондского и Тиморского глубоководных желобов – от Индо-Австралийской литосферной плиты. В последние годы появились публикации о наличии в составе Евразиатской литосферной плиты нескольких самостоятельных плит – Охотской, Китайской, Индокитайской, Иранской и др., а также серии микроплит в Центральной. Азии и на Тянь-Шане, однако их границы дискуссионные.
Индо-Австралийская плита занимает Индостанский п-ов, восточную часть Индийского океана (Аравийская Центральная, Кокосовая, Западно- и Южно-Австралийские котловины и разделяющие их поднятия), Австралийский континент, Новую Гвинею, Новую Зеландию, моря юго-западной части Тихого океана (Тасманово, Фиджи, Коралловое). Западная и юго-западная граница Индо-Афсралийской литосферной плиты поводится по осевым зонам Аравийско-Индийского, Центрально-Индийского хребтов и Австрало-Антарктического поднятия, где она граничит с Африканской и Антарктической литосферными плитами. Северная граница с Евразиатской литосферной плитой проводится по системе альпийских краевых прогибов, обрамляющих Индостанскую древнюю платформу (Предкиртхарский, Предсулейманский, Предгималайский, Предараканский). Далее на юго-востоке с Евразиатской плитой граница проходит по Зондскому желобу вплоть до Новой Гвинеи. С Тихоокеанской литосферной плитой Индо-Австралийская граничит по желобу Ману севернее о-вов Адмиралтейства, по системе мелких желобов восточнее Соломоновых островов и по желобу Кермадек.
Северо-Американская плита занимает Североамериканский континент, остров Гренландию, северо-западную часть Атлантического океана(Североамериканская, Лабрадорская, Гренландская котловины, Баффиново море), значительную часть Северного Ледовитого океана (котловины Амунсена, Канадская, хр. Ломоносова, Менделеева) а также крайний северо-восток Азии (Чукотка, Карякия). Восточная и юго-восточной границей Северо-Американской плиты являются рифтовые зоны Северо-Атлантического хр. и хр. Гаккеля. Как продолжение этой границы рассматривается полоса рифтов Момского хребта. Северо –Американская плита на этом отрезке граничит с Евразиатской плитой. Западная граница с Тихоокеанской литосферной плитой отчетлива по Алеутскому желобу и предполагается под западным краем Кордильер На юге Северо-Американская литосфенрная плита. отделена разломами и глубоководным желобом от Карибской плиты. Основную континентальную часть Северо-Американской литосферной плиты занимает Северо-Американская древняя платформа, обрамленная на западе структурами Кордильерского сегмента Тихоокеанского пояса, на севере – Арктическим поясом, на юго-востоке – зап. краем Северо-Атлантического пояса. Меньшую площадь занимают океанические впадины обрамления Североамериканского континента.
Южно-Американская плита – соответствует площади Южно-Американского континента и дну акватории юго-западной Атлантики (Гвианская, Бразильская, Аргентинская котловины и разделяющие их поднятия). Значительная часть Южно-Американской литосферной плиты занята Южно-Американской древней платформой. Наибольшей тектонической активностью обладает западная часть плиты, соответствующая Андийскому сектору Тихоокеанского подвижного пояса. Западной границей с плитами Наска и Антарктической является Чилийско-Перуанский желоб, восточной – осевой рифт Южно-Атлантического хребта, отделяющий Южно-Американскую плиту от Африканской литосферной плиты. На юге она глубоководным желобом отделена от литосферной. плиты моря Скоша, на севере – системой Венесуэльских Анд - от Карибской литосферной плиты.
Карибская плита – соответствует большей части Карибского морского бассейна южнее широты острова Ямайки. Со всех сторон окружена системами островных поднятий: на севере - Ямайка, Гаити, Пуэрто-Рико, на востоке и юге - дуга Малых Антильских островов и береговые хребты Венесуэлы, на западе – Панамский перешеек и горные поднятия Гондураса. В результате поверхность земной коры Карибской плиты имеет чашеобразную форму, наиболее прогнутую в восточной части (до 5, 0 км ниже уровня океана). От Тихоокеанской плиты отделена Центрально-Американским желобом, от Северо-Американской – желобом Кайман, от Южно-Американской Пуэрториканским желобом и системой разломов южного края береговых хребтов Венесуэлы. Земная кора имеет мозаичное строение.
Тихоокеанская плита занимает центральную, северную и западную части Тихого океана. Повсеместно характеризуется океаническим. типом строения земной коры. Ее западная граница определяется положением системы глубоководных желобов (с севера на юг: Алеутский, Курило-Камчатский, Японский, Идзу-Бонинский, Волкано, Марианский, Новогвинейский, Восточно-Каролинский, Витязя, Кермадек. По западному краю она последовательно граничит с Северо-Американской, Евразиатской, Филиппинской, Индо-Австралийской литосферными плитами. Юго-восточная граница проводится по осевой зоне Южно- и Восточно-Тихоокеанских хребтов вплоть до Калифорнийского залива, где плита граничит с Антарктической литосферной плитой, плитами Наска и Кокос. Несколько условно граница проводится вдоль западного. побережья Северной.Америки от Калифорнийского залива до Аляски. Поверхность Тихоокеанской литосферной плиты на большей части расположена на отметках -4,5 – 6 км и только в пределах вулканических о-вов приподнята выше уровня океана. Линейная гряда вулканических островов прослеживается с северо-запада на юго-восток через всю плиту (Северо-Западный хребет, Гаваи, о-ва Лайн, Туамоту), отделяя Северо-Западную и Центральную котловины от Восточной. Тихоокеанская плита рассечена системой почти параллельных субширотных разломов (с севера на юг: Мендос, Мерей, Мелокай, Кларион, Клипертон и др.), выраженных уступами поверхности дна и сопровождаемых глубоководными рвами
Антарктическая плита. Центральная часть Антарктической литосферной плиты приходится на материковый массив Антарктиды. Ее периферические зоны расположены в обрамляющих акваториях Атлантического, Индийского и Тихого океанов. От Африканской литосферной плиты отделена осевыми рифтами Африкано-Антарктического и Западно-Индийского хребта., от Индо-Австралийской – рифтами Центрально- Индийского хребта и осевой зоной Австрало-Антарктичеого поднятия, от Тихоокеанской литосферной плиты – Южно- и Восточно-Тихоокеанскими поднятиями, от литосферной плиты Наска – осевой зоной Чилийского поднятия. Южная часть Чилийско-Перуанского желба отделяет Антарктическую литосферную плиту от Южно-Американской. Южно- Сандвичевый желоб и система разломов отделяет Антарктическую плиту от литосферной плиты моря Скоша.
