ВОЗРАСТ ЗЕМНЫХ БАЗАЛЬТОВ И ИХ СВЯЗЬ С РАЗЛИЧНЫМИ СТРУКТУРАМИ

 

 

Возраст вулканических морей на дне океанов

 

Индийский океан

 

Базальтовое ложе востока Индийского океана существовало уже в середине раннего мела. Вулканические и глыбовые надстройки Хребта 90° (с толеитовыми вулканитами) и цепочки вулканических островов (с щелочными разностями) были сформированы главным образом на рубеже мела-палеогена в условиях поднятий. Это базальтовое поле океанского ложа на севере (восток Индостана) и на востоке (запад Австралии) подходит к наземным трапповым вулканическим полям такого же двухактного становления.

 

Океанское ложе вдоль южного и восточного побережий Африки возникло в юрском периоде, так как уже в первой половине мела поверх него накопились мощные толщи глин и карбонатов. Неизвестно, имеется ли здесь под слоем осадков сплошной базальтовый плащ. Скорее всего, он существует в ложе Мозамбикского пролива, в сторону которого погружаются триас-раннеюрские лавы провинции Карру Южной Африки.

 

На западном Мадагаскаре также известны долериты этого возраста. В центре Мозамбикского пролива существует подводный хребет с разломными грабенами. Надстраивающие его щелочно-базитовые вулканические сооружения- образовали подводные возвышенности уже к началу мела. Импульс магматизма, проявленный вдоль разломов, оказывается общим и для океанского ложа и для прилегающих частей континента.

 

Лавы ложа западной части Индийского океана возникли к началу палеогена. В рифтовой долине были подняты драгами базальты и габбро этого возраста. Надстраивающие дно разломные магнаты вдоль океанского хребта и вдоль секущих его разломов — поднятий активно формировались вплоть до миоцена. Поле Деккан с двухактным магматизмом — площадными излияниями и щелочными разломными проявлениями — непосредственно смыкается с океанским полем лав вдоль берегов Индостана.

 

Атлантический океан

 

Лавовое поле, возникшее в палеогене в западной части Индийского океана, протягивается и в Атлантику, где слагает его центральную зону и проходит на север вплоть до широты Британских островов. Ряд скважин вскрывают здесь, в центре океана, лавы и осадки эоцена. Это значит, что сам чехол лав на дне уже возник в палеогене. Существование в палеогене лавового Дна в центре Атлантики подтверждается наличием крупных островных сооружений с постройками высотой 5—6 км над океанским Дном.

 

Некоторые острова содержат в своих привершинных частях Молодые вулканиты миоценового возраста. Крупные пьедесталы вул- панических островов, надстраивающие более древнее океанское ло- же, уже в начале миоцена поднимались выше уровня моря и под. вергались абразии — размыву волнами. Это о-ва Буве, Вознесения, Азорские. Импульс поднятий и вдольразломного вулканизма совпа- дает с оформлением горстов и грабенов срединного хребта. Затеи происходит заполнение его троговых долин; вулканизм отдельных островов длится до сих пор.

 

 

Периферические базальтовые поля в ложе Южной и Централь- ней Атлантики были сформированы в начале мела, так как морские слои мела широко развиты над вторым океанским слоем лав. Поля лав осложнены вулканическими надстройками вдоль разломов, выко- дящих на материки. На материках эти разломы трассируются ще- лочно-базитовыми магматическими телами, внедренными в конце мела — палеогене. Как и в ложе океана, разломные магматиты материков формируются вслед за эпохами региональных базальтовых излияний. Излияния проходили в бассейне Парана Южной Америка и в регионах Намибии, Анголы в Африке. Эти периферические полосы базальтов в ложе океана протягиваются к северу до районов Бермуд и Большой Банки, п-ова Лабрадор на западе и до побе- режья Бискайского залива на востоке.

 

В самой широкой центральной части Атлантики краевые области дна возникли значительно раньше. Это Мексиканский залив, дно близ берегов США и близ берегов Сенегала. В юрское время, вероятно уже в конце триаса, здесь существовали солеродные лагуны поверх базальтов. И на западной, и на восточной периферии океана погружение континентов в сторону Атлантики произошло после того как в американских Аппалачах и по краю синеклизы Тауденни в Африке возникли системы грабенов с надстраивающими базитами.

 

Осевое палеогеновое лавовое поле Атлантики севернее Ньюфаундленда разделяется на две периферические полосы, где тоже развиты палеогеновые базальты в дне океана. Базальты того же возраста известны и в краях примыкающих материков. Поверх океанского дна прослежены разломы с вулканическими постройками из лав щелочного состава и роями даек. Разломы также выходят на материковые побережья. Возраст вулканитов вдоль разломов —рубеж палеогена и неогена.

 

Ложе океана вдоль срединного хребта в северной Атлантике хорошо изучено в Исландии, где оно приподнято над уровнем моря. Плащ слагается лавами миоцена, он нарушен системой разломов, еще более поздних. Вулканизм вдоль этих разломов развивается с конца неогена и вплоть до настоящего времени. Преобладающие вулканиты относятся к контрастным базальт-липаритовым сериям.

 

Северный Ледовитый (Арктический) океан

 

Выделение провинций в дне этого океана сделано условно, так как здесь не было бурения. Д^ожно продолжить базальтовый плащ центра Северной Атлантики вдоль середины Ледовитого океана (по хребту Гаккеля). Предполагаем базальты миоцена в главном плаще и плиоцен-четвертичные разломные вулканиты вдоль его рифтовой долины.

 

Наличие долеритов мелового возраста на севере Шпицбергена, на Земле Франца-Иосифа, а также в Сибири к востоку от складок Верхоянья позволяет допустить наличие по краям океана более древних лавовых плащей (см.  9). Мел-палеогеновые базальт^ есть также на Земле Баффина, в пролиое Девиса, в Лабрадорской море. Поля базальтов, видимо, продолжают на материк провинция лав периферии Ледовитого океана по ее простиранию.

 

Тихий океан.

 

В восточной части Тихого океана вдоль его подводного хребта имеется базальтовое поле, сходное и по возрасту и по строению с базальтовым плащом центра Северной Атлантики. Вулканические сооружения вдоль разломов осевой зоны относятся к пляоцен-четвертичному времени. Продолжение этого плаща лав имеется на материке внутри провинции плато Колумбия Кордильер Северной Америки. Краевые области лавового поля вокруг полосы Восточно-Тихоокеанского поднятия были сформированы раньше, уже к началу палеогена. Это подтверждено бурением. Раэломные структуры на этом плаще типа меридионального Галапагосского хребта близ Южной Америки возникли на палеогеновом базальтовом плаще и были надстроены вулканическими горами уже в неогене.

 

Совсем иначе построено центральное тихоокеанское пространство. Его базальтовое дно — самое древнее в океане. Оно возникло уже к началу мела одновременно на огромных площадях. Во второй половине мела и в палеогене на нем стали вырастать надстраивающие вулканические горы и острова.

 

Базальты дна в западной периферии Тихого океана образуют отдельные обособленные провинции более молодого возраста. К их рассмотрению мы обратимся позже. Сейчас подчеркнем, что возраст лав во всей полосе западной окраины океана молодой. Есть плащи лав, возникшие к началу палеогена: Западно-Филиппинское море, Коралловое, Тасманово моря. Самые молодые плащи лав возникли I началу неогена: бассейн Сикоку, восток Филиппинского моря (бассейн Паресе-Вела), Каролинский бассейн и др. Все эти западно- тихоокеанские базальтовые провинции дна не Имеют связей с трап- повымн полями материков. На материках западного побережья Тихого океана трапповые провинции отсутствуют.

 

Разновозрастные провинции в базальтовом ложе океанов с системами разломов и вдольразломных вулканических гор разделены на  9 ровными границами, что является явным упрощением. Точного очертания границ каждого поля мы пока не знаем. Почти каждое из выделенных базальтовых полей в ложе океанов по простиранию выходит на материк, что помогает определять время накопления лав дна, поскольку на материках известно не только окончание, но и начало эпох региональных вулканических излияний.

 

Анализ возраста лавовых полей, хотя и не полный при нынеш- внх знаниях, позволяет выявить в океанических базальтовых провинциях полосовые пояса или их отдельные звенья следующих возрастов:

а)         пермско-триасовые с надстройкой триасово-раннеюрских (к северу от Западной Сибири, к юго-востоку от Северной Америки);

б)        триасово-юрские с надстройкой позднеюрско-раннемеловых (к юго-западу и юго-востоку от Африки);

в)         юрско-раннемеловые с надстройкой меловых — палеогеновых (края южной и центральной Атлантики, по периферии Восточной Антарктиды, к югу и западу от Австралии, Центральные части Ти- *ого океана);

г)         позднемеловые — палеогеновые с надстройкой палеоггн-нео- геновых (края северной Атлантики, Арктического океана, запад

Индийского океана, запад. Тихого океана и его северные облает^ центральные части южной Атлантики);

д) палеоген-неогеновые с надстройкой неоген-антропогеновщ (центр северной Атлантики, центр Арктического океана, юговосточ. ная часть Индийского океана, крайний запад и восточная периферии Тихого океана).

 

В пределах всех выделенных полей отмечается концентрации поздних магматитов вулканических гор и островов у секущих раз. ломов. Вдоль поясов, сложенных в ложе океанов разновозрастными полями лав, намечается зональность по их простиранию. По круто секущим разломам происходит смена возраста полей, так чго каж. дая из полос внутри лавовых поясов может распадаться на отдельные звенья.

 

Дополнительно следует отметить, что в областях океанически» хребтов располагаются базальтовые поля,» всегда наиболее молодые в поперечной зональности для океана, но не всегда самые молодые для Земли. Именно вдоль рифтовых систем океанических хребтов имеются выходы измененных базальтов, включающих тела ультраосновных пород. Ультраосновные породы вскрываются также вдоль поперечных разломов — в стенках эскарпов, где они залегают среди толщ базальтов.

 

Таким образом, при образовании лав дна современного мирового океана были проявлены те же пять вспышек площадного базальтового вулканизма, которые установлены и для материков. Одно- возрастные плащи базальтов материков и океанов часто пространственно переходят друг в друга. После образования каждого материково-океанского базальтового мегапокрова он рассекается системой разломов, переходящих с материка в океан. Вдоль разломит зон в одно и то же время начинают расти конусные или щитовые вулканические сооружения. Они надстраивают главный базальтовый плащ, часть которого может приподниматься с размывом на материке, а другая часть — опускаться под толщу вод в океане.

 

 

К содержанию книги: ВУЛКАНИЧЕСКИЕ МОРЯ ЗЕМЛИ И ЛУНЫ

 

Смотрите также:

 

Масса. Вращение. Лунный рельеф  ЛУННОЙ ПОВЕРХНОСТИ  формирование грунтов - рельеф Луны  Причины приливов...