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.
Важность изучения срединных хребтов для понимания процессов внутри Земли
Срединные хребты представляют собой океанические горные системы, которые простираются на протяжении тысяч километров по дну океана. Они имеют огромное значение в геологическом плане, так как являются результатом разломов и тектонических движений, происходящих внутри Земли. Изучение срединных хребтов позволяет углубить наши знания о процессах формирования и эволюции коры и мантии, а также дает представление о глобальных геологических процессах.
1. Источник магмы и процесс рифтогенеза:
Срединные хребты являются источником магмы, которая извергается из глубин Земли на поверхность океана. Изучение этих горных систем позволяет понять процессы магматической активности и рифтогенеза, то есть образования новых рифтов и отверстий в земной коре. Такие исследования помогают понять механизмы образования и развития океанических бассейнов и событий, происходящих внутри Земли.
2. Понимание процессов плитного тектонического движения:
Срединные хребты играют ключевую роль в изучении тектонических движений и динамики земной коры. Они служат точками отсчета для определения скорости и направления расширения океанических плит. Также, изучение срединных хребтов позволяет понять процессы конвекции в мантии Земли и их влияние на рифтогенез и тектоническую активность.
3. Роль срединных хребтов в формировании морских отложений:
Срединные хребты являются местом активного вулканизма и геологической активности. Благодаря этому, они вносят значительный вклад в формирование и накопление морских отложений. Изучение структуры и состава этих отложений позволяет понять процессы геологической эволюции и климатические изменения в прошлом.
4. Понимание эволюции океанов и формирование их границ:
Изучение срединных хребтов дает возможность понять, каким образом формировались и эволюционировали океаны. Исследования позволяют определить границы океанических плит, механизмы взаимодействия плит и процессы, приводящие к образованию океанической коры.
Изучение срединных хребтов играет важную роль в нашем понимании процессов, происходящих внутри Земли. Познание этих процессов позволяет расширить наши знания о геологической истории планеты и предсказывать возможные геологические события в будущем.
Описание
Срединный хребет (район рек Левая Белая и Правая Киревна)
Длина — около 1200 км, средние высоты составляют 1200—1400 м. Является глубокорасчленённой системой с большим разнообразием форм рельефа, изменяющихся от альпийского и среднегорного типов до лавовых плато с конусообразными вулканическими постройками. Простирается с севера на юг, содержит большое количество вулканов, в основном щитовидных и стратовулканов. Кроме вулканов, состоит из лавовых плато, отдельных горных массивов и изолированных вершин, покрытых ледниками (общая площадь 866 км²). Выделяются хребты Малкинский, Козыревский и Быстринский.
Высочайшая точка — Ичинская Сопка (3607 м).
Многие вулканы превышают 2000 м: Хувхойтун (2618 м), г. Алней (2581 м), г. Шишель (2531 м), Острая Сопка (2539 м). Реки, стекающие со склонов Срединного хребта, в верховьях расположены очень близко друг к другу. В нижней и средней частях склонов — хвойные леса из лиственницы Каяндера и ели аянской и лиственные леса из каменной берёзы, выше — заросли кедрового и ольхового стланика и горная тундра.
Срединный хребет
Всего хребет состоит из 28 перевалов и 11 вершин, большая часть перевалов находится в северной части. Хребет асимметричен: его западный склон относительно пологий, а восточный, совпадающий с центральнокамчатским разломом, очень крутой. Для центральной части хребта обычны значительные расстояния между крупными вершинами. Южная часть хребта характеризуется высокой степенью расчленённости на отдельные массивы, отличающиеся асимметрией склонов.
Дорсальная дисперсия
С другой стороны, существует сильная связь между глубиной океанического хребта и его возрастом. В целом было показано, что глубина океана пропорциональна квадратному корню из возраста земной коры. Эта теория основана на связи между возрастом и термическим сжатием океанической коры.
По большей части похолодание для образования хребтов океана произошло около 80 миллионов лет назад. В то время глубина океана это было всего 5 км. В настоящее время известно, что его глубина превышает 10.000 XNUMX метров. Поскольку это похолодание является функцией возраста, медленно расширяющиеся хребты, такие как Срединно-Атлантический хребет, уже, чем более быстро расширяющиеся хребты, такие как Восточно-Тихоокеанский хребет.
Ширину гребня можно рассчитать исходя из скорости рассеивания. Обычно они расширяются примерно на 160 мм в год, что незначительно в человеческом масштабе. Однако в геологическом масштабе это заметно. Самые медленные числа — это те, которые они разгоняются всего на 50 мм в год, а самые быстрые — до 160 мм.
Те, которые расширяются медленнее, имеют трещины, а самые быстрые — нет. Медленно распространяющиеся рваные гребни имеют неправильную топографию на боковых сторонах, в то время как более быстро распространяющиеся гребни имеют более гладкие боковые стороны.
Как видите, океанская гряда сложнее, чем кажется. Его динамика определяется деятельностью суши, которая находится в постоянном движении.
Географическое положение Срединно-Атлантического хребта
Срединно-Атлантический хребет разделен на несколько секций, которые имеют различные характеристики и геологическую структуру. Наиболее известными из этих секций являются Карибско-Антарктическая, Южно-Атлантическая и Центральная Атлантическая секции.
| Секция | Местоположение | Особенности |
|---|---|---|
| Карибско-Антарктическая | Между Карибским морем и Антарктикой | Наиболее высокие пики |
| Южно-Атлантическая | Между Анголой и Бразилией | Богатые морские ресурсы |
| Центральная Атлантическая | Между Азорскими и Святой Еленой островами | Комплексная геологическая структура |
Срединно-Атлантический хребет характеризуется асимметричной геологической структурой, с разделением его западной и восточной сторон. Западная сторона хребта имеет крутые склоны и глубокие переломы, в то время как восточная сторона более пологая и более геологически стабильная.
Морфология срединно-океанических хребтовРельеф дна мирового океана / Срединно-океанические хребты / Морфология срединно-океанических хребтов
Морфологически срединные хребты – гигантские сводообразные линейно ориентированные поднятия или вздутия земной коры, протягивающиеся в виде сплошной цепи от Северного Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в просторы Тихого океана. В срединно-океанических хребтах различают: а) осевую или рифтовую зону, для которой характерен резко расчлененный горный рельеф, обусловленный разломной тектоникой, и б) в меньшей степени расчлененные фланги хребтов. Ширина срединных хребтов от нескольких сотен до 2 тыс. км. По существу, это не хребты, а огромные нагорья, не имеющие по занимаемой площади и по протяженности равных среди горных систем суши.
В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно, а также узкие и асимметричные по поперечному профилю окаймляющие их гребни или небольшие хребты. Впадины обычно называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т. е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом – рифтовой зоной .
Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины, связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемых трансформными. Узкие впадины в большинстве случаев значительно глубже рифтовых долин. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.
Проведены морфометрические исследования особенностей строения рельефа рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Они выделили широкий диапазон уклонов поверхности: от нулевых, соответствующих днищам рифтовых долин и поперечных желобов до 30° на склонах.
Рифтовые зоны с резко расчлененным рельефом, где колебания глубин достигают 7 км, по обе стороны окаймлены обычно значительно более широкими фланговыми зонами. Эти зоны также характеризуются сложным ложбинно-грядовым рельефом, однако интенсивность расчленения меньше, чем в рифтовых зонах, а средние глубины расчленения закономерно уменьшаются от рифтовых зон к внешним границам срединно-океанических хребтов.
Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсей практически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском и Центральноиндийском хребтах также основную часть составляют рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.
Наиболее типична для срединно-океанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое, Южно- и Восточно-тихоокеанские поднятия отличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.
Рельеф срединно-океанических хребтов
Визуально формирование срединно-океанических поднятий на Земле имеет вид огромного ожерелья, обладающего мелкоблоковым строением и четко расчлененным рельефом. Дно рифта заполнено молодыми вулканами в окружении гидротермальных источников.
Здесь регулярно происходят незначительные по масштабу землетрясения. Участок под осевыми рифтами занят магматическими камерами, связанными с центровыми извержениями на щелевом дне посредством километрового канала.
Звенья системы отличаются разным строением. Так срединные массивы имеют различную ширину и степень пологости, а на месте рифтовой долины иногда образуется выступ коры океана.
Строение срединно-океанического хребта.
Основные положения тектоники литосферных плит
Тектоника плит (plate tectonics) — современная геодинамическая концепция, основанная на положении о крупномасштабных горизонтальных перемещениях относительно целостных фрагментов литосферы (литосферных плит). Таким образом, тектоника плит рассматривает движения и взаимодействия литосферных плит.
Впервые предположение о горизонтальном движении блоков коры было высказано Альфредом Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы «дрейфа континентов», но поддержки эта гипотеза в то время не получила. Лишь в 1960-х годах исследования дна океанов дали неоспоримые доказательства горизонтальных движении плит и процессов расширения океанов за счёт формирования (спрединга) океанической коры. Возрождение идей о преобладающей роли горизонтальных движений произошло в рамках «мобилистического» направления, развитие которого и повлекло разработку современной теории тектоники плит. Основные положения тектоники плит сформулированы в 1967-68 группой американских геофизиков — У. Дж. Морганом, К. Ле Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей американских учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов
Время образования
Возраст Срединного хребта определяется по структуре коры — материковая она или океаническая. Можно рассмотреть многие области в связи с альпийскими структурами, сильно раздробленными и глубоко опущенными в океан. Например, область, прилегающая к морю у Фиджи.
Срединно-океанические хребты антиклинального типа — пологие склоны, отдельные и довольно редкие подводные вулканы — почти не расчленены. Это недавно образованные и самые простые океанического дна в виде раздробления платформ и интенсивной сейсмичности и вулканизма. Как известно, всё это началось во время кайнозойско-четвертичное. Антиклинальные образования — срединно-океанические хребты — формируются и растут и в настоящее время.
Второй тип горных образований в океанах — океанические валы — отличаются большей высотой и протяжённостью. Вытянутые линейно поднятия с пологими склонами имеют гораздо меньшую толщину коры. Такое строение имеют многие срединно-океанические хребты. Примеры: и другие.
Это более древние образования, вулканы образовались на них в третичное время, и позднее становление подводных гор продолжилось. Раздробление глубинных разломов повторялось неоднократно.
5.2 Течения Атлантического океана
В тропических широтах океана пассаты вызывают мощные поверхностные течения соленых вод, движущиеся с востока на запад по обе стороны от экватора под названием Северного и Южного Пассатных течений.
Южное пассатное течение у берега Южной Америки (мыс Сан-Роки) разделяется на две ветви, одна из которых отклоняется к югу, другая продолжает движение вдоль берега Гвианы (Гвианское течение) и входит через южные проливы Малых Антильских островов в Карибское море.
Северное Пассатное течение, встретив гряду этих островов, также разделяется на две ветви. Северная продолжает идти на северо-запад вдоль северных берегов Больших Антильских островов (Антильское течение), а южная через северные проливы Малых Антильских островов также входит в Карибское море, пройдя которое, устремляется через Юкатанский пролив в Мексиканский залив. В последнем создается огромное скопление вод, которые под влиянием разности уровней вод Мексиканского залива и прилегающей части океана со скоростью до 9 км/ч выходят через Флоридский пролив под названием Флоридского течения в океан, где встречаются с Антильским течением и дают начало мощному теплому потоку.
Гольфстрим следует к северо-востоку вдоль берегов Северной Америки, принимая под влиянием западных ветров на 40 с. ш. восточное направление. Приблизительно у 40° з. д. Гольфстрим отклоняется к северо-востоку, одновременно давая ответвление к югу вдоль берегов Пиренейского полуострова и Африки — холодное Канарское течение. Южнее островов Зеленого Мыса одна ветвь течения переходит в Северное Пассатное течение, замыкая антициклонический круговорот вод Северного полушария. Другая продолжается к югу и, постепенно нагреваясь, входит в Гвинейский залив как теплое Гвинейское течение.
Северо-восточная ветвь Гольфстрима — теплое Северо-Атлантическое течение — по мере продвижения к Британским островам дает ветвь к острову Исландия (течение Ирмингера), которая частично продолжается на севере вдоль западных берегов острова, а частично отклоняется на запад и, огибая с юга Гренландию, приносит теплую воду в Баффинов залив.
Из Северного Ледовитого в Атлантический океан поступают двумя мощными потоками холодные и опресненные воды. Один из них следует вдоль восточного берега Гренландии как Восточно-Гренландское течение, которое южнее Датского пролива сталкивается и перемешивается с теплыми водами течения Ирмингера. Другой направляется через Баффинов залив вдоль берегов Северной Америки, у которого он известен как холодное Лабрадорское течение, и южнее Ньюфаундленда сталкивается с Гольфстримом, частично отклоняясь к востоку, следует до мыса Хаттерас, образуя холодную стену между теплыми водами и берегом.
В Южном полушарии южная ветвь Южного Пассатного течения спускается под названием теплого Бразильского течения вдоль берега Южной Америки до 40° ю. ш., одновременно веерообразно растекаясь в юго-восточном и восточном направлениях. В районе устья реки Ла-Плата — это течение встречается с холодным Фолклендским течением, являющимся ветвью течения Западных Ветров и следующим к северу вдоль берега Патагонии, а у 40° ю. ш. поворачивает на восток. По мере продвижения на восток течение все больше отклоняется к северу и при встрече с южной оконечностью Африки дает начало холодному Бенгельскому течению, которое направляется к экватору, где переходит в Южное Пассатное течение, замыкая антициклонический круговорот вод Южного полушария.
Крупным современным открытием в области гидрологии явилось установление факта существования подповерхностного противотечения в экваториальном поясе Атлантического океана — течения Ломоносова. Оно пересекает океан с запада на восток под Южным Пассатным течением, достигает Гвинейского залива и затухает к югу от него. Сравнительно недавно в юго-восточной части океана было обнаружено и теплое Ангольское течение. В последние годы обстоятельно изучено мощное глубинное Лузитанское течение в восточной части Атлантического океана, образуемое придонным стоком вод Средиземного моря через Гибралтарский пролив. Основной поток вод Лузитанского течения направлен на север вдоль берегов Пиренейского полуострова. Выяснено также, что под Гольфстримом со скоростью 20 см/с проходит мощное противотечение, находящееся на глубине 900—3000 м.
Гидрологические особенности срединного хребта
- Отсутствие стоковых рек.
- Образование водоразделов.
- Наличие термальных источников и гейзеров.
- Нахождение подводных горячих источников.
- Образование подводных водораспределительных систем.
Одной из особенностей срединного хребта является отсутствие стоковых рек. Из-за наличия глубоких расколотых зон и покрова вулканических пород, вода не может проникать в недра земли. Вместо этого она образует кратеры, котловины и озера восходящих вод, что делает рельеф срединного хребта уникальным и привлекательным для исследований.
Гидрологические особенности срединного хребта также приводят к образованию водоразделов – мест, где воды рифта разделяются на два потока, идущие в разные стороны. Эти водоразделы могут быть источником водосбора для окрестных районов и играют важную роль в гидрологических процессах.
Еще одной интересной гидрологической особенностью срединного хребта является наличие термальных источников и гейзеров. Известно, что они образуются из-за сдвигов и движения плит земной коры, которые вызывают напряжения и трещины. Это позволяет горячим газам и воде проникать на поверхность и создавать удивительные природные явления.
Срединный хребет также славится нахождением подводных горячих источников. Из-за подводной вулканической активности и тектонических движений, вода нагревается близко к земной коре и образует горячие источники на морском дне. Эти источники являются уникальной средой обитания для многих видов организмов и представляют научный интерес.
Наконец, наличие срединного хребта способствует образованию подводных водораспределительных систем. Здесь происходит перемешивание различных водных масс и перенос полезных веществ с помощью течений и течений грунтовых вод. Такие системы могут играть важную роль в климатических и геохимических процессах, а также в поддержании разнообразия морской жизни.
Срединный хребет Камчатки
Ландшафт полуострова уникален. Горная цепь, являющаяся водораздельным хребтом на полуострове Камчатка — Срединный хребет. Длина его 1200 километров, пролегает с севера на юг и несёт на себе огромное количество вулканов — чаще всего щитовидных и стратовулканов. Есть там и плато из лавы, и отдельные горные массивы, а также изолированные вершины, покрытые вечными ледниками. Выделяются наиболее ярко Быстринский, Козыревский и Малкинский хребты.
Самая высокая точка — 3621 метр — Ичинская Сопка. Почти вровень с нею многие вулканы: Алнай, Хувхойтун, Шишель, Острая Сопка. Хребет состоит из двадцати восьми перевалов и одиннадцати вершин, большая часть которых на северном участке. Центральная часть отличается значительными расстояниями между вершинами, в Южной части — высокая расчленённость на асимметричные массивы.
Тектоническая структура Срединного хребта Камчатки сформировалась при длительном взаимодействии крупнейших литосферных плит — Тихоокеанской, Кула, Североамериканской и Евроазиатской.
Внимание, только СЕГОДНЯ!
Поделись в соц.сетях:
Геологическое строение
Геологическое строение срединного хребта характеризуется наличием в его составе различных горных пород. В основном, здесь преобладают вулканические и метаморфические породы. Вулканические породы часто представлены базальтами, андезитами и риолитами. Метаморфические породы включают сланцы, гнейсы и кварциты.
Кроме того, на срединном хребте можно наблюдать изверженные горные породы, такие как лавовые потоки и пирокластика. Изверженные породы часто имеют ярко выраженную текстуру и отличаются своей магматической природой.
Также на этом хребте встречаются различные типы скальных образований, такие как вулканические конусы, кальдеры и лавовые плато. Вулканические конусы образуются в результате извержений вулканов, а кальдеры представляют собой кратеры, оставшиеся после крупных вулканических извержений. Лавовые плато образуются при долговременном выливании лавы и ее последующем остывании.
- Вулканические породы
- Метаморфические породы
- Изверженные породы
Комбинация всех этих геологических процессов и пород создает уникальное геологическое строение срединного хребта, которое является основой для его рельефных и ландшафтных особенностей.
Рифтовые зоны
Под центром каждого участка хребтов поднимаются потоки магмы, растягивая земную кору, разламывая её края. Выливаясь на дно, магма остывает, наращивая массу хребта. Затем новая порция мантийного расплава ломает и дробит новую основу, и всё повторяется. Так в океане растёт земная кора. Этот процесс называется спредингом.
Скорость спрединга (формирования дна океана) определяет изменения облика хребтов от одного участка к другому. И это при одинаковом строении. Там, где скорости различаются, хребет в рельефе тоже совершенно меняется.
Там, где скорость спрединга невысока (напр. рифт Тажура), образуются огромные подводные долины с активными вулканами на дне. Их погружение ниже гребня примерно на четыреста метров, откуда идёт постепенное террасообразное поднятие ступеней на сто — сто пятьдесят метров каждая. Такой рифт есть в Красном море и на многих участках Срединно-Атлантического хребта. Подобные океанические горы растут медленно, по нескольку сантиметров в год.
При высокой скорости спрединга хребты (особо в поперечном сечении) выглядят так: центральное поднятие на полкилометра выше основного рельефа и оформлено цепью вулканов. Таково, например, Восточно-Тихоокеанское поднятие. Здесь долина сформироваться не успевает, а скорость наращивания земной коры в океане бывает очень высокой — 18-20 сантиметров в год. Таким образом можно определить и возраст срединного хребта.
Примечания
- ↑
- ↑ Россия. Физическая карта // Атлас мира / сост. и подгот. к изд. ПКО «Картография» в 2009 г. ; гл. ред. Г. В. Поздняк. — М. : ПКО «Картография» : Оникс, 2010. — С. 80-81. — ISBN 978-5-85120-295-7 (Картография). — ISBN 978-5-488-02609-4 (Оникс).
- . tapemark.narod.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru. Дата обращения: 7 октября 2020.
- . www.kamchatsky-krai.ru.
Заключение
До
нижнемезозойского времени включительно на месте тех океанов, которые окаймлены
перефериями атлантического типа, существовали участки суши, сложенные
сиалическими породами, в том числе гранитами. Такие участки суши существовали
на месте современных Атлантического и Индийского океанов. В Тихом океане,
окаймленном периферией тихоокеанского типа, признаков былого существования
крупных участков суши нет.
В
связи с этим уже давно возникла идея о наличии двух типов океанов: Тихий океан
считают “первичным” или во всяком случае очень древним, возникшим еще до
фанерозоя, а Атлантический и Индийский океаны относят к категории “вторичных”
океанов, образовавшихся в начале мезозоя на месте бывшей суши. Однако механизм
“вторичного” образования этих двух океанов в разное время трактовался
по-разному. Сначала предполагалось опускание суши с превращением ее в океан. В
последнее время многие исследователи придерживаются той точки зрения, что
Атлантический и Индийский океаны до мезозоя не существовали, потому что
окаймляющие их материки были сближены и объединены в один целый материк.
Образование же океанов было связано с раскалыванием этого целого материка и с
горизонтальным раздвижением в стороны отколовшихся материковых глыб, которые и
стали современными материками. Первичный единый материк, по этой точке зрения,
со всех сторон омывался водами Тихого океана. После раскола материка и
раздвижения его частей площадь Тихого океана сократилась.
Следующий
вывод заключается в том, что в начале мезозоя области, занятые сейчас океанами,
стали ареной, колоссальной по интенсивности, но химически однообразной
вулканической деятельности, приведшей к тому, что все дно океанов оказалось
покрытым толщей платобазальтов. Нам достоверно неизвестен состав третьего слоя.
Но весьма вероятно, что он составляет со вторым слоем одно генетическое целое и
сложен из гипабиссальных интрузивных основных и ультраосновных пород,
образующих совокупность глубинных “корней” излившихся платобазальтов.
Повсеместное
излияние базальтов должно было закончиться к средней юре, когда на поверхности
базальтов в некоторых районах океанов начали отлагаться осадки. Но излияние
базальтов продолжалось и после этого, только площадь, охваченная вулканическими
процессами, постепенно сокращалась. Вулканизм концентрировался во все более
узкой зоне вдоль срединно-океанических хребтов. Параллельно с сокращением
площади вулканизма площадь отложения осадков расширялась, и все более молодые
осадки поднимались выше по склону срединных хребтов. Вдоль гребня хребтов
развиты наиболее молодые базальты – плиоценовые и четвертичные, а осадки там
почти полностью отсутствуют.
В
течение мезозоя и позже со дна океанических котловин поднимались отдельные
возвышенности, а также вулканические конусы в форме подводных гор и гийотов.
Все эти структуры осложнили строение котловин, но все же огромные площади
последних оказались совершенно не затронутыми этими осложнениями и на них
сохранилось исключительно спокойное залегание осадочных слоев.
Все
перечисленные явления протекали на фоне гораздо более общего процесса
углубления океана. Признаки такого углубления видны в строении гийотов и
каралловых островов, в разрезах многих участков дна, где более молодые
глубоководные осадки подстилаются более древними мелководными.
Размер
углубления океанов в разных местах различен. За время с раннего мела
океанический бассейн стал глубже примерно от 2 до 6 км.
Прогибание
дна во внутренних областях океана в течение мелового периода и позже мы можем
поставить в один ряд с процессом опускания океанической периферии. Это
опускание происходило в целом спокойно на перифериях атлантического типа и
значительно более бурно на тихоокеанских перифериях. Но для периферий обоих
типов опускание определяло основную направленность геологического развития.
Теперь мы видим, что опускание земной коры свойственно не только перифериям, но
и всей площади океанов.
Суммируя
все более кратко, можно видеть в океанах обширные области отсутствия
сиалических пород, обычных для континентов, области опускания земной коры,
массового проявления базальтового вулканизма и интенсивного раскалывания. Эти
особенности своего развития океаны проявляли в течение мезозоя и кайназоя.
Внутренние
и окраинные моря также обнаруживают в строении своего дна признаки опускания
земной коры. На месте многих из них геологически совсем недавно были участки
суши, сложенные континентальными породами. Образование базальтового слоя коры и
превращение суши в глубокие морские впадины происходило преимущественно в
неогене и только в некоторых из морей началось еще в мезозое.