Филиппинская плита – занимает площадь Филиппинского моря – одного из самых крупных среди окраинных морей Тихого океана. Поверхность земной коры наиболее опущена в ее западной и восточной частях, где глубины нередко превышают 5, 0 км. По восточному краю она приподнята в пределах островов Марианской дуги и Нампо. На большей части площади земная кора характеризуется океаническим типом строения. От Евразиатской плиты отделена желобами Нансей (Рюкю) и Филиппинским, от Тихоокеанской – Идзу-Бонинским, Нампо и Марианским желобами.
Вопросы для самопроверки
1. Сколько и какие плиты находятся на Евразиатском континенте?
2. Сколько и какие плиты расположены в бассейне Тихого океана?
3. Какие типы границ у Африканской литосферной плиты?
4. С какими плитами граничит Антарктическая плита?
5. Какие типы границ у Филиппинской плиты?
6. Какие слои выделяются в разрезе литосферы и что ее подстилает?
Литосфера — это каменная оболочка Земли. От греческого «литос» — камень и «сфера» — шар
Литосфера - внешняя твердая оболочка Земли, которая включает всю земную кору с частью верхней мантии Земли и состоит из осадочных, изверженных и метаморфических пород. Нижняя граница литосферы нечеткая и определяется резким уменьшением вязкости пород, изменением скорости распространение сейсмических волн и увеличением электропроводности пород. Толщина литосферы на континентах и под океанами различается и составляет в среднем соответственно 25 - 200 и 5 - 100 км.
Рассмотрим в общем виде геологическое строение Земли. Третья за отдаленностью от Солнца планета - Земля имеет радиус 6370 км, среднюю плотность - 5,5 г/см3 и состоит из трех оболочек - коры , мантии и и. Мантия и ядро делятся на внутренние и внешние части.
Земная кора — тонкая верхняя оболочка Земли, которая имеет толщину на континентах 40-80 км, под океанами - 5-10 км и составляет всего около 1 % массы Земли. Восемь элементов - кислород, кремний, водород, алюминий, железо, магний, кальций, натрий - образовывают 99,5 % земной коры.
Согласно научным исследованиям, учёным удалось установить, что литосфера состоит из:
- Кислорода – 49%;
- Кремния – 26%;
- Алюминия – 7%;
- Железа – 5%;
- Кальция – 4%
- В состав литосферы входит немало минералов, самые распространённые – шпат и кварц.
На континентах кора трехслойная: осадочные породы укрывают гранитные, а гранитные залегают на базальтовых. Под океанами кора «океанического» , двухслойного типа; осадочные породы залегают просто на базальтах, гранитного пласта нет. Различают также переходный тип земной коры (островно-дуговые зоны на окраинах океанов и некоторые участки на материках, например Черное море) .
Наибольшую толщину земная кора имеет в горных районах (под Гималаями — свыше 75 км) , среднюю - в районах платформ (под Западно-Сибирской низиной - 35-40, в границах Русской платформы - 30-35), а наименьшую - в центральных районах океанов (5-7 км) . Преобладающая часть земной поверхности - это равнины континентов и океанического дна.
Континенты окружены шельфом- мелководной полосой глубиной до 200 г и средней шириной близко 80 км, которая после резкого обрывчастого изгиба дна переходит в континентальный склон (уклон изменяется от 15-17 до 20-30°). Склоны постепенно выравниваются и переходят в абиссальные равнины (глубины 3,7-6,0 км) . Наибольшие глубины (9-11 км) имеют океанические желоба, подавляющее большинство которых расположенная на северной и западной окраинах Тихого океана.
Основная часть литосферы состоит из изверженных магматических пород (95 %), среди которых на континентах преобладают граниты и гранитоиды, а в океанах-базальты.
Блоки литосферы - литосферные плиты - двигаются по относительно пластичной астеносфере. Изучению и описанию этих движений посвящен раздел геологии о тектонике плит.
Для обозначения внешней оболочки литосферы применялся ныне устаревший термин сиаль, происходящий от названия основных элементов горных пород Si (лат. Silicium - кремний) и Al (лат. Aluminium - алюминий).
Литосферные плиты
Стоит отметить, что самые крупные тектонические плиты очень хорошо различимы на карте и ими являются:
- Тихоокеанская – самая большая плита планеты, вдоль границ которой происходят постоянные столкновения тектонических плит и образуются разломы – это является причиной её постоянного уменьшения;
- Евразийская – покрывает почти всю территорию Евразии (кроме Индостана и Аравийского полуострова) и содержит наибольшую часть материковой коры;
- Индо-Австралийская – в её состав входит австралийский континент и индийский субконтинент. Из-за постоянных столкновений с Евразийской плитой находится в процессе разлома;
- Южно-Американская – состоит из южноамериканского материка и части Атлантического океана;
- Северо-Американская – состоит из североамериканского континента, части северо-восточной Сибири, северо-западной части Атлантического и половины Северного Ледовитого океанов;
- Африканская – состоит из африканского материка и океанической коры Атлантического и Индийского океанов. Интересно, что соседствующие с ней плиты движутся в противоположную от неё сторону, поэтому здесь находится наибольший разлом нашей планеты;
- Антарктическая плита – состоит из материка Антарктида и близлежащей океанической коры. Из-за того, что плиту окружают срединно-океанические хребты, остальные материки от неё постоянно отодвигаются.
Движение тектонических плит в литосфере
Литосферные плиты, соединяясь и разъединяясь, всё время изменяют свои очертания. Это даёт возможность учёным выдвигать теорию о том, что около 200 млн. лет назад литосфера имела лишь Пангею - один-единственный континент, впоследствии расколовшийся на части, которые начали постепенно отодвигаться друг от друга на очень маленькой скорости (в среднем около семи сантиметров в год).
Это интересно! Существует предположение, что благодаря движению литосферы, через 250 млн. лет на нашей планете сформируется новый континент за счёт объединения движущихся материков.
Когда происходит столкновение океанической и континентальной плит, край океанической коры погружается под материковую, при этом с другой стороны океанической плиты её граница расходится с соседствующей с ней плитой. Граница, вдоль которой происходит движение литосфер, называется зоной субдукции, где выделяют верхние и погружающиеся края плиты. Интересно, что плита, погружаясь в мантию, начинает плавиться при сдавливании верхней части земной коры, в результате чего образуются горы, а если к тому же прорывается магма – то и вулканы.
В местах, где тектонические плиты соприкасаются друг с другом, расположены зоны максимальной вулканической и сейсмической активности: во время движения и столкновения литосферы, земная кора разрушается, а когда они расходятся, образуются разломы и впадины (литосфера и рельеф Земли связаны друг с другом). Это является причиной того, что вдоль краёв тектонических плит расположены наиболее крупные формы рельефа Земли – горные хребты с активными вулканами и глубоководные желоба.
Проблемы литосферы
Интенсивное развитие промышленности привело к тому, что человек и литосфера в последнее время стали чрезвычайно плохо уживаться друг с другом: загрязнение литосферы приобретает катастрофические масштабы. Произошло это вследствие возрастания промышленных отходов в совокупности с бытовым мусором и используемыми в сельском хозяйстве удобрениями и ядохимикатами, что негативно влияет на химический состав грунта и на живые организмы. Учёные подсчитали, что за год на одного человека припадает около одной тонны мусора, среди которых – 50 кг трудноразлагаемых отходов.
Сегодня загрязнение литосферы стало актуальной проблемой, поскольку природа не в состоянии справиться с ней самостоятельно: самоочищение земной коры происходит очень медленно, а потому вредные вещества постепенно накапливаются и со временем негативно воздействуют и на основного виновника возникшей проблемы – человека.
Вместе с частью верхней мантии состоит из нескольких очень больших блоков, которые называются литосферными плитами. Их толщина различна - от 60 до 100 км. Большинство плит включают в себя как материковую, так и океаническую кору. Выделяют 13 основных плит, из них 7 наиболее крупных: Американская, Африканская, Индо- , Амурская.
Плиты лежат на пластичном слое верхней мантии (астеносфере) и медленно движутся друг относительно друга со скоростью 1-6 см в год. Этот факт был установлен в результате сопоставления снимков, сделанных с искусственных спутников Земли. Они позволяют предположить, что конфигурация в будущем может быть совершенно отличной от современной, так как известно, что Американская литосферная плита движется навстречу Тихоокеанской, а Евразийская сближается с Африканской, Индо-Австралийской, а также с Тихоокеанской. Американская и Африканская литосферные плиты медленно расходятся.
Силы, которые вызывают расхождение литосферных плит, возникают при перемещении вещества мантии. Мощные восходящие потоки этого вещества расталкивают плиты, разрывают земную кору, образуя в ней глубинные разломы. За счет подводных излияний лав по разломам формируются толщи . Застывая, они как бы залечивают раны - трещины. Однако растяжение вновь усиливается, и снова возникают разрывы. Так, постепенно наращиваясь, литосферные плиты расходятся в разные стороны.
Зоны разломов есть на суше, но больше всего их в океанических хребтах на , где земная кора тоньше. Наиболее крупный разлом на суше располагается на востоке . Он протянулся на 4000 км. Ширина этого разлома - 80-120 км. Его окраины усеяны потухшими и действующими .
Вдоль других границ плит наблюдается их столкновение. Оно происходит по-разному. Если плиты, одна из которых имеет океаническую кору, а другая материковую, сближаются, то литосферная плита, покрытая морем, погружается под материковую. При этом возникают , дуги () или горные хребты (). Если сталкиваются две плиты, имеющие материковую кору, то происходит смятие в складки горных пород края этих плит, и образование горных областей. Так возникли, например, на границе Евразийской и Индо-Австралийской плиты . Наличие горных областей во внутренних частях литосферной плиты говорит о том, что когда-то здесь проходила граница двух плит, прочно спаявшихся друг с другом и превратившихся в единую, более крупную литосферную плиту.Таким образом, можно сделать общий вывод: границы литосферных плит - подвижные области, к которым приурочены вулканы, зоны , горные области, срединно-океанические хребты, глубоководные впадины и желоба. Именно на границе литосферных плит образуются , происхождение которых связано с магматизмом.
Главными структурными единицами на уровне литосферы являются литосферные плиты, отражающие ее латеральные неоднородности. Их границы пересекают земную кору и надастеносферную мантию, а часто по сейсмическим данным прослеживаются до значительных глубин в нижней мантии. Среди структур второго порядка внутри литосферных плит выделяются их континентальные и океанические сегменты (континенты и океаны), наиболее резко отличающиеся строением земной коры. Развитие главных структурных единиц литосферы описывается тектоникой литосферных плит.
В основных положениях тектоники литосферных плит выделяются шесть постулатов.
1) В верхних оболочках твердой Земли по реологическим свойствам выделяется хрупкая оболочка – литосфера и, подстилающая ее, пластичная оболочка – астеносфера.
2) Литосфера разделена на ограниченное число крупных и малых плит. Крупные литосферные плиты это – Евразийская, Африканская, Северо-Американская, Южно-Американская, Тихоокеанская, Австралийская, Наска . Среди малых плит и микроплит выделяются: Хуан-де-Фука, Кокос, Карибская, Аравийская, Китайская, Индокитайская, Охотская, Филиппинская .
3) Выделяется три типа границ литосферных плит: дивергентные границы , вдоль которых происходит раздвижение плит; конвергентные границы , по которым плиты сближаются и погружаются одна под другую или сталкиваются друг с другом, трансформные границы , где плиты скользят друг относительно друга.
4) Горизонтальное движение плит может быть описано законами сферической геометрии Эйлера, согласно которым любое перемещение двух сопряженных точек на сфере совершается вдоль окружности, проведенной относительно оси, проходящей через центр Земли. Выход этой оси на земную поверхность называется полюсом вращения или раскрытия.
5) Площадь поглощаемой на конвергентных границах океанской коры, равна площади коры, образующейся на дивергентных границах.
6) Основная причина движения литосферных плит – это конвекция в мантии.
Важным дополнением к «классической» тектонике плит служит тектоника плюмов , представления которой стали формироваться одновременно с тектоникой плит, использовавшей «горячие точки» океанов для трассирования движения литосферных плит. В настоящее время по данным сейсмической томографии выделяются потоки разуплотненного разогретого вещества (плюмы), исходящие с разных глубинных оболочек Земли.
Дивергентные границы литосферных плит обусловлены процессами рифтогенеза и отражают геодинамические условия латерального растяжения, ориентированного в основном вкрест простирания дивергентных границ. В морфологическом отношении рифтовые структуры выражены сложными системами грабенов, ограниченных сбросами. Большинство рифтовых структур образуют единую глобальную систему, пересекающую континенты и океаны. Большая часть системы (около 60 тыс. км) расположена в океанах и выражена срединно-океаническими хребтами. На континентах океанические рифты часто продолжаются континентальными рифтами. При пересечении с активными окраинами континентов срединно-океанические хребты могут поглощаться в зонах субдукции. Отмирание рифтовых зон по простиранию носит постепенный характер, или пресекается трансформными разломами. Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг Южного полюса на широтах 40-60°. От этого кольца отходят в меридиональном направлении три затухающие к северу ветви: Восточно-Тихоокеанская , Атлантическая и Индоокеанская . Вне глобальной системы находятся лишь немногие из крупных рифтовых зон.
Среди механизмов рифтогенеза выделяют деформационный рифтогенез и механизм гидравлического расклинивания. При деформационном рифтогенезе растяжение реализуется разрывными и вязкими деформациями в относительно узкой полосе с уменьшением мощности этой полосы и образованием «шейки». Предложено несколько моделей деформационного рифтогенеза. Модель Р. Смита и др. с субгоризонтальным срывом между ярусом хрупких и ярусом пластических деформаций; модель У. Гамильтона и др. с линзовидным характером деформаций; модель Б. Вернике, рассматривающая асимметричную деформацию на основе пологого сброса.
Механизм гидравлического расклинивания предусматривает в качестве активной силы базальтовую магму, которая раздвигает породы, внедряясь снизу в вертикальные трещины между ними и образуя рои параллельных даек. Трещины возникают в результате гидроразрыва под действием той же магмы.
Раскрытие зон спрединга может происходить двумя путями. Первый из них активный рифтогенез исходит из первичности восходящего потока астеносферного вещества. Поток поднимает и раздвигает литосферу, что в конечном итоге приводит к ее утонению и разрыву. Пассивный рифтогенез обусловлен растягивающими усилиями, которые приложены непосредственно к деформируемому слою.
Трансформные границы литосферных плит сочетаются и дополняют дивергентные границы. Наиболее ярко они выражены в пределах срединно-океанических хребтов, где делят их на разновозрастные фрагменты и смещают вкрест простирания.
Важнейшим свойством дивергентных и трансформных границ является то, что в их пределах в процессе спрединга зарождается новая океаническая кора .
Конвергентные границы литосферных плит характеризуются сближением плит в геодинамических условиях преобладающего латерального сжатия. Они выражены зонами субдукции , в которых океаническая кора погружается под континентальную, или океаническая кора погружается под океаническую, но более молодую. При сближении с последующим столкновением континентальных сегментов литосферных плит конвергентные границы выражаются коллизией. В определенных условиях субдукция и коллизия могут сопровождаться обдукцией – надвиганием океанической коры на континентальную. Большинство зон субдукции расположено по периферии Тихого океана. Другая система отходит от Тихоокеанской на запад и, чередуясь с коллизионными участками, следует от Зондской зоны до Калабрийской в Средиземном море и Гибралтарской. Современные коллизионные зоны связаны в основном со Средиземноморско-Гималайским складчатым поясом. В их пределах происходит тектоническое скучивание , приводящее к интенсивным складчато-надвиговым деформациям и формированию горных сооружений – орогенов.
Также как на дивергентных и трансформных границах, в пределах конвергентных границ происходит формирование новой коры, но коры континентального типа.
Внутриплитные тектонические процессы и структуры ими порождаемые в настоящее время являются объектом интенсивного изучения. Среди основных типов внутриплитных дислокаций выделяются планетарная трещиноватость и тесно связанные с ней линеаменты, зоны складчатых дислокаций и кольцевые структуры.
Планетарная трещиноватость представляется наиболее универсальным и повсеместно распространенным типом внутриплитных дислокаций. Наиболее изучена она на континентальных сегментах литосферных плит, где лучше всего проявлена в недеформированном виде в отложениях платформенного чехла. Важнейшей ее особенностью является преобладание двух генераций трещин: послойных (субгоризонтальных) и нормальных (перпендикулярных к границам слоя). Расстояния между нормальными трещинами являются функцией мощности слоя и состава пород его слагающих. В общем случае, чем больше мощность слоя, разорванного трещинами, тем больше расстояние (шаг) между ними. Кроме того, нормальные трещины делятся на системы – совокупности трещин с близкими элементами залегания. Среди систем чаще всего выделяют субмеридиональную, субширотную и две диагональные (северо-западную и северо-восточную). Особенности планетарной трещиноватости связывают с ротационными факторами – нестационарностями скорости вращения планеты вокруг своей оси.
Термин линеамент впервые был предложен американским геологом У. Хоббсом в 1911 г. для обозначения, вытянутых в одном направлении глобальных элементов рельефа и структуры. Новое свое значение он получил в процессе широкого применения в геологии аэро- и космоснимков, как отражение на земной поверхности разрывных нарушений различного ранга (в том числе и планетарной трещиноватости).
Внутриплитные зоны складчатых дислокаций обнаруживаются на всех континентах, а в настоящее время начинают выделяться и в пределах океанического дна. Их протяженность достигает сотен километров при ширине многие десятки километров. Часть из них образуются над древними рифтами в результате инверсии движений, другие формируются параллельно ближайшим складчатым поясам и синхронно с ними. По происхождению тесно связаны с ними эпиплатформенные орогены. Широко распространены пологие линейные поднятия и прогибы, рассматриваемые как литосферные складки.
Кольцевые структуры (морфоструктуры центрального типа) активно начали изучаться в тесной связи с развитием космической геологии. Среди них выделяют структуры магматогенного происхождения (вулканогенные, вулканогенно-плутонические, плутонические); метаморфогенные (гранитогнейсовые купола); диапировые структуры соляных, глиняных толщ, сводовые поднятия и погружения; а также термокарстовые и карстовые формы, связанные с экзогенными процессами. Особую группу образуют структуры ударного (метеоритного) происхождения. Значительную часть из выделенных при дешифрировании кольцевых объектов относят к категории криптоструктур (структур неустановленного происхождения).
Ударные (метеоритные, космогенные) структуры образуются при падении на Землю небесных тел различного типа и размера. К метеоритным кратерам относятся котловины на поверхности Земли, сохраняющие морфологические черты ударного происхождения. Структуры, которые утратили эти черты вследствие денудации принято называть астроблемами (звездными шрамами).
Скорости подхода космических тел к Земле изменяются от 11 до 76 км/с. Небольшие по размерам тела при входе в атмосферу теряют скорость вследствие торможения. Они полностью могут «сгорать» в атмосфере. Но уже тела размером 10-20 м, сталкиваясь с Землей со скоростью первые километры в секунду, способны формировать кратеры и оставлять в них свои обломки. Если скорость таких тел при ударе составляет 30 и более км/с, развивается давление 1500 ГПа, что примерно в 50 раз больше, чем в центре Земли. При этом температура составляет десятки тысяч градусов. В таких условиях происходит почти полное испарение метеорного вещества. Кратеры заполнены ударной брекчией, залегающей на раздробленных коренных породах. В центральной части кратеров часто выделяется центральное поднятие, сложенное хаотической брекчией. Породы, выполняющие кратер (импактиты ), образуются при огромном давлении и высокой температуре. Среди них выделяются следующие разновидности.
Аутигенная брекчия – это раздробленные коренные породы, не испытавшие значительного перемещения. Они залегают в основании разреза.
Аллогенная брекчия образована упавшими назад в кратер обломками различных размеров, сцементированных рыхлым обломочным материалом (коптокластом ). Мощность брекчии может достигать 100 и более метров.
Зювиты , представляющие собой спекшуюся массу обломков стекла и пород, вместе с другими породами выполняют внутренние части кратеров. Кроме того, они распространяются отдельными языками за пределами кратеров.
Тагамиты залегают внутри воронок. Они образуют неправильные пластообразные и линзообразные тела на поверхности аутигенной брекчии или над аллогенной брекчией и зювитами, а также формируют дайки и жерла в аутигенной брекчии и псевдопокровы. Представлены тагамиты однообразными пятнистыми породами с пористой, иногда пемзовидной структурой, состоящими из обломков темно-серого или цветного стекла.
Псевдотахилиты – переплавленные стекловатые или раскристаллизованные породы, образующие жилы в аутигенных брекчиях. Они образуются в результате фрикционного плавления на границах трущихся друг о друга блоков.
Океаны
Важнейшими морфоструктурными элементами океанов являются срединно-океанические хребты, трансформные разломы и абиссальные равнины.
Срединно-океанические хребты и трансформные разломы , являясь частью глобальной системы рифтов, проявляются во всех океанах как зоны спрединга – расширения океанического дна за счет образующейся в их осевых частях новой коры. Хребты – это грандиозные горные сооружения, средняя ширина которых изменяется от нескольких сотен километров до 2000-4000 км, относительное превышение над океаническим ложем составляет 1-3 км. Вершины хребтов находятся на глубинах в среднем 2,5 км. Рельеф хребтов сильно расчленен. При этом по мере удаления от оси горные шпили сменяются холмистым рельефом, который постепенно сглаживается на переходе к абиссальным равнинам. Хребты, таким образом, подразделяются на две геоморфологические зоны: зону гребня и зону склонов (флангов) . Гребневые зоны состоят из горных систем и разделяющих их долинообразных понижений, вытянутых в соответствии с общим простиранием. В центральной осевой зоне срединно-океанических хребтов высота гор максимальна. Здесь они сопряжены с узкой (10-40 км) и глубокой (1-4 км) рифтовой долиной с крутыми (около 40°) бортами, которые разделяются на несколько уступов. В уступах обнажаются подушечные лавы (пиллоу-лавы ). Рифтовая долина характеризуется блоково-грядовым расчленением. Ее центральная часть состоит из застывших базальтовых куполов и рукавообразных потоков, расчлененных гьярами – зияющими трещинами растяжения без вертикального смещения шириной 0,5 – 3 м (иногда до 20 м) и протяженностью десятки метров. Срединно-океанические хребты Тихого океана по сравнению с хребтами Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого (Арктического) океанов характеризуются менее контрастными формами рельефа, рифтовая долина в них выражена нечетко, широко развиты вулканические формы.
Срединно-океанические хребты пересекаются трансформными разломами (Дж. Т. Вилсон, 1965), которые смещают фрагменты хребтов в направлениях, поперечных к простиранию хребтов. Амплитуда смещения составляет сотни километров (до 750 км в приэкваториальных областях Атлантики). В рельефе дна океана трансформные разломы выражены узкими трогами с крутыми склонами. Их глубина достигает 7-8 км (разломы Элтанин и Романш). Трансформные разломы – это особого типа разрывы со сдвиговым смещением, которые переносят (трансформируют) горизонтальное движение литосферы от одной активной границы к другой. Трансформные разломы рифтовых соответствуют типу «хребет-хребет» (снимают напряжения между двумя отрезками рифтовой зоны). Причины накопления напряжений между сегментами хребта связаны с неравномерностью спрединга. В строении трансформных разломов выделяется активная и пассивные части. В пределах активной части происходит формирование новой океанической коры. По протяженности среди трансформных разломов выделяются магистральные (по В. Е. Хаину), или демаркационные (по Ю. М. Пущаровскому) Их протяженность десятки тысяч километров, а расстояния их разделяющие около тысячи километров. Они пересекают океаны и могут выходить на континенты. Такие трансформные разломы делят океаны на сегменты, раскрывшиеся в разное время. Менее протяженные трансформные разломы пересекают срединно-океанические хребты через каждые 100-200 км и продолжаются на некоторые расстояния в пределах абиссальных равнин. Разломы следующей категории не выходят за пределы хребтов и отстоят друг от друга на десятки километров. Наконец, более мелкие разломы пересекают лишь гребневые зоны и Рифтовые долины.
В геофизических полях срединно-океанические хребты выражены весьма отчетливо. Зона гребня отличается повышенной сейсмичностью. При этом глубина гипоцентров землетрясений обычно не превышает первых километров. В гравитационном поле вдоль оси хребта выделяются отрицательные аномалии. В сочетании с повышенным тепловым потоком гребневой зоны они фиксируют магматические камеры, в которых концентрируются магмы, представляющие результат выплавки базальтовой компоненты из залегающей вблизи поверхности астеносферы. Магнитное поле срединно-океанических хребтов характеризуется полосовыми магнитными аномалиями. Они следуют параллельно и симметрично оси хребта и представляют чередование прямой и обратной полярности. Аномалиям присвоены номера, счет которых начинается симметрично по обе стороны от осевой зоны. Расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах может быть различным. Оно не остается постоянным и вдоль одной и той же аномалии. Иногда симметрия аномалий относительно оси рифта различна по разным сторонам: по одну сторону аномалии расположены сжато, а по другую – разреженно. Все эти особенности объясняются тем, что при кристаллизации магмы в зоне раздвига остаточная намагниченность фиксирует в горных породах геомагнитные характеристики (модель Ф. Вайна – Д. Мэтьюза из Кембриджского университета США, 1963 г.). По мере своего формирования новообразованная океаническая кора отодвигается от оси спрединга и, подобно магнитной ленте записывает вариации геомагнитного поля, в том числе инверсии полярности. Поскольку наращивание коры происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две, дублирующие друг друга магнитные записи. Расстояние между одноименными аномалиями, при условии датирования их возраста, позволяет определить скорость спрединга. Полученные по этой методике скорости изменяются от долей сантиметра до 15-18 см / год. Поскольку спрединг развивается обычно симметрично, полная скорость раздвигания литосферных плит в два раза больше скорости спрединга. Глобальная аномалийная шкала в настоящее время разработана достаточно подробно. В частности, 34 аномалия, имеющая нормальную полярность, занимает широкую полосу дна и трактуется как «меловая зона спокойного магнитного поля (120-84 млн. лет). Выделяются и более древние аномалии с датировками вплоть до 167,5 млн. лет (юра). Таким образом, использование данных по полосовым аномалиям позволило реконструировать историю океанов, а также всей глобальной системы относительного перемещения литосферных плит с середины мезозоя до настоящего времени.
Тектономагматические процессы зон спрединга формируют океаническую кору из вещества, отделяющегося от мантии. По объему продуктов современного вулканизма океанические зоны спрединга в три раза превосходят все остальные виды вулканизма вместе взятые и составляют около 4 км³ / год. Основные разновидности магматических пород срединных океанических хребтов образованы базальтоидами, габброидами, а также перидотитами – тугоплавким остатком мантийного вещества. Для хребтов характерен особый геохимический тип базальтоидов, обозначаемых обычно аббревиатурой MORB (Mid-Oceanic Ridge Basalts) или СОХ (Срединно-Океанических Хребтов), или толеитовых базальтов . Для океанических толеитов нормального типа (N-MORB) отмечается малое содержание подвижных (некогерентных ) элементов, под которыми подразумеваются элементы, обладающие ионными радиусами и зарядами, не позволяющими легко входить в породообразующие минералы. Поэтому они обладают очень низкими коэффициентами распределения кристалл – жидкость и накапливаются в системе по мере кристаллизации. К ним относятся калий, цирконий, барий, большинство TR и пр. Такие базальты считают результатом частичного плавления геохимически истощенной (деплетированной ) мантии на сравнительно небольших глубинах. При этом степень плавления исходных пород была высокой, что выразилось обогащением расплава элементами группы железа.
