17.06.2019
Экскурсия в крепостной комплекс Девин в Словакии является одной из самых популярных. Крепость Девин территориально расположена...


17.06.2019
Среди различных строительных материалов древесина занимает высокие позиции. Дома из бруса строят те, кто хочет получить тёплое...


15.06.2019
Функциональный кварцвиниловый пол считается прекрасной альтернативой покрытию из паркета, древесному массиву и иным уникальным...


15.06.2019
С целью предохранения разнообразных индустриальных объектов от коррозийных процессов и обеспечения их изысканного внешнего облика...


14.06.2019
В наше время при необходимости срочно пополнить свой электронный кошелек, банковскую карту или счет на телефоне любой человек...


14.06.2019
Для многих объектов в виде зданий или конструкций, производится процедура строительной экспертизы. Любые капитальные сооружения...


Динамика океанической литосферы и рост океанов

02.07.2018
Среди множества различных классификаций структурных элементов океанической литосферы по строению, зрелости, геодинамике и т. д. наиболее простую классификацию принимают В.Е. Хайн и А.Е. Михайлов: срединно-океанические хребты (поднятия), океанические плиты и подводные окраины континентов.

Срединно-океанические хребты


Срединно-океанические поднятия (хребты) — наиболее подвижные структурные элементы океанической коры. Единая система океанических хребтов протягивается более чем на 60 тыс. км. В Атлантическом и Индийском океанах положение хребтов относительно окраин симметричное, а в Тихом и Ледовитом они сдвинуты к одному из краев. Здесь необходимо напомнить, что в отличие от понятий «земная кора» и «мантия», которые выделяются по вещественному составу, литосфера и астеносфера — оболочки, отличающиеся по реологическому состоянию, т. е. по своим пластическим свойствам. Поэтому положение астеносферы, а следовательно, и мощность литосферы могут изменяться чаще, нежели коры и особенно мантии при различных термодинамических осцилляциях.

Земная кора океанов имеет трехслойное строение: первый слой — осадочный, мощностью в среднем около 1 км, которая многократно возрастает у подножия континентального склона: второй слой — базальтовый, мощностью 1,5—2,0 км, состоит в основном из базальтовых покровов, переслаивающихся с прослоями осадков; третий слой состоит из габбро и в меньшей мере — ультраосновных пород. В зонах срединно-океанических хребтов третий слой отсутствует, первый — очень маломощный (десятки метров) — имеет локальное распространение, второй слой лежит непосредственно на астеносфере, которая в этих местах образует протяженные выступы. Высокий тепловой поток, активные излияния базальтовой лавы, многоочаговые мелкофокусные землетрясения свидетельствуют о наличии разогретого разуплотненного подкорового вещества. Ориентировка напряжений в очагах землетрясений, тяготеющих к рифтовым долинам на срединно-океанических хребтах, указывает на растяжение в этих участках. Таким образом, именно рифты в срединно-океанических хребтах и являются теми зонами, где происходит наращивание океанической литосферы по горизонтали (литорали). Наличие среди габброидов метаморфических пород — амфиболитов, тяготеющих к поперечным (трансформным) разломам, позволяет предположить, наряду с тектогенезом и магматизмом, также и метаморфические преобразования пород, протекающие синхронно с тектогенезом в этих активных участках океанической литосферы. Кроме того, в Аравийско-Индийском поднятии Т.В. Розановой отмечены плагиоклаз-оливиновые гранулиты, образующиеся при температурах свыше 800 °С. Эти данные указывают на длительную историю магматических пород океанических хребтов: они после внедрения испытывали метаморфизм в погребенном состоянии вплоть до гра-нулитовой фации и, по мнению А. Миасиро, лишь впоследствии выдвинулись на поверхность при раздвигании и воздымании литосферы в зонах ее наращивания. Мощность осадков на хребтах, как уже отмечалось, не превышает первых десятков метров, но в пересекающих их трансформных разломах она достигает сотен метров.

Океанические плиты


Рост океанической литосферы по вертикали происходит в основном на равнинных абиссальных поверхностях океанических плит, вследствие накопления здесь значительных количеств глубоководных осадков, достигающих у подножия континентов мощности 10 км, в среднем же осадочный чехол на океанических плитах имеет мощность сотни метров. Осадки представлены в основном безызвестковыми илами. В отдельных участках плит, пересекаемых поперечными или диагональными разломами, широко проявлен подводный вулканизм. Здесь значительно возрастает мощность океанической коры — погружаются поверхность Мохоровичича и астеносфера, в отличие от срединно-океанических хребтов, где поверхность астеносферы образует гребневидные выступы. В местах интенсивного подводного вулканизма вдоль разломов возникают линейные вулканические архипелаги (например, Гавайский архипелаг в Тихом океане).

Отдельные группы островов образуют нелинейные поднятия. Мощность осадочного чехла на них, переслаиваемого с вулканогенными образованиями, значительно выше, чем во внутренних районах плит, не осложненных вулканической деятельностью. Таковы поднятия типа Шатского в Тихом океане или Бермудского — в Атлантическом. На некоторых поднятиях отмечена интрузивная деятельность. При этом проявляется нетипичный для океанической коры щелочной и кислый магматизм (кольцевые плутоны).

Отдельные поднятия подстилаются корой континентального типа. Они имеют выровненную поверхность и нередко называются подводными плато или микроконтинентами. В таких структурных элементах мощность коры достигает 25—30 км. Некоторые из них расположены вблизи континентов (например, Фольклендское краевое плато), другие удалены значительно (например, хребет Ломоносова в Ледовитом океане). Наличие в таких структурах коры континентального типа позволяет полагать их небольшими блоками континентов, отделенными от основного материка проливом (отсюда и название — микроконтиненты).

Возраст пород океанической коры 160—180 млн лет. Вблизи срединно-океанических хребтов происходит омоложение вулканических и осадочных пород, а в микроконтинентах, наоборот, увеличение возраста от мезозоя (Новозеландское плато) до докембрия (поднятие Хаттон-Роколл). В целом тектономагматическая деятельность во внутренних частях океанических плит проявляется менее активно, способствуя тем не менее их структурному расчленению, росту мощности и в конечном итоге консолидации.

Подводные континентальные окраины


По геодинамическому режиму развития выделяют пассивные (атлантический тип) и активные (тихоокеанский тип) континентальные окраины, подробно охарактеризованные К. Берком и Ч. Дрейком с соавторами в фундаментальном труде «Геология континентальных окраин». В пассивных окраинах сейсмическая и вулканическая деятельность практически не проявляется. К ним относятся большая часть окраин Атлантического, Индийского (африканское и индийское побережья) и Северного Ледовитого океанов. Активные окраины типичны для большей части Тихоокеанского побережья. Подводные окраины состоят из окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов. От глубоководных желобов под островные дуги уходят наклонные зоны повышенной сейсмической и вулканической активности — сейсмофокальные зоны, или зоны Заварицкого—Беньофа. Они глубоко погружаются в мантию. К ним приурочиваются гипоцентры землетрясений, глубина которых достигает 700 км. С активными окраинами Тихоокеанского побережья совпадает Тихоокеанское вулканическое кольцо.

Окраинные моря располагаются на наиболее пассивных элементах континентальных окраин. Мощность осадков в них достигает 10—12 км. Вместе с тем в них отмечаются довольно высокий тепловой поток и сейсмическая активность, отражающая главным образом активность зон Заварицкого—Беньофа. Некоторые моря не имеют отчетливого ограничения со стороны океана островными дугами и отделяются от них, наоборот, глубоководными котловинами (например, Берингово море).

Островные дуги представляют собой совокупность выступающих над поверхностью океана островов и погруженных ниже уровня моря гребневидных поднятий или вулканических построек. Из них хорошо изучены Курильская гряда, Командоро-Алеутская, Японская и другие дуги в Тихом океане, Антильские — в Атлантическом и Зондская — в Индийском. Строение коры некоторых островных дуг приближается к континентальному типу (Японская дуга), других — к океаническому (Алеутская и др.). Оба типа характеризуются высокой сейсмичностью и активным вулканизмом, преимущественно со средним (андезитовым) составом вулканических лав.

Глубоководные желоба обычно прилегают к островным дугам со стороны океана. Глубина их достигает 7—11 км (11 022 м — Марианский желоб). Они имеют отчетливую асимметрию склонов. На дне желобов накапливаются осадки, поэтому дно некоторых из них плоское. Параллельно желобу обычно тянется краевой вал, уступающий по высоте островным дугам и не выходящий над уровнем моря. Наиболее активны участки сочленения дуга — желоб. Тепловой поток непосредственно под днищем желобов ниже, чем под островными дугами. Вдоль тихоокеанских берегов американских континентов окраинные моря и островные дуги отсутствуют. Здесь глубоководные желоба либо непосредственно отступают к континентам, либо отсутствуют вообще.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: