Океанска кора, тектоника на плочите, методи на изследване - геология. Структурата на земната кора

земната коранаречена външната твърда обвивка на Земята, ограничена отдолу от повърхността на Мохоровичич или Мохо, която се отличава с рязко увеличаване на скоростта на еластичните вълни, когато преминават от повърхността на Земята в нейните дълбини.

Под повърхността на Mohorovichic има следната твърда обвивка - горна мантия . Най-горната част на мантията, заедно със земната кора, е твърда и крехка твърда обвивка на Земята. - литосфера (камък). Той е подложен от по-пластични и податливи на деформация, по-малко вискозни слоеве на мантията - астеносфера (слаб). В него температурата е близка до точката на топене на веществото на мантията, но поради високото налягане веществото не се топи, а е в аморфно състояние и може да тече, оставайки твърдо, като ледник в планината. Именно астеносферата е пластмасовият слой, по който се носят отделни блокове от литосферата.

Дебелината на земната кора на континентите е около 30-40 km, под планинските вериги се увеличава до 80 km (континентален тип земна кора). Под дълбоката част на океаните дебелината на земната кора е 5-15 km (океански тип земна кора). Средно подметката на земната кора (повърхността на Мохоровичич) лежи под континентите на дълбочина 35 км, а под океаните на дълбочина 7 км, т.е. океанската кора е около пет пъти по-тънка от континенталната кора.

В допълнение към разликите в дебелината, има разлики в структурата на земната кора от континентален и океански тип.

континентална корасъстои се от три слоя: горен - седиментен, простиращ се средно на дълбочина 5 km; среден гранит (името се дължи на факта, че скоростта на сеизмичните вълни в него е същата като в гранита) със средна дебелина 10-15 km; долната е базалтова с дебелина около 15 km.

океанска корасъщо се състои от три слоя: горен - седиментен до дълбочина 1 km; средно големи с малко известен състав, срещащи се на дълбочини от 1 до 2,5 km; долната е базалтова с дебелина около 5 km.

Визуално представяне на естеството на разпределението на височините и дълбочините на океанското дъно дава хипсографска крива (Фиг. 1). Той отразява съотношението на площите на твърдата обвивка на Земята с различна височина на сушата и с различна дълбочина в морето. Използвайки кривата, се изчисляват средните стойности на височината на сушата (840 m) и средната дълбочина на морето (-3880 m). Ако не вземем предвид планинските райони и дълбоководните котловини, които заемат сравнително малка площ, тогава на хипсографската крива ясно се разграничават две преобладаващи нива: нивото на континенталната платформа с височина около 1000 m и ниво на океанското дъно с коти от -2000 до -6000 м. зоната е сравнително остър перваз и се нарича континентален склон. Така естествената граница, разделяща океана и континентите, не е видимата брегова линия, а външният ръб на склона.

Ориз. Фиг. 1. Хипсографска крива (A) и обобщен профил на океанското дъно (B). (I - подводна граница на континентите, II - преходна зона, III - океанско легло, IV - средноокеански хребети).

В рамките на океанската част на хипсографския (батиграфски) Кривата разграничава четири основни етапа на релефа на дъното: континентален шелф или шелф (0-200 m), континентален склон (200-2000 m), океанско дъно (2000-6000 m) и дълбоководни падини (6000- 11000 м).

Шелф (континента)- подводно продължение на сушата. Това е област от континенталната кора, която обикновено се характеризира с плосък релеф със следи от наводнени речни долини, кватернерно заледяване и древни брегове.

Външната граница на рафта е ръб, край - рязко огъване на дъното, отвъд което започва континенталният склон. Средната дълбочина на билото на рафта е 130 m, но в определени случаи дълбочината му може да варира. Ширината на шелфа варира в много широк диапазон: от нула (в редица райони на африканското крайбрежие) до хиляди километри (край северното крайбрежие на Азия). Като цяло шелфът заема около 7% от площта на Световния океан.

континентален склон- зоната от ръба на шелфа до континенталното подножие, т.е. преди прехода на склона към по-плоско дъно на океана. Средният ъгъл на наклон на континенталния склон е около 6 °, но често стръмността на склона може да се увеличи до 20-30 0, а в някои случаи са възможни почти отвесни первази. Ширината на континенталния склон поради стръмния спад обикновено е малка - около 100 km.

Релефът на континенталния склон се характеризира с голяма сложност и разнообразие, но най-характерната му форма е подводни каньони . Това са тесни улеи с голям ъгъл на падане по надлъжния профил и стръмни склонове. Върховете на подводните каньони често се врязват в ръба на шелфа, а устията им достигат до континенталното подножие, където в такива случаи се наблюдават алувиални ветрила от рохкав седиментен материал.

континентален крак- третият елемент от релефа на океанското дъно, разположен в рамките на континенталната кора. Континенталното подножие е обширна наклонена равнина, образувана от седиментни скали с дебелина до 3,5 km. Ширината на тази леко хълмиста равнина може да достигне стотици километри, а площта е близка до тази на шелфа и континенталния склон.

Легло на океана- най-дълбоката част от дъното на океана, заемаща повече от 2/3 от цялата площ на Световния океан. Преобладаващите дълбочини на океанското дъно варират от 4 до 6 км, а релефът на дъното е най-спокоен. Основните елементи на релефа на океанското дъно са океански басейни, средноокеански хребети и океански повдигания.

океански басейни- обширни депресии на океанското дъно с дълбочини около 5 km. Изравнената повърхност на дъното на котловините се нарича абисални (бездънни) равнини и се дължи на натрупването на седиментен материал, донесен от сушата. Абисалните равнини в Световния океан заемат около 8% от океанското дъно.

средноокеански хребети- тектонично активни зони в океана, в които протича новообразуването на земната кора. Те са изградени от базалтови скали, образувани в резултат на навлизането на материя от горната мантия от недрата на Земята. Това доведе до особеностите на земната кора на средноокеанските хребети и разпределението й към типа рифт.

океанът се издига- големи положителни форми на релефа на океанското дъно, които не са свързани със средноокеанските хребети. Разположени са в рамките на океанския тип земна кора и се отличават с големи хоризонтални и вертикални размери.

В дълбоката част на океана са открити отделни подводни планини с вулканичен произход. Наричат ​​се подводни планини с плоски върхове, разположени на дълбочина над 200 m гайоти.

Дълбоководни ровове (корита)- зони на най-големите дълбочини на Световния океан, надвишаващи 6000 m.

Най-дълбоката депресия е Марианската падина, открита през 1954 г. от изследователския кораб "Витяз". Дълбочината му е 11022 m.

От Уикипедия, свободната енциклопедия

Възраст на океанската кора. Червеното показва най-младите обекти, синьото - най-древните.

океанска кора- тип земна кора, често срещан в океаните. Кората на океаните се различава от континентите по по-малката си дебелина (дебелина) и базалтов състав. Образува се на средноокеанските хребети и се абсорбира в зоните на субдукция. Древни фрагменти от океанска кора, запазени в нагънати структури на континентите, се наричат ​​офиолити. В средноокеанските хребети протича интензивно, в резултат на което от него се изнасят лесно разтворими елементи.

Годишно в средноокеанските хребети се образуват 3,4 km² океанска кора с обем 24 km³ и маса 7 × 10 10 тона магмени скали. Средната плътност на океанската кора е около 3,3 g/cm³. Масата на океанската кора се оценява на 5,9 × 10 18 тона (0,1% от общата маса на Земята или 21% от общата маса на кората). По този начин средното време на обновяване на океанската кора е по-малко от 100 Ma; най-старата океанска кора, разположена в дъното на океана, се е запазила в басейна Пигафетав Тихия океан и има юрска възраст (156 милиона години).

Океанската кора се състои главно от базалти и, абсорбирана в зоните на субдукция, се превръща в силно метаморфозирани скали - еклогити. Еклогитите имат по-голяма плътност от най-често срещаните скали на мантията, перидотитите и потъват в дълбочина. Те се задържат на границата между горната и долната мантия, на дълбочина около 660 километра, след което проникват в долната мантия. Според някои оценки еклогитите, които преди са образували океанската кора, сега съставляват около 7% от масата на мантията.

Сравнително малки фрагменти от древната океанска кора могат да бъдат изключени от циркулацията на разпространение и субдукция в затворени басейни, затворени в резултат на сблъсъка на континентите. Пример за такова място може да бъде северната част на падината на Каспийско море, чиято основа, според някои изследователи, е съставена от девонска океанска кора.

Океанската кора може да пълзи върху континенталната кора в резултат на запушване. Така се образуват най-големите офиолитови комплекси от типа на семаилския офиолитов комплекс.

Структурата на океанската кора

Стандартната океанска кора е с дебелина 7 km и строго правилна структура. Отгоре надолу тя се състои от следните комплекси:

• седиментни скали, представени от дълбоки океански седименти.
• базалтови покривки избухнаха под водата.
• Комплексът от диги се състои от вложени базалтови диги.
• слой от основни пластове

Има два основни типа земна кора: океанска и континентална. Съществува и преходен тип земна кора.

Океанска кора. Дебелината на океанската кора в съвременната геоложка епоха варира от 5 до 10 km. Състои се от следните три слоя:

• 1) горният тънък слой от морски седименти (дебелина не повече от 1 km);
• 2) среден базалтов слой (дебелина от 1,0 до 2,5 km);
• 3) долния слой габро (дебелина около 5 km).

Континентална (континентална) кора.Континенталната кора има по-сложна структура и по-голяма дебелина от океанската. Средната му дебелина е 35-45 km, а в планинските страни достига до 70 km. Той също се състои от три слоя, но се различава значително от океана:

• 1) долният слой, съставен от базалти (дебелина около 20 km);
• 2) средният слой заема основната дебелина на континенталната кора и условно се нарича гранит. Изградена е предимно от гранити и гнайси. Този слой не се простира под океаните;
• 3) горният слой е седиментен. Средната му дебелина е около 3 km. В някои райони дебелината на валежите достига 10 km (например в Каспийската низина). В някои райони на Земята седиментният слой отсъства напълно и на повърхността излиза гранитен слой. Такива области се наричат ​​щитове (напр. Украински щит, Балтийски щит).

На континентите в резултат на изветрянето на скалите се образува геоложка формация, наречена кора на изветряне.

Гранитният слой е отделен от базалтовия слой от повърхността на Конрад, върху която скоростта на сеизмичните вълни нараства от 6,4 на 7,6 км/сек.

Границата между земната кора и мантията (както на континентите, така и на океаните) минава по повърхността на Мохоровичик (линия Мохо). Скоростта на сеизмичните вълни върху него скача до 8 км/ч.

Освен двата основни типа - океански и континентален - има и области от смесен (преходен) тип.

На континенталните плитчини или шелфове кората е с дебелина около 25 km и като цяло е подобна на континенталната кора. В него обаче може да изпадне слой базалт. В Източна Азия, в областта на островните дъги (Курилските острови, Алеутските острови, Японските острови и др.), земната кора е от преходен тип. И накрая, земната кора на средноокеанските хребети е много сложна и все още малко проучена. Тук няма граница на Мохо и материалът на мантията се издига по разломи в кората и дори до нейната повърхност.

Понятието "земна кора" трябва да се разграничава от понятието "литосфера". Понятието "литосфера" е по-широко от "земната кора". В литосферата съвременната наука включва не само земната кора, но и най-горната мантия до астеносферата, тоест до дълбочина около 100 km.

Концепцията за изостазия. Изследването на разпределението на гравитацията показа, че всички части на земната кора - континенти, планински страни, равнини - са балансирани върху горната мантия. Това балансирано положение се нарича изостазия (от латински isoc - равномерно, stasis - положение). Изостатичното равновесие се постига поради факта, че дебелината на земната кора е обратно пропорционална на нейната плътност. Тежката океанска кора е по-тънка от по-леката континентална кора.

Изостазия - по същество дори не е равновесие, а стремеж към непрекъснато нарушавано и възстановявано равновесие. Така например Балтийският щит след топенето на континенталния лед на плейстоценското заледяване се издига с около 1 метър на век. Площта на Финландия непрекъснато се увеличава поради морското дъно. Територията на Холандия, напротив, намалява. Линията на нулевия баланс в момента минава малко на юг от 60 0 N.L. Съвременният Санкт Петербург е с около 1,5 м по-висок от Санкт Петербург по времето на Петър Велики. Както показват данните от съвременните научни изследвания, дори тежестта на големите градове е достатъчна за изостатичното колебание на територията под тях. Следователно земната кора в районите на големите градове е много подвижна. Като цяло релефът на земната кора е огледален образ на повърхността на Мохо, подметката на земната кора: повдигнатите зони съответстват на депресии в мантията, по-ниските зони съответстват на по-високото ниво на нейната горна граница. Така под Памир дълбочината на повърхността на Мохо е 65 км, а в Каспийската низина - около 30 км.

Топлинни свойства на земната кора. Ежедневните колебания в температурата на почвата се простират до дълбочина 1,0–1,5 m, а годишните колебания в умерените ширини в страни с континентален климат до дълбочина 20–30 m слой с постоянна температура на почвата. Нарича се изотермичен слой. Под изотермичния слой дълбоко в Земята температурата се повишава и това вече е причинено от вътрешната топлина на земните недра. Вътрешната топлина не участва във формирането на климата, но служи като енергийна основа на всички тектонични процеси.

Броят градуси, с които температурата се повишава за всеки 100 m дълбочина, се нарича геотермален градиент. Разстоянието в метри, на което температурата се повишава с 1 0 C при понижаване, се нарича геотермално стъпало. Стойността на геотермалната стъпка зависи от релефа, топлопроводимостта на скалите, близостта на вулканичните огнища, циркулацията на подпочвените води и др. Средно геотермалната стъпка е 33 м. Във вулканичните райони геотермалната стъпка може да бъде само около 5 m, а в геоложки спокойни райони (например на платформи) може да достигне 100 m.

Съществуват значителни различия в структурата на земната кора под дълбоката част на океана и на континентите. Дебелината на земната кора на континентите е около 30-40 km, под планинските вериги се увеличава до 80 km. Под дълбоката част на океана дебелината на земната кора е 5-15 км. Средно подметката на земната кора лежи под континентите на дълбочина 35 км. и под океаните на дълбочина 7 км, т.е. Океанската кора е около 5 пъти по-тънка от континенталната.

В допълнение към разликата в дебелината, има значителни разлики в структурата на земната кора от континентален и океански тип.

Континенталната кора се състои от три слоя: горен седиментен слой, образуван от продуктите на разрушаването на кристални скали и простиращ се средно на дълбочина 5 km; среден гранит (скорост на сеизмичните вълни като в гранита), състоящ се от кристални и метаморфни скали и с дебелина 10-15 km; долен базалт с дебелина около 15 км.

Океанската кора също се състои от три слоя: горният седиментен слой, простиращ се на дълбочина 1 km; средно големи с малко известен състав, срещащи се на дълбочина 1-2,5 km; долен базалт, със средна дебелина около 5 km.

Границата между континенталния и океанския тип земна кора минава средно по изобата от 2000 м. На тази дълбочина гранитният слой се вклинява и изчезва. Границата между континенталния и океанския тип земна кора не винаги е ясно очертана. Отделните региони се характеризират с постепенен преход от земната кора от океански тип към континентален. Така например за далекоизточните морета басейнът на маргиналното море граничи с ръба на континенталната платформа; гранитният слой отсъства, но седиментният слой е толкова развит, че общата дебелина на земната кора в басейните на далекоизточните морета е 15-20 km (субоокеански тип).

Границата на моретата и океаните са дънни издигания - островни дъги. Земната кора в областта на островните дъги е подобна по структура и дебелина на континенталния тип и се нарича субконтинентална.

Терминът "преходна зона" се използва в двоен смисъл: първо, посочва се преходното положение на определена зона между континента и океана (в този смисъл континенталният склон с подножието му може да се счита за преходна зона), второ , подчертава се генетичното и историческото значение на това понятие, зоната, в която се извършва преходът, трансформацията на едно състояние на земната кора в друго.

Комплексите морски басейн-островна дъга-дълбоководни ровове формират области на преходната зона. Сравнението на тези области ни позволява да ги разделим на няколко типа, които съставляват определена генетична серия.

1. Витязевски тип. Районът, включващ Витязкия изкоп, принадлежи към този тип. Характеризира се с: липса на ясно очертана островна дъга, сравнително малка дълбочина на изкопа и слаба сеизмичност.

2. Тип Мариана. Мариански преходен район. Ясно изразена (предимно под формата на подводен хребет) островна дъга, много дълбока траншея, интензивна сеизмичност и вулканизъм, малка дебелина на седиментния слой в траншеята и в морския басейн, който по същество не се различава от съседния океански басейни.

3. Курилски тип. В много отношения преходният регион е подобен на предишния тип, но се различава с много по-голяма изолация на морските басейни, субокеански тип земна кора под дъното им и много по-големи размери на островите. Има области с субконтинентална кора, островните дъги често са двойни. Интензивността на сеизмичните и вулканичните процеси достига своя максимум. Дълбочините на окопите са много големи. Дебелината на седиментния слой в траншеите и басейните се увеличава значително.

4. Японски тип. Островни дъги с различна възраст се сливат в единични големи масиви от островна или полуостровна земя. Появяват се големи по размери участъци от типична континентална кора. Интензивността на вулканизма е значително намалена, но интензивността на сеизмичните процеси все още е много висока. Дъната на морските басейни са изградени от субокеанска кора с дебел седиментен слой.

Още две разновидности се присъединяват към разглеждания тип, който може да се нарече индонезийски и източнотихоокеански. Те са обединени от много значително участие на континентални елементи в структурата на преходния регион, по-малка (в сравнение с предишния тип) дълбочина на траншеите и често намаляване на вулканичната активност.

5. Средиземноморски тип. Характеризира се с по-нататъшно увеличаване на ролята на континенталната кора. Подокеанските басейни остават под формата на "прозорци", заобиколени от всички страни от континенталната кора. Бившите островни дъги са по същество млади планински структури, които образуват ръба на континента или неговия полуостров. Дълбоководните ровове или са запазени като реликви (Елинският ров в Средиземно море), или ги няма.

Дебелината на субокеанската кора в басейните е много висока; в рохкавата покривка са възможни съвременни нагънати процеси или образуване на диоритни структури (например Южен Каспий, Балеарският басейн на Средиземно море). В преходните зони може да се намери и типично океанска кора (дъното на Филипинско море) и типично континентална кора (Японските острови). Преходните зони се характеризират с висока сеизмичност и висок контраст на релефа: върховете на островните дъги се издигат до 3–4 km, а дълбочината на морето в траншеите може да достигне 11 km. Това показва интензивността на тектоничните движения на земната кора в преходните зони, характерни за геосинклиналните региони, поради което този тип земна кора се нарича още геосинклинален.

В рамките на океанската кора се разграничава друг тип - рифтогенен, характерен за зоните на средноокеанските хребети. Основната особеност на структурата на океанската кора в зоните на средноокеанските хребети е, че седиментната обвивка на дъното на аксиалните рифтови долини практически отсъства, а дебелината на седиментния слой се увеличава с отдалечаване от билото. Високата сеизмичност, високите стойности на топлинния поток и аномалиите в геофизичните характеристики също свидетелстват за особеностите на структурата на океанската кора от рифтогенен тип.

Така в рамките на Световния океан земната кора е представена от континентален и океански тип, преходен (геосинклинален) и рифтогенен.

Океанската кора има характерен релеф. В абисалните басейни дъното на океана лежи на дълбочина около 6-6,5 km, докато на хребетите MOR, понякога разчленени от дълбоки проломи (рифтови долини), нивото му се повишава до около -2,5 km, а на някои места океанското дъно излиза директно на дневната повърхност на Земята (например на остров Исландия и в провинция Афар в Северна Етиопия). Пред островните дъги, обграждащи западната периферия на Тихия океан, североизточната част на Индийския океан, пред дъгата на Малките Антили и Южните Сандвичