Тектоника океанов

ПЕРМСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Г е о л о г и ч е с к и й ф а к у л ь т е т

Р Е Ф Е Р А Т

на тему: “тектоника океанов (внутренние области)”

Выполнил: студент заочного отделения

III курса группы ГФ-2

Музипов Дмитрий

Фэнисович

г. Пермь - 2002

СОДЕРЖАНИЕ:

Введение…………………………………………………………………………3

Структуры океанического дна………………………………………………….4

Палеогеографические данные…………………………………………………..9

Вывод……………………………………………………………………………12

Список литературы……………………………………………………………..14

ВВЕДЕНИЕ

Условия залегания горных пород на дне океана трудно еще поддаются изучению, но существует обстоятельство, которое значительно облегчает эту задачу. Накопление осадков и процессы разрушения в глубинах океана настолько замедленны, что результаты вертикальных тектонических движений хорошо выражаются в рельефе дна и это их выражение в течение долгого времени сохраняется. Области тектонического поднятия выражены выпуклостями дна, области тектонического прогибания – его впадинами: глыбовая тектоническая структура характеризуется сложно расчлененным рельефом дна. Точно также и вулканические формы хорошо сохраняются в рельефе дна, если они скрыты под толщей воды.

Следовательно, мы вполне можем использовать рельеф океанического дна для характеристики тектонических и вулканических структур. Следует, однако, отметить, что таким образом в основном могут быть выявлены тектонические структуры, образованные вертикальными движениями земной коры. Структуры, связанные с горизонтальными движениями, могут быть установлены только в том случае, если эти движения привели к заметным горизонтальным смещениям отдельных частей ранее образованных единых форм рельефа.

Рассмотрение рельефа дна океана само по себе не дает указания на возраст той или иной структуры и для того, чтобы понять историю океанических структур, необходимо искать дополнительные данные.

СТРУКТУРЫ ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА

Структуры, наблюдаемые на дне океана, могут быть разделены по их размерам и значению на несколько категорий. К структурам первой категории, наиболее крупным, следует отнести океанические котловины и срединно-океанические хребты. Они противопоставляются друг другу почти также, как на материках противопоставлены платформы и геосинклинали. Первые своим строением указывают на тектоническую стабильность, вторые, напротив, своим обликом свидетельствуют о большой подвижности земной коры.

Океанические котловины занимают большую часть площади ложа Мирового океана. В Атлантическом океане они протягиваются двумя полосами по обе полосы срединного хребта. Наиболее крупные котловины, расположенные к западу от хребта, - это Северо-Американская, Бразильская и Аргентинская. К востоку от хребта крупными являются Канарская, Ангольская и Капская котловины. В Индийском океане имеется семь крупных котловин: Аравийская, Сомалийская, Мадагаскарская, Мозамбикская, Центральная, Западно-Австралийская, Крозе. Основную площадь Тихого океана занимают котловины: Северо-Западная, Северо-Восточная, Центральная, Южная, Перуанская. Ряд крупных котловин известен в Северном Ледовитом и Южном океанах.

Особенностью всех указанных котловин является почти совершенно горизонтальное положение их дна всюду, где имеются осадки и где котловины не усложнены структурами второй и третьей категории – “асейсмичными” хребтами или отдельными более мелкими поднятиями. Сейсмические данные указывают на такое же совершенно горизонтальное залегание слоев внутри осадочной толщи под плоским дном.

Рассматривая “асейсмичные” хребты и мелкие поднятия как вторичные структурные осложнения котловин и приняв во внимание, что спокойные участки занимают занимают значительно большую площадь, чем эти вторичные осложнения, которые всегда имеют локальный характер, мы можем считать котловины своеобразными “океаническими платформами”, которые почти не подвергались дислокациям после своего образования.

Срединно-океанические хребты в рельефе представляют в целом пологие валы шириной от 1000 до 3000 км и высотой над соседними котловинами в 2-3 км. На склонах срединных хребтов были обнаружены невысокие – до сотни метров – уступы, которые мы можем истолковать как сбросы или взрезы. Сильно рассеченный рельеф типичен для осевой зоны почти всех срединных хребтов (за исключением Восточно-Тихоокеанского). Вдоль оси срединного хребта протягивается цепочка узких и длинных впадин, ширина которых достигает нескольких десятков километров, а дно опущено относительно окаймляющих зон хребта на 1,5-2 км. Склоны этих впадин очень круты. К впадинам по обе стороны примыкают наиболее высокие зоны хребта, которые характеризуются и наиболее сложным рельефом: они разделены на множество небольших по протяжению выпуклостей и впадин с резкими перепадами высот, измеряемыми сотнями метров. Все эти особенности строения осевой полосы срединных хребтов следует, очевидно понимать как проявление интенсивной глыбовой тектоники, причем осевые впадины представляют собой грабены, а по обе стороны от них срединный хребет разрывами разбит на поднятые и опущенные глыбы.

Вся совокупность структурных особенностей, характеризующих срединно-океанические хребты, позволяет видеть в них аналоги материковых рифтовых поясов. Ширина сводов, их высота, ширина и глубина грабенов материковых рифтовых поясов близки к соответствующим размерам океанических срединных хребтов.

Связь срединно-океанического хребта с континентальным рифтовым поясом выражается не только в тектонической структуре, но и в вулканизме. Срединные океанические хребты сложены базальтами, и вдоль осевой их зоны во многих местах расположены вулканы, активные до сих пор, извергающие как толеитовые, так и щелочные базальты. Базальтовые излияния интенсивны и в континентальных рифтовых поясах, в которых, однако, щелочные базальты резко преобладают.

Следовательно, имеется достаточно оснований считать, что срединно-океанические хребты – это океанические рифтовые пояса.

Своды, на которых расположены грабены, входящие в состав Аравийско-Африканского пояса, формировались в конце мезозоя и палеогена. Грабены начали опускаться с конца палеогена, но главным образом в миоцене, а наиболее интенсивное их опускание происходило в конце плиоцена и в плейстоцене.

Исходя из непосредственной связи системы срединных океанических хребтов с материковым рифтовым поясом, можно предполагать, что подьем срединного хребта происходил также в позднем мезозое и палеогене, а формирование грабенов вдоль его оси – в неогене и в четвертичное время.

Следует специально отметить, что самый большой континентальный рифтовый пояс имеет протяженность несколько больше 6000 км, то общая протяженность океанического рифтового пояса, объединенного в сквозную систему срединных хребтов, достигает 60000 км.

К следующей по значению категории структур океанического дна относятся прежде всего “асейсмичные” хребты. Это Китовый хребет в Атлантическом океане, Маскаренский, Мальдивский, Восточно-Индийский и Западно-Австралийский в Индийском океане, ряд очень длинных широтных хребтов-разломов в восточной части Тихово океана (Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон), хребты Кокосовый, Сала-и-Гомес, Наска, Западно-Чилийский в юговосточной части того же океана. Возможно, что к этому же отряду надо отнести ряд хребтов Меланезии. В Ледовитом океане “асейсмичными” являются хребты Ломоносова и Менделеева.

Прямолинейность почти всех перечисленных хребтов хорошо указывает на связь их с разломами земной коры. Другим указанием на ту же связь указывает то, что обычно такие хребты разделяют участки дна разной глубины. Например, Мальдивский хребет протянулся вдоль границы между глубокой Аравийской котловиной и более мелким участком Индийского океана. Западно-Австралийская котловина к северу от Западно-Австралийского хребта много глубже, чем к югу от него.

Еще одним указанием на связь этих хребтов с разломами является характер их структурных продолжений на материках. На простирании Китового хребта в Юго-Западной Африке и Анголе на протяжении почти 1500 км известно одиннадцать кольцеобразных вулканических структур, сложенных щелочными лавами. На том же простирании лежит грабен Лукапа, к которому приурочены интрузии основных пород и кимберлитов. Все эти вулканические породы образовывались после перми, но до позднего мела. Они, несомненно, лежат в одной системе разломов. Поскольку их полоса является наземным продолжением Китового хребта, следует думать, что и последний связан с разломом и первоначально образовался перед поздним мелом.

Если продолжить простирание Мальдивского хребта на север, то мы попадем на огромное поле платобазальтов Декана в районе Бомбея. Платобазальты должны были вытекать на поверхность по глубоким трещинам. Возраст базальтов – поздний мел – эоцен. Хотя прямая связь подводного хребта с Деканом не доказана, весьма вероятно предположение, что и подводный хребет и платобазальты связаны с одной системой базальтов.

Дугообразная форма Маскаренского хребта также не противоречит