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.