Формування структур земної кори

Як видно зі сказаного вище, історія формування сучасної структури земної кори є досить складною (послідовне розростання й ускладнення структури континентальної кори). Утворення континентальної кори за рахунок диференціації мантійної речовини – процес необоротний, оскільки ця кора володіє «плавучістю» завдяки меншій щільності в порівнянні з океанської. Навіть «знищення» верхньої частини континентальної кори денудацією приводить лише до перерозподілу її матеріалу, оскільки продукти зносу накопичуються в межах підводних окраїн континентів і надалі знову входять до складу останніх. Континентальна кора при цьому утоняется, але площа її розвитку зростає. Новотвір континентальної кори представляє двуступенчатый процес – спочатку за рахунок часткового плавлення верхньої мантії (астеносфери) утвориться океанська кора, а потім завдяки її скучиванию, метаморфізму, нагромадженню островодужных вулканітів, опадів, їх скучиванию й метаморфізму й, нарешті, гранитизации-кора континентального типу. Выплавление з верхньої мантії океанської кори супроводжується збіднінням мантії кремнеземом, лугами, рідкими землями, радіоактивними елементами, летучими й у результаті усе більше зростає шар так званої виснаженої мантії. Разом з тим верхня мантія може подпитываться цими елементами за рахунок диференціації низів мантії, що веде одночасно до збільшення розмірів зовнішнього ядра. Таким чином, еволюція Землі полягає в розростанні континентальної кори, збільшенні обсягу виснаженої мантії й зовнішнього ядра, що відбуваються внаслідок диференціації «примітивної», невиснаженої нижньої мантії.

Та обставина, що основна маса континентальної кори утворилася в ранньому докембрии, коли теплова активність Землі була значно більше високої, свідчить, що процес диференціації поступово загасав з ходом геологічного часу. Але це загасання не було рівномірним – воно переривалося спалахами – більшими й більше короткими – тектоно-магматичної активності; остання з них відповідає «неотектоническому етапу».

Розростання континентальної кори до тому» же неодноразово переривалося її деструкцією, що представляло не перетворення в кору океанського типу шляхом базификации, а дроблення й раздвиг уламків у процесі рифтогенеза. зяяння, Що Утворилися, заповнювалися новоствореною океанською корою, а надалі геосинклінальними опадами й вулканітами, випробовували стиск, скучивание, метаморфізм і сліди їх зберігалися лише у вигляді офиолитовых швів («сутур»), що маркірують ці колишні зяяння. Багаторазове повторення циклів подібного розвитку з перебудовою структурного плану й приводило до ускладнення структури земної кори протягом її геологічної історії. Важливим додатковим фактором такого ускладнення було розшаровування літосфери в ході її горизонтальних переміщень із утворенням поверхневих і глибинних зривів, шарьяжей, з виникненням дисгармонійної структури окремих шарів.

На цьому загальному тлі відбувалася зміна типів великих тектонічних структур. Зеленокаменные пояса архею були попередниками палеоавлакогенов і протогеосинклиналей раннього протерозою, авлакогенов і геосинкліналей пізнього протерозою й фанерозоя, молодих рифтов. Гранито-Гнейсові поля змінилися протоплатформами, потім справжніми платформами. Гранулитовые пояса, що одержали максимальний розвиток у протерозої, замінилися эпиплатформенными ороге-нами у фанерозое; їхнє максимальне поширення доводиться на пізній кайнозой.

Одночасно зі зміною типу тектонічних структур відбувалася спрямована зміна характеру, «стилю» тектонічних деформацій у часі, викликаних зменшенням теплового потоку, збільшенням потужності водо- і газонасыщенного осадового шару кори, крихкості консолідованої кори, зростанням розмаїтості литологических формацій. Так, в архее повсюдно спостерігаються прояви поліфазної складчастості й пластичних покривів, одновікових повсюдно ж виявленому метаморфізму. Долгоживущие глибинні розлами ще відсутні. У ранньому протерозої дисло-цированность осадочно-вулканогенних товщ стає нерівномірної й різнотипною – інтенсивної в протогеосинклиналях, ослабленої на протоплатформах. З’являються глибинні розлами й гранито-гнейсові куполи; роль останніх, значна в протерозої й палеозої, різко знижується в мезозої, а в кайнозої вони не відомі (принаймні почасти це може бути й результатом меншого денудационного зрізу). У рифее з’являються эвапоритовые формації, а з ними й прояву соляного диапиризма, галокинеза. Глиняний диапи-ризм і грязевый вулканізм характерні лише для кайнозою.

Немаловажне значення для еволюції структури кори мали й зміни в характері проявів магматизма й метаморфізму. Великі диференційовані шароподібні

розшаровані Плутоны відомі з раннього протерозою, так само як і дайковые поля, кільцеві лужні інтрузії й кимбер-литовые трубки. Типові офиолиты й утворяться за їхній рахунок зони серпентинитового меланжу, протрузии серпентинітів, а також пояса глаукофанового метаморфізму відомі із другої половини пізнього протерозою. Вулкано-Плутонические пояса з усім їхнім набором кільцевих вулкано-тектонічних структур з’являються наприкінці раннього протерозою, а типові острівні дуги – наприкінці пізнього протерозою (в ембріональному виді вони існували ще в зеленокаменных поясах архею).

Таким чином, відбувалася закономірна спрямована еволюція структури земної кори, тісно пов’язана із загальною еволюцією речовини Землі і її термодинамічного режиму.

Ендогенний режим океанів включає режими, які відбуваються безпосередньо в межах ложа Світового океану, тобто на ділянках земної кори з власне океанічним типом. Основними структурними елементами дна ложа океанів є океанічні улоговини (абісальні рівнини) та серединно-океанічні хребти. Як перші, так і другі ускладнені низкою морфоструктур другого і наступних порядків. Для абісальних рівнин характерні, наприклад, уступи, що розділяють ділянки дна з різною глибиною. При цьому протяжність таких уступів може змінюватися від перших сот метрів до 2500 – 3000 км, а різниця глибин по різні сторони уступу може досягати 1,5 км.

Другою категорією морфоструктур, які ускладнюють глибоководні улоговини є так звані “асейсмічні хребти”. Для них характерна асиметрична будова (один схил пологий, а протилежний крутий), протяжність до 2000 км. Їхні хребти знаходяться на глибинах 1500 – 2000 м, а ширина досягає 200 – 250 м. Вершини таких хребтів пласкі, а поперечний перетин асиметричний; один схил (здебільшого східний) крутий, а інший пологий.

До морфоструктур, які ускладнюють океанічні улоговини, можна віднести і платоподібні підвищення з відносно розчленованою поверхнею. Їхнч площа складає близько від 500 х 500 до 1000 х 500 км і залягають вони на глибинах 2000 – 4500 м.

Значно поширені на дні океанів дрібні морфоструктури: підводні гори, вулканічні острови, атоли, гійоти тощо. Всі ці форми по суті є конусами вулканів, які піднімаються з дна. Підводними горами називають підводні вулканічні конусоподібні форми з гострими вершинами. Вулканічні острови – це ті ж вулкани, вершини яких піднімаються над рівнем океану. Атоли – коралові споруди над зануреними вулканічними конусами. Гійоти – вулканічні гори з пласкими зрізаними вершинами.

Усі малі форми характеризуються крутими схимами (від 15 до 40о) і чим вища гори, тим схил крутіший. Діаметр підніжжя конусів складає від десятків кілометрів до 200 км. Ширина пласкої площадки на вершинах гійотів коливається від декількох кілометрів до 30 км. Глибина площадок по відношенню до рівня води змінюється від десятків метрів до двох кілометрів.

Серединно-океанічні, як другий основний структурний елемент ложа Світового океану, утворюють єдину планетарну систему протяжністю більше 60 тис. км. Ширина хребтів досягає 2000 км, а висота гребеня хребта над ложем океану в середньому складає 2,5 км. Вздовж гребеня простягається “рифтова долина”. Вона по простяганню перемичками розбита на низку западин. Дно “долини” в середньому знаходиться на глибині 4 км, а сусідні вершини гребеня піднімаються до глибини 2 км. Ширина долин коливається від 25 до 50 км.

Серединно-океанічні хребти порізані численними поперечними трас формними розломами.

Ендогенний режим океанічних улоговин визначається характером будови земної кори. Перший від поверхні шар, який складений малопотужними відкладами, характеризується відносно спокійним заляганням осадків на значних просторах, значно спокійнішим навіть у порівнянні з осадови чохлом платформ.тільки поблизу хребтів і підвищень спостерігаються локальні деформації, зумовлені тим, що осадки повторюють нерівності в рельєфі другого (базальтового) шару.

Характерною властивістю осадового шару дна сучасних океанів є те, що породи не древніші юрського періоду. Найбільш древні рештки організмів, виявлених у породах цього шару, – це пізньоюрські. Окрім того існує певна закономірність у віковому розподілі осадків: самі древні осадки найбільш віддалені від серединних хребтів і змінюються все молодшими в напрямку до гребенів хребтів.

Друга, не нема важлива закономірність у роз приділенні осадків полягає в тому, що на більшій частині поширення осадків послідовність їх накопичення у вертикальному розрізі свідчить про поглиблення дна, яке почалося в юрський час і триває по сьогодні. Це дозволяє припустити, що до середини, і навіть до кінця мезозою, на місці сучасних океанів знаходилися незначні за розмірами епікорнтинентальні моря з глибина в декілька сот метрів. Підтвердженням цього є і будова другого базальтового шару на поверхні якого виявлені ознаки вивітрювання. А також виливання базальтів на незначній глибині, або в суберальних умовах. Другим підтвердженням є ознаки морської абразії на пласких вершинах гійотів. Колись ці вершини знаходились над рівнем моря, були піддані руйнуванню, а зараз знаходяться на глибинах два і більше кілометрів.

З зазначеного можна зробити висновок, що впродовж останніх 200 млн. років, починаючи з юрського періоду ложе світового океану поступово опускається. При цьому опускання починалося біля серединних хребтів і поступово охоплювало все нові території.

Форми рельєфу, які ускладнюють океанічні улоговини, як це вже неодноразово підкреслювалось, характеризуються як вулканічною, так і тектонічною природою. Уступи здебільшого сформувалися внаслідок вертикальних переміщень окремих блоків земної кори по системі субпаралельних розломів і являють собою своєрідні горсти. До таких горстоподібних структур відносяться також асейсмічні хребти. Окремі розломи були місцями виливу лави, що сприяло формуванню вулканічних островів і вулканічних пасм.

Усі тектонічні структури океанічних улоговин мають чітко виражений розривний і брилевий характер. Складчасті структури для океанічного дна не характерні.

Другий шар кори складений базальтами толеїтового типу. Це, здебільшого базальти з подушковою окремістю, а також пластові інтрузії. Базальти утворюють покриви між якими можуть бути присутні прошарки осадових (здебільшого карбонатних) порід.

Третій шар кори, самий нижній, представлений долеритами, дунітами, гарцбіргітами, лерцолітами, амфіболітами, серпентинітами та іншими породами ультра основного складу. За хімічним складом він пов’язаний з другим шаром, який є результатом виплавлення магми і порід ультрабазитового, нижнього, шару.

Середня потужність земної кори в океанах залежить від їх глибини. Зі збільшенням глибини потужність зменшується. Так. В Атлантичному океані на глибині 3 км потужність становить 7,26 км, а на 4 – 6,49; в Індійському на тих же глибинах потужність рівна відповідно 8,76 і 6,80 км; у Тихому – 9,21 і 7,52 км.

Друга особливість будови тектоносфери під океанами полягає в тому, що тут присутня потужна астеносфера, яка починається на глибинах 50 – 60 км і поширюється до глибини 250 – 400 км.

Тепловий потік океанічної тектоносфери низький і наближений до нормального, тобто ніяких аномальних ознак в тепловому полі не спостерігається.

Загалом ендогенний режим океанічних улоговин дуже подібний до тафрогенного режиму континентів. Першою ознакою є океанізація другого (базальтого) шару ультрабазтитовим і просідання океанічного дна. Відповідно таке просідання дна компенсується осадками, що сприяє утворення басейнів з тонкою базальтовою корою. Остання тим тонша чим глибше просідання (прогинання) океанічного дна. Але відмінність режиму глибоководних улоговин від тафрогенного полягає в першу чергу і масштабності проявлення. Перший – це самостійний процес глобально, планетарного масштабу, а другий – характеризується локальним проявленням і завжди буде зв’язаний з іншими процесами, особливо з ерогенним.

Серединно-океанічні ендогенні режими суттєво відрізняються від режимів улоговин. Якщо другі за геодинамічними властивостями можна, в загальних рисах, порівняти з платформами, то серединно-океанічні хребти – це своєрідні океанічні рухливі зони.

Поздовжні долини на серединних хребтах розсічені “живими” розломами по яких відбувається виливання базальтової лави. Окрім того це сейсмічні зони. Все це вказує на те що ці долини – це структури розтягу, тобто рифти.

Поперечні, трансформні, розломи, як це вже зазначалось, розбивають хребти на окремі ділянки, зміщені в горизонтальному напрямку одна відносно іншої.

Серединні хребти зазнають поступового опускання. Встановлено, що тільки в кайнозої вони опустилися на глибини від 100о до 3000 м.

Базальтова магма в хребтах позбавлена летких компонентів, вказує на те, що виплавлялася вона в перегрітому стані. Встановлено, що під хребтами на глибині 20 км температура становить 1200 оС, а на глибині 40 км – 1250 оС. В таких умовах часткове плавлення мантійної речовини може складати 7 – 20% об’єму, внаслідок чого під хребтами утворюються своєрідні лінзи з частково переплавленою речовиною. Потужність такої лінзи досягає 30 – 40 км під осьовою зоною хребта. З віддаленням від хребта лінзи поступово виклинюються. В зоні часткового плавлення швидкість поширення сейсмічних хвиль 7 – 7,6 км/с.

Третій “ультрабазитовий” шар під хребтами відсутній.

Серединні хребти завдяки незначній глибині часткового плавлення в мантії, характеризуються дуже високим тепловим потоком, який у два рази перевищує нормальний. Відразу за вузькою осьовою зоною хребта тепловий потік різко падає до нормального.

Вік серединних хребтів, а точніше їх рифтових долин, не древніший кінця палеогену, а точніше формування їх відбулося в неоген – четвертинний час.

Якщо режим океанічних улоговин можна паралізувати з тафорогенним, то режим серединних хребтів подібний до рифтового, проте потрібно мати наувазі, що це самостійний режим планетарного масштабу, так як різко відрізняється вд континентального рифтогенезу не тільки масштабністю, але й і толеїтовим складом магми.

Таким чином, підводячи підсумок під характеристикою ендогенних режимів океанічних улоговин і серединно-океанічних хребтів, слід зазначити, що це самостійні, масштабні режими, відносно молодого віку, які містять риси подібності до тафрогенно і рифтогенного режимів континентів.