Микроконтиненты

C http://www.bibliofond.ru/view.aspx?id=437499

Микроконтиненты – совершенно особый тип поднятий. Микроконтиненты могут прилегать к подводной окраине континентов, представляя как бы глубоко опущенную часть шельфа – так называемые краевые плато, либо отделяться от континента узким желобом с океанической корой, либо более широким (многие сотни, даже более тысячи километров) океанским пространством. B пределах дна океанических впадин встречаются крупные участки дна с материковым типом земной коры. Значительные площади развития гранитного слоя наблюдаются в Северном Ледовитом океане.

Микроконтиненты - поднятия, которые подстилаются континентальной корой. Они обладают выровненной поверхностью, лежащей на глубинах 2-3 км и менее, и морфологически выражены подводными плато с банками или островами в наиболее повышенной части. Обнажения на этих островах, драгирование на уступах плато, сейсмические исследования и в отдельных случаях бурение показывают, что в основании этих плато залегает континентальная кора с её гранитно-гнейсовым слоем. Мощность этой коры обычно не превышает 25-30 км. К их числу относят Новозеландское плато в Тихом океане, хребет Ломоносова в Северном Ледовитом океане. Возраст континентальной коры от раннедокембрийского (Хаттон-Роколл) до мезозойского (Новозеландского плато).

Погружение (опускание) блоков континентальной коры, несмотря на ее пониженную плотность, наблюдается широко. Tак все-же есть ли базификация континентальной коры и каков масштаб явления?

По мнению В.В. Белоусова подъём из астеносферы огромных масс базальтового расплава вызывает его внедрение в кору, включая континентальнyю. Kонтинентальнaя корa в зоне растяжения может распадаться на отдельные глыбы, мелкие глыбы в конечном счёте испытывают расплавление и растворение в базальте, порождая субконтинентальную кору. Начальную стадию подобного процесса можно усматривать в образовании «переходной» коры, подстилающей континентальные склоны и подножия в полосе не более 100-120 километров.

По данной гипотезе (ссылка на американского геолога А. Мейерхофа) приводится пример растворения континентальной литосферы в срединно-океанических хребтах - А. Мейерхоф указывает, что на гребне срединно-океанического хребта в Атлантике на 45o с.ш. значительную площадь занимают такие породы континентальной коры, как гнейс, гранито-гнейс, гранит и др.

B пределах континентального склона пассивных окраин отмечено постепенное утонение фундамента континентальной коры. Предполагают, что здесь он дробится на блоки, погружающиеся в поле более молодых базальтов. Фрагментация нередко выражена в рельефе дна: оторванные от края части шельфа образуют крупные подводные плато. Наиболее известны подводные плато (Блейк, Мазарган, Эксмут, Седана и др).


“Диффузный” спрединг и наличие блоков с континентальной корой характерны для окраинных морей (Японскоe морe). Таким образом, существуют моря, в которых не произошло полного разрыва континентальной коры, а возникла кора «переходного» типа.

В окраинно-континентальных обстановках кора «переходного» типа может возникать двумя способами:

Первый из них близок к способу образования внутриконтинентальных систем. Он состоит в заложении или реанимации рифта, простирающегося вдоль континентальной окраины или активизации краевой части древней платформы. Этот рифт развивается вначале в континентальных условиях, а затем превращается в окраинное море либо с утонённой и переработанной континентальной корой (субокеанской), либо с настоящей океанской корой. Отделённая же этим окраинным морем пластина континентальной коры образует микроконтинент. Пример Японского моря включает зоны более ранней – « байкальской» и позднекиммерийской консолидации. B пределах Японского моря сохранилась погруженная глыба континентальной коры - подводная возвышенность Ямато. Образование Японского моря произошло в результате отделения Японских о-вов от материка 25 – 15MA. При этом огромную роль в предшествующие этапы, особенно в мелу, играли сдвиги.

Второй путь образования окраинно-материковой системы не за счёт континента, а за счёт океана, в связи с чем могут образоваться и внутриокеанские мopя. Основу этого развития составляет зарождение на океаничeской коре, как правило вдоль разлома, часто трансформного, вулканической островной дуги. Доказательством её внутриокеанского происхождения может служить химический состав и петрографический анализ.

Отделение от океана части пространства с океанической корой, образование окраинного моря другого типа характеризуется примером возникновения в конце мела Алеутской островной дуги с обособлением её в тылу впадины Берингова моря.

Pастяжениe в зоне окраинных морей компенсируется сжатием по периферии. Это сжатие связанно с функционированием подвигов, сейсмофокальных зон Беньофа. Начало этой стадии совпадает с прекращением общего расширения и переходом к преобладанию сжатия вдоль зон Беньофа.

Зоны субдукции и островные вулканические дуги в случае наличия микроконтинента могут возникать в следующих сочетаниях:

-По одной стороне микроконтинента, т.е. со стороны океана (наиболее обычное положение)

-По обеим сторонам микроконтинента. Т.е. со со стороны океана и континента, или окраинного моря, над более древней дугой, образованной в предыдущую стадию.

В эту стадию проявления толеит-базальтового вулканизма сменяется в основном адезитовым. Большую роль начинает играть пирокластический материал, образуются вулканогенные обломочные толщи. Проявление интрузивного вулканизма выражается в образовании относительно небольших плутонов (штоков) гранитоидов, в химическом составе которых натрий всё ещё преобладает над калием; это кварцевые диориты, тоналиты, гранотоиды. Отсюда определяется, какая часть верхней мантии вовлечена в дифференциацию, так как ранее эмпирически было просчитано, что для образования таких литофильных элементов, как натрий, требуется подъем мантийного материала с глубины 180 км в сравнении с калием – 130 км (последняя цифра особенно выразительно указывает на связь состава материковой земной коры с очень глубокими недрами Земли).

К экзоконтактам плутонов (штоков) гранитоидов приурочены месторождения магнетитовых и некоторых других руд. Установлено на примере современного «андезитового кольца» вокруг Тихого океана, что очаги андезитообразования лежат над участками зон субдукции глубиной 100=150 км. Возникновение андезитовых расплавов рассматривается по-разному: либо как результат подтока снизу вдоль разлома растворов щелочей и кремнезёма, способствующих плавлению мантии в висячем крыле зоны Беньофа, либо как продукт переплавления затянутой в зону подвигов океанской коры, испытавшей эклогитизацию в связи с погружением на большие глубины. Там, где зоны Беньофа наклонены под континенты, андезиты могут генерироваться за счёт контаминации мантийной магмой древней континентальной коры.