Будова океанів в геотектоніці
Тихий океан має площу 180 млн. км2, займає близько 1/3 земної кулі чи ? Світового океану. Середня глибина 3980 м, максимальна – 11022 м у Маріанському жолобі. Він обмиває східні узбережжя Азії й Австралії, західні – Північної і Південний Америки.
Крім основної акваторії включає численні окраїнні моря, з яких найбільшими є Берінгове, Охотське, Японське, Жовте, Східно- і Південно-Китайські, Філіппінське, Коралове та ін. У центральній і західній частинах океану розташовані численні острови (Гавайські, Нова Гвінея, Нова Каледонія, Фіджі, Туамоту, Коралові, Гебриди, Маршаллові, Самоа, Каролінські та ін.).
У глобальному геологічному плані Тихий океан є гігантською літосферною океанічною плитою, яка активно взаємодіє з навколишніми континентальними плитами по зонах спредінгу. Це визначає своєрідність його рельєфу і геологічної будови.
Виділяються дві найбільші структури: зона переходу континент-океан і океанічна западина. У свою чергу вони характеризуються гетерогенною будовою і можуть бути поділені на дрібніші структури.
Що стосується зони переходу континент-океан, то їй відповідає зона континентального шельфу, окраїнних морів, острівних дуг і глибоководних жолобів активних окраїн континентів, які формувалися в процесі підсуву (спредінгу) океанічної плити під континентальні.
Перехідна зона на сході і заході океану має відмінності. Так, біля берегів Північної і Південний Америки шельф дуже вузький, материковий схил від бровки шельфу круто опускається до пелагічних глибин, іноді розвинуті своєрідні зони бордерленду. Вони представлені системою підвідних пасм та улоговин, які сформувалися в процесі акреції до материка чужорідних блоків.
Тут океанічна плита безпосередньо підсувається під континент, а пов’язаний з субдукційними процесами вулканізм розвивається на окраїні континенту.
Західні і північні окраїни океану мають складнішу будову і становлять сполучення окраїнних морів, острівних дуг і глибоководних жолобів.
Як вважається, більшість окраїнних морів утворилися за рахунок розтягання між окраїнними дугами і континентальними масами (задуговий спредінг), при цьому часто зони спредінгу могли відривати і відсувати уламки континенту (Японія, Нова Зеландія).
Острівні дуги, які становлять собою пасма вулканів, обмежені з боку океану глибоководними жолобами – вузькими глибокими лінійними депресіями, які є, як вважається, поверхневим вираженням зон спредінгу.
У межах ложа океану виділяються системи активних серединно-океанічних хребтів чи рифтів і глибоководні западини.
Перші з них відповідають зонам розсуву чи субдукції океанічної кори, швидкість якої складає від 5 до 16-18 см/рік. Основні рифтові системи (вони ж хребти чи підняття): Експлорер, Хуан-де-Фука, Горда, Східно-Тихоокеанське підняття, Галапагоська і Чилійська системи. Звичайно в осьовій частині хребтів розташована рифтова долина глибиною до 2-3 км, де і відбувається вилив сучасних базальтів.
Далі від хребтів тектоно-магматична активність згасає і схил поступово переходить у навколишні глибоководні западини.
З віддаленням від хребтів зростає потужність кори і збільшується її вік. Основні западини: Північно-Західна, Північно-Східна, Центральна, Східно-Маріанська, Західно- і Східно-Каролінська, Меланезійська, Південна, Белінсгаузена, Гватемальська, Перуанська, Чилійська – характеризуються хвилястим рельєфом дна. Вони розділені підняттями, які мають переважно вулканічне походження (Гавайські, Каролінські, Маршаллові та ін. острови).
Океанічна кора має наступну будову (знизу):
кумулятивний комплекс дунітів і серпентинізованих піроксенітів;
розшаровані габро;
базальтовий шар (близько 2 км), що складається з комплексу дайок і підводних лав;
осадочний чохол, потужність якого у відкритому океані коливається від 100-150 до 500-600 м, а в основі континентального схилу й в окраїнних морях збільшується до 12-15 км.
У складі осадків у пелагічній частині океану розвинуті переважно карбонатні форамініферові і коколітові мули а в помірних зонах – крем’янисті діатомітові мули, які у батіальній частини змінюються на крем’яисті радіолярієві і діатомітові осадки, а в тропічних зонах – на червоні глибоководні глини.
Уздовж континентальної окраїни розвинуті головним чином теригенні і вулканогенні відклади, у серединно-океанічних хребтах – вулканогенні, часто збагачені оксидами і гідрооксидами заліза і марганцю.
Тихий океан багатий на скупчення горючих корисних копалин, розсипища важких мінералів, скупчення глибоководних залізо-марганцевих конкрецій, фосфоритів, поклади сульфідних руд. Основні нафтогазоносні райони приурочені до шельфу Австралії і Тасманії (родовища Барракута, Марлін, Кінгфіш, Капуні), Індонезії та Аляски. В Японському морі, уздовж узбережжя Північної Америки і Камчатки відомі і частково розробляються розсипи магнетитових пісків, Індонезії і Малайзії – каситериту, Аляски і Канади – золота і платини.
У глибоководних частинах океану виявлені величезні поля залізо-марганцевих конкрецій, у яких часто відзначаються також підвищений вміст міді й нікелю. Такі ж конкреції і кірки на підводних горах і схилах багатьох островів збагачені кобальтом і платиною.
У глибоководних частинах океану, а також на шельфі Каліфорнії і Нової Зеландії знаходяться поклади фосфоритів. В осьових частинах підводних рифтових систем, а іноді й в областях задугового спредінгу відкриті поклади сульфідних руд міді, свинцю, цинку, рідкісних металів (Східно-Тихоокеанське підняття, Галапагоський рифт). Нарешті, до мілководних ділянок шельфу приурочені родовища нерудних корисних копалин.
Атлантичний океан є другим у світі за розмірами, його площа дорівнює 91,6 млн. км2, він включає моря: Балтійське, Північне, Середземне, Чорне, Азовське, Карибське, Бафінове, Лабрадорськое, Скоша, Уедела, Лазарєва, Рісер-Ларсена.
Найбільші затоки: Гвінейська, Біскайська, Гудзонова, Мексиканська, Святого Лаврентія; найбільші острови: Гренландія, Ісландія, Велика Британія, Великі і Малі Антильські, Ірландія, Зеленого Мису, Фарерські, Шетланські, Азорські, Мадейра, Бермудські.
Центральною структурою Атлантичного океану є Серединно-Атлантичний хребет, що простягається в осьовій частині океану на 17 тис. км при ширині до 1 тис. км. У його осьовій частині виділяється рифтова долина, розсічена і зміщена за системою трансформних розломів. До неї приурочені епіцентри мілкофокусних землетрусів.
У межах ложа океану виділяються глибоководні западини (Лабрадорська, Ньюфаундлендська, Північноамериканська, Бразильська, Аргентинська, Європейська, Північно-Африканська, Сьєрра-Леоне, Гвінейська, Ангольська, Капська), абісальні рівнини, зони пагорбів і піднять (Бермудське, Ріу-Гранді, Роколл, Сьєрра-Леоне, Китовий хребет, Канарське, Мадейра, Зеленого Мису), підводні гори, глибоководні жолоби (Пуерто-Рико, Південно-Сандвічів, Кайман, Орьєнте).
Шельф має ширину від кількох до сотень кілометрів, гранітний шар кори виклинюється у межах материкового підніжжя, яке продовжує шельф. Тут же з 35-40 до 5-7 км зменшується потужність земної кори.
В океані вона складена нижнім габро-перидотитовим шаром (близько 5 км); середнім базальтовим (1,5-1,7 км); верхнім осадочним (середньою потужністю 0,7 км), відсутнім в осьовій зоні серединного хребта. Базальтовий шар побудований переважно толеїтовими різновидами базальтів, для яких характерна подушкова окремість. На островах розвинуті лужні різновиди базальтоїдів, у глибоководних жолобах і зонах трансформних розломів зустрічаються ультраосновні, у тому числі метаморфізовані породи.
Найдавнішими породами океанічного дна є середньоюрські осадки (150 млн. років), виявлені біля берегів Північної Америки. У напрямку до осі серединно-океанічного хребта вік осадків зменшується аж до четвертинного. У тому ж напрямку зменшується їх потужність.
Припускається, що Північна Атлантика утворилася 200 млн. років тому, а Південна – 120 млн. років тому при поділі Лавразії і Гондвани. Об’єднання океанічних басейнів відбулося 90 млн. років тому; їхнє подальше розширення пов’язане з постійним новоутворенням кори в осьовій зоні серединно-океанічного хребта і частковим її зануренням у мантію в крайових жолобах.
Індійський океан – третій за величиною, його площа 76,2 млн.км2, він включає моря Червоне, Аравійське, Андаманське, Лазарєва й ін.; найбільші затоки: Перська, Аденська, Оманська, Бенгальська, Велика Австралійська; найважливіші острови континентального походження: Мадагаскар, Тасманія, Шрі-Ланка, Сокотра, Сейшельські, вулканічного: Кергелен, Крозе, Принц-Едуард, Амстердам, Сен-Поль, коралового: Маскаренські, Коморські, Андаманські.
Геологічна будова Індійського океану є проміжною між Тихим і Атлантичним океанами. Уздовж континентального підніжжя, яке представлено пасивними континентальними окраїнами, континентальна кора стоншується і переходить в океанічну, а в активній окраїні – Зондській острівній дузі – відбувається субдукція літосферних плит.
Ширина шельфу не перевищує кількох десятків кілометрів, іноді зростає до 300-350 км. У центральній частині виділяється система серединно-океанічних хребтів довжиною до 20 тис. км, шириною 400-1000 км, висотою 2,5-4 км (Аравійсько-Індійський, Західно-Індійський, Африкано-Антарктичний, Центрально-Індійський, Австрало-Антарктичний).
Ці хребти у районі Аденської затоки з’єднуються з системою внутрішньоконтинентального Східно-Африканського рифту.
В їхній центральній частині відслонюються базальти, які залягають тут безпосередньо на розущільненій мантії. В іншій частині кора має тричленну будову: серпентинізовані ультраосновні породи і габро-перидотити нижнього шару, вище залягають габро-діабази і базальтові подушкові лави середнього шару, перекриті осадочними утвореннями верхнього шару.
Серединно-океанічними хребтами океанічне ложе розділене на три сегменти.
Найбільшими западинами ложа океану є: Оманська, Аравійська. Центральна, Кокосова, Північно-, Західно- і Південно-Австралійські, Натуралістів у ПС секторі; Сомалійська, Амірантська, Маскаренська, Коморська, Мозамбіцька – у західному; Крозе, Африкано-Антарктична, Австрало-Антарктична у південному секторі. У їх межах потужність осадочного чохла може досягати 1000 м, різко знижуючись на хребтах (Мадагаскарський, Маскаренський, Агул’яс і ін.).
Розвиток Індійського океану почався близько 150 млн. років тому після розколу Гондвани і продовжується до сьогоднішнього дня.
Основним мінеральним багатством Індійського океану є шельфові поклади нафти і газу, особливо нафтогазоносного басейну Перської затоки. Крім того, відомі каситеритові, рутилові, монацитові і цирконієві розсипи на узбережжі південно-східної Азії. У відкритому океані виявлені великі поля розвитку залізисто-марганцевих конкрецій. У Червоному морі відомі поклади солі, рудоносні осадки рифтових долин, так звані “чорні курці”.
Північний Льодовитий океан – найменший на землі, його площа 14,7 млн.км2, включає моря: Баренцеве, Біле, Карське, Лаптєвих, Східносибірське і Чукотське. Найбільші острови: Гренландія, Ісландія, Фарерські, Шпіцберген, Земля Франца-Йосифа, Колгуєв, Нова Земля, Вайгач, Північна Земля, Новосибірські, Врангеля [Геология Арктики, 1984].
Характерною відмінністю від інших океанів є дуже широка шельфова область, яка дорівнює близько 55% площі і складена корою континентального типу. Остання представлена континентальними блоками і продовженням різновікових складчастих структур, які обрамлюють Північний Льодовитий океан.
У центральній частині простежується Серединно-Арктичний хребет, по боках якого розташовані глибоководні западини: Гренландська, Норвезька Лофотенська (у Норвезько-Гренландському басейні), Амундсена і Нансена (у Євразійському). У їхніх межах розвинута кора океанічного типу, найдавніша частина якої (у межах Канадської улоговини) відноситься до пізньої юри - ранньої крейди.
Улоговини Макарова і Бафінової затоки сформувалися наприкінці крейди, а Норвежсько-Гренландський і Євразійський басейни – наприкінці палеоцену–початку еоцену. Підводний хребет Ломоносова і підняття Менделєєва складені континентальною корою і, ймовірно, становлять собою відторженці, які відокремилися від континентальних масивів у процесі розтягання земної кори при утворенні океану. На шельфі океану відомі нафтогазоносні басейни і розсипи каситериту.