К вулканическим зонам срединно-океаническиххребтов приурочены выходы гидротерм . С ними связаны металлоносные осадки и специфические отложения «черных и белых курильщиков».
Металлоносные осадки – это рыхлые полигенные образования, обогащенные в основном железом и марганцем гидротермального происхождения. Современные осадки приурочены к осевым частям и флангам спрединговых хребтов, к окрестностям гидротермальных полей. По мере развития спрединга металлоносные осадки переходят в погребенное состояние и залегают в основании разреза осадочного чехла океана, где их мощность может достигать нескольких десятков метров. Эти образования выделяются в самостоятельную металлоносную базальную формацию .
«Черные курильщики» - трубообразные конусы сульфидных построек, через которые поступают гидротермальные растворы с температурой 350-400°С, насыщенные взвесью минеральных частиц, рассеивающихся в водной среде подобно дыму. Они сопровождаются уникальным, полностью независимым от экзогенных источников питания, комплексом биоты. Холмы и конусные постройки образуют залежи массивных сульфидных руд массой несколько тысяч тонн. Отмечаются также плащеобразные покровы массивных сульфидных руд, мощностью до 10 м. Масса некоторых из таких образований может достигать 2 млн. тонн. Сульфидные руды локализуются в основном в осевых зонах срединно-океанических хребтов.
«Белые курильщики» - тип относительно низкотемпературных гидротермальных источников с температурой менее 300°С, функционирующих в парагенезе с «черными курильщиками». Однако, если дым «черных курильщиков» состоит из сульфидов железа, цинка, меди с примесью аморфного кремнезема, то дым «белых курильщиков» образован сульфатами (ангидритом, баритом) и аморфным кремнеземом.
Относительно недавно на вершине подводной горы Атлантис в пределах Срединно-Атлантического хребта, в 15 км к западу от его оси на глубине 2600 футов обнаружен еще один неизвестный ранее тип гидротерм. В рельефе дна эти гидротермы представлены громадными ослепительно белыми башнями высотой до 60 м и шириной в основании около 100 м, базирующихся на перидотитах. Они получили название Lost City (Затерянный Город) . Башни состоят из карбонатов – кальцита, арагонита, брукита. Они лишены дыма, вместо которого из трещин изливаются потоки воды с температурой 50-80°С. Источник тепла - процесс остывания ультраосновных пород. Дополнительно оно вырабатывается за счет химической реакции, при которой оливин (основной минерал перидотита) взаимодействует с морской водой, растворенными в ней солями и переходит в серпентинит и карбонаты, слагающие описанные гидротермальные сооружения. «Затерянный Город» обильно заселен бактериями, образующими обширные маты. Они питаются метаном и водородом, которые выделяются в процессе реакции.
В зависимости от скорости спрединга выделяют зоны с быстрым спредингом (скорость более 7 см/год), средним спредингом (скорость 3-7 см/год), медленным спредингом (скорость 1-3 см/год) и ультрамедленным спредингом (скорость до 1 см/год). Скорость спрединга тесно связана с рельефом океанических спрединговых зон. Примером высокоскоростного спрединга может служить Восточно-Тихоокеанское поднятие, которое отличается большой шириной, слабо выраженной рифтовой впадиной (вплоть до ее полного отсутствия и замещения горстообразным выступом). Срединно-Атлантический хребет на разных своих участках обладает низкими и средними скоростями спрединга. Его рельеф – это рельеф «классического» срединно-океанического хребта. К рифтовым зонам с ультрамедленным спредингом относится хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане. В рельефе дна он представлен практически одной узкой рифтовой долиной. Изменение скорости спрединга в срединно-океанических хребтах носит циклический характер, что выражается в тектоноэвстатических трансгрессиях и регрессиях. При быстром спрединге новая кора образуется в больших объемах, гребневая часть хребтов не успевает остывать, и хребты приобретают большую ширину, «выдавливают» воду океанов на сушу, что вызывает глобальную трансгрессию. При медленном спрединге вновь образованная океаническая кора формируется в меньших объемах, успевает остывать. Глубина океанических впадин возрастает, равно как и их объем. Вода с континентов «стягивается» в океан, происходит глобальная регрессия.
От скорости дивергенции зависит и обособление базальтовой магмы. С повышением скорости спрединга магматическая камера хребтов размещается все ближе к поверхности. Магма имеет более высокую температуру и низкую вязкость, поэтому при излиянии образует обширные покровы, подобные платобазальтам континентов. При медленном спрединге формируются подушечные лавы. Малые скорости спрединга затрудняют выход расплава на поверхность, возрастает степень дифференциации магмы, появляются порфировые разности базальтов. С возрастанием скорости спрединга в породах увеличивается содержание титана, возрастает отношение количества железа к количеству магния. В спрединговых зонах с высокой скоростью спрединга преобладает механизм гидравлического расклинивания . Он выражен в том, что при быстром подъеме базальтовой магмы обеспечивается расклинивающий эффект, который оказывает магма на породы земной коры. Застывшие магматические клинья выражены системами параллельных даек в основании океанической коры. В условиях медленного спрединга важную роль может играть деформационный механизм рифтогенеза , при котором растяжение реализуется разрывными и вязкими деформациями земной коры в относительно узкой полосе с уменьшением ее мощности.
Отмирание зон океанического рифтогенеза может происходить при изменении внешних геодинамических условий. В результате могут формироваться палеоспрединговые хребты . Один из вариантов такого отмирания – это резкое смещение, перескок (jumping) оси спрединга. После того, как скорость спрединга снижается до минимальных значений, растягивающие напряжения прекращаются и наступает длительная пассивная фаза, когда литосфера под хребтом охлаждается, наращивает свою мощность снизу за счет кристаллизации астеносферного материала. Это сопровождается изостатическим опусканием, рельеф хребта сглаживается, он все больше перекрывается осадочным чехлом.
Абиссальные равнины по площади являются преобладающим элементом строения океанического ложа. Они располагаются между срединно-океаническими хребтами и подножиями континентов и имеют глубину от 4 до 6 км. Кора в пределах абиссальных равнин выдержана по толщине, за исключением того, что осадочный слой в направлении к континентальным окраинам увеличивается по мощности за счет появления все более древних горизонтов, вплоть до верхов средней юры.
Некоторые равнины (особенно в Атлантическом и Индийском океанах) обладают идеально плоской поверхностью дна, другие, преимущественно в Тихом океане, характеризуются холмистым рельефом. Среди равнин возвышаются подводные вулканические горы. Их особенно много в пределах Тихого океана. Особую разновидность подводных гор образуют гийоты – плосковершинные возвышенности вулканического происхождения, встречающиеся на глубине около 2 км. Их вершины ранее были срезаны морской абразией, затем перекрыты мелководными осадками, иногда, рифами, и далее погрузились в результате охлаждения коры ниже уровня океана.
Абиссальные равнины крупными подводными хребтами и возвышенностями разделяются на отдельные котловины. Среди подводных поднятий выделяются изометричные возвышенности овально-округлой формы (Бермудское в Атлантики), плоские возвышенности за счет осадочного чехла – океанские плато (Онтонг-Джава в Тихом океане). Другие – линейные, протягивающиеся на тысячи километров при ширине сотни километров (Мальдивский и Восточно-Индийский хребты в Индийском океане). Все эти хребты и возвышенности поднимаются над смежными котловинами на 2-3 км. Кое-где их вершины выступают над уровнем моря в виде островов (Бермудские острова). Для большинства поднятий очевидно вулканическое происхождение. Для Императорско-Гавайского хребта оно доказывается современным вулканизмом на о. Гавайи, вулканической природой остальных островов Гавайской цепи. Для этих и других островов, кроме эффузивов, известны интрузии пород – дифференциатов щелочно-базальтовой магмы. Практически под всеми подводными поднятиями отмечается утолщение коры, которое может превышать 30 км. Первоначально значительная часть внутренних поднятий океана с утолщенной корой относилась к микроконтинентам . Однако последующие исследования показали, что число современных представителей этой категории структур весьма ограниченно. В Атлантике к ним относится плато Роккол, в Индийском океане – Мадагаскар. В Тихом океане Новая Зеландия с Новозеландским подводным плато. В Северном Ледовитом океане - хр. Ломоносова. Микроконтиненты обладают плоской поверхностью, лежащей на глубине около 2 км, но отдельные их части могут выступать над водой в виде островов. По сравнению с абиссальными равнинами осадочный чехол микроконтинентов обладает увеличенной мощностью. В нем могут присутствовать отложения, предшествующие раскрытию данного океана. Возраст фундамента может изменяться от палеозойского до архейского. Микроконтиненты откалывались от континентов на ранних стадиях раскрытия океана. Затем ось спрединга перескакивала в центральную часть современного океана.
Современный Мировой океан состоит из нескольких океанов. Из них Тихий океан – самый большой океан нашей планеты. Он занимает около трети поверхности земного шара и почти половину площади Мирового океана – 178,6 млн. км². Это самый глубокий океан, его средняя глубина более 4 км, а максимальная – 11022 м отмечена в Марианской впадине. Ложе океана занимает 63% его площади. Системой поднятий оно разделяется на ряд котловин, наиболее крупные из которых расположены по центральной оси ложа. На западе для котловин характерна холмистая поверхность, в восточной части океана (Северо-Восточная, южная котловины и др.) отмечается грядово-холмистый рельеф. Ложе осложнено вулканическими хребтами (Императорский, Гавайский хребты и др.). Характерны также многочисленные (около 7 тысяч) гийоты. В основном они расположены на сводовых поднятиях, валах, а также вдоль разломов. В восточной части расположен Тихоокеанский срединный хребет, смещенный относительно средней линии к востоку. Площадь его – 13% общей площади океана. Значительная часть хребта в северном полушарии уходит под Северную Америку. Отличительная черта – его сравнительно небольшая высота (от 1 до 2,5 км), значительная ширина (до 3 тыс. км), отсутствие четко выраженной рифтовой долины. Осевой блок здесь часто представлен гребнем высотой в несколько сотен метров и шириной несколько десятков километров. Тихоокеанский хребет разделяется на несколько звеньев. Среди них Южно- и Восточно-Тихоокеанское поднятия, хребты Гордн и Хуан-де-Фука. Выделяются также две большие ветви – Галапагосская и Чилийская. Среди наиболее крупных трансформных разломов, рассекающих хребет на сегменты, смещенные друг относительно друга в широтном направлении выделяются: Элтанин, Галапагосский, Мендосино, Кларион, Клипперон. Специфической морфоструктурой Тихого океана является Новозеландское плато – глыба материковой коры, не связанная с окружающими континентами.
Атлантический океан составляет около четверти Мирового океана (площадь 90,5 млн. км²). Его средняя глубина составляет 3844 м. Ложе океана (около 35% его общей площади) характеризуется сочетанием глубоководных котловин (Северо-Американская, Канарская, Западно-Европейская, Бразильская, Ангольская, Капская) и подводных поднятий. Для котловин характерен абиссальный холмистый рельеф.
Срединно-Атлантический хребет занимает почти половину площади океана. Его ширина около 1400 км при превышении над дном до 4 км, склоны его крутые. Рифтовая зона на всем своем протяжении отчетливо выражена. Трансформными разломами хребет разделен на несколько фрагментов: северный (хребты Книповича и Мона) доходит до о. Ян-Майен; далее следуют хребет Кольбейнст и Большой Исландский грабен (о. Исландия). К югу он продолжается хребтом Рейкьянес и до Азорских островов имеет строго меридиональное простирание. В районе экватора, трансформные разломы Романш, Вима, Сан-Паулу, Чейн и др. смещают его на несколько сотен километров. Южно-Атлантический хребет сохраняет субмеридиональное положение.
Средиземноморский бассейн в океанологическом отношении принадлежит бассейну Атлантического океана, а в тектоническом смысле отличается сложным строением, отражающим длительное его развитие, в значительной степени унаследованное отполициклического океана Тетис . Средиземное море через Дарданеллы - Мраморное море - Босфор соединяется с глубоководным Черным морем. В пределах Средиземноморья имеются глубоководные котловины, во многом сходные с океаническими, обширные мелководные плато, глубоководные желоба и рифтовые зоны, подводные хребты и отдельные вулканы.
Восточная часть Средиземного моря одновозрастна с основным океаном Тетис. Она представляет собой южные глубоководные бассейны этого океана.
Западная часть Средиземного моря (Западно-Средиземноморский бассейн) возникла на неотектоническом этапе (в олигоцене) как малый океанический бассейн уже после закрытия океана Тетис.
Индийский океан имеет площадь 76,8 млн. км² (около 20% площади Мирового океана). Его средняя глубина 3963 м. Ложе океана состоит из 24 глубоководных котловин из которых наиболее крупные: Центральная, Западно-Австралийская, Мадагаскарская, Сомалийская. Ложе осложнено меридиональными разломами. В пределах котловин выявлено около тысячи гийотов. Котловины разделены подводными поднятиями (хребтами): Мальдивским, Восточно-Индийским, Мадагаскарским, Мозамбикским, Маскаренским, Амирантским и др.
Срединно-океанические хребты Индийского океана – это сложная система подводных горных цепей, в которую входят: Западно-Индийский хребет, продолжающий систему Срединно-Атлантических хребтов; Австрало-Антарктический хребет, соединяющийся с хребтами Тихого океана; Центрально-Индийский хребет, возникший при слиянии первых двух хребтов.; Аравийско-Индийский; хребет (Карлсберг). Срединно-Океанические хребты осложнены трансформными разломами.
Северный Ледовитый океан – самый маленький океан. Его площадь 15,2 млн. км² (4,2% площади Мирового океана). Средняя глубина 1300 м. Ложе океана составляет 40% его площади и образовано небольшими глубоководными котловинами: Амундсена, Нансена, Макарова, Толя, Бофорта. Они разделены подводными поднятиями – погруженными блоками континентальной коры, выраженные хребтами: Ломоносова, Менделеева, Альфа.
Срединно-океанический хребет продолжает Срединно-Атлантический хребет. Он начинается хребтом Гаккеля, который обладает незначительной шириной, редуцированными флангами. В сущности, он образован одной рифтовой долиной. Предполагается его продолжение на суше в дельте Лены в системе Момского рифта.
Возраст океанов , ограниченных пассивными окраинами, определяется возрастом их наиболее древней коры, соответствующей началу раскрытия океанов. Для Атлантического океана – это 170 млн. лет (батский-келловейский века средней юры). Для Индийского океана – 158 млн. лет (оксфордский век поздней юры). Для Северного Ледовитого океана – 120 млн. лет (ранний мел). Для Тихого океана, окруженного активными окраинами, на основе палеогеографических реконструкций выделены фрагменты бывших пассивных окраин с возрастом, относящимся к позднему рифею (в Северо-Американских Кордильерах), позднему рифею – раннему кембрию (складчатая система Аделаида в Австралии). Таким образом, современная молодая кора Тихого океана является лишь обновленной, а само начало существования этого океана относится к позднему протерозою, хотя с того времени его площадь и конфигурация претерпели существенные изменения.
Приведенные датировки возраста современных океанов относятся к наиболее древним их частям. Однако раскрытие океанов происходило не сразу на всем протяжении, а по отдельным сегментам, разделенным магистральными трансформными разломами. В конце средней юры и в продолжение поздней юры раскрылся центральный сегмент Атлантики между Азоро-Гибралтарским разломом на севере и Экваториальной зоной разломов на юге. В течение раннего мела процесс распространился к северу до магистрального трансформного разлома Чарли – Гиббса. В конце мела спрединг достиг Гренландско-Фарерского порога, проходящего через Исландию. На этом этапе сформировалась побочная – Лабрадорская ветвь спрединга, отделившая к концу эоцена Гренландию от Северной Америки. В конце палеоцена – начале эоцена спрединг распространился из Северной Атлантики в Норвежско-Гренландский бассейн Арктики, затем, преодолев Шпицбергенский разлом, проник в Евразийскую котловину Северного Ледовитого океана, сформировав хребет Гаккеля.
В Южной Атлантике процесс пропагации спрединга также происходил с юга на север. В поздней юре произошло отделение Африки от Южной Америки и Антарктиды и к началу мела раскрытие дошло до Фолклендско-Агульясского разлома. В неокоме оно продвинулось на север до разлома Риу-Гранди. В конце апта – Альбе раскрылся Анголо-Бразильский сегмент, а в конце сеномана произошло объединение Южной и Центральной Атлантики.
В Индийском океане в поздней юре спрединг распространялся на юго-запад, отделяя Африку от Индии, Мадагаскара и Антарктиды., а затем с севера на юг и юго-восток, отделив в конце юры – начале мела Индию от Австралии и в начале сеномана – Австралию от Антарктиды.В позднем миоцене спрединг развивался от разлома Оуэн в Аденский залив и в Красное море.
Сложнее шло развитие Тихого океана, где происходила перестройка плана расположения осей спрединга. Современные их очертания начало формироваться в конце мела.
Кора Земли разделена разломами на литосферные плиты, представляющие собой огромные цельные блоки, достигающие верхних слоев мантии. Они являются крупными стабильными частями земной коры и находятся в непрерывном движении, скользя по поверхности Земли. Литосферные плиты состоят либо из материковой, либо из океанической коры, а в некоторых континентальный массив сочетается с океаническим. Выделяют 7 наиболее крупных литосферных плит, которые занимают 90% поверхности нашей планеты: Антарктическая, Евразийская, Африканская, Тихоокеанская, Индо-Австралийская, Южноамериканская, Североамериканская. Кроме них существуют десятки плит средних размеров и много мелких. Между средними и крупными плитами находятся пояса в виде мозаик из мелких плит коры.
Теория тектоники литосферных плит
Теория литосферных плит изучает их движение и процессы, связанные с этим движением. Данная теория гласит о том, что причиной глобальных тектонических изменений является горизонтальное перемещение блоков литосферы - плит. Тектоника литосферных плит рассматривает взаимодействие и движение блоков земной коры.
Теория Вагнера
О том, что литосферные плиты горизонтально перемещаются, впервые высказал предположение в 1920-х годах Альфред Вагнер. Он выдвинул гипотезу о «дрейфе континентов», но она в то время не была признана достоверной. Позже, в 1960-х годах, проводились исследования океанического дна, в результате которых подтвердились догадки Вагнера о горизонтальном движении плит, а также выявлено наличие процессов расширения океанов, причиной которых является формирование океанической коры (спрединг). Основные положения теории в 1967-68 годах сформулировали американские геофизики Дж. Айзекс, К. Ле Пишон, Л. Сайкс, Дж. Оливер, У. Дж. Морган. Согласно этой теории границы плит находятся в зонах тектонической, сейсмической и вулканической активности. Границы бывают дивергентными, трансформными и конвергентными.
Движение литосферных плит
Литосферные плиты приходят в движение вследствие перемещения вещества, находящегося в верхней мантии. В зонах рифтов это вещество прорывает кору, расталкивая плиты. Большая часть рифтов располагается на океаническом дне, так как там земная кора гораздо тоньше. Наиболее крупные рифты, которые существуют на суше, находятся возле озера Байкал и Великих Африканских озер. Движение литосферных плит происходит со скоростью 1-6 см за год. Когда они между собой сталкиваются, на их границах возникают горные системы при наличии материковой коры, а в случае, когда одна из плит имеет кору океанического происхождения, образуются глубоководные желоба.
Основные положения тектоники плит сводятся к нескольким пунктам
- В верхней каменной части Земли существуют две оболочки, которые значительно отличаются по геологическим характеристикам. Этими оболочками являются жесткая и хрупкая литосфера и находящаяся под ней подвижная астеносфера. Подошва литосферы представляет собой раскаленную изотерму температурой 1300°С.
- Литосфера состоит из непрерывно движущихся по поверхности астеносферы плит земной коры.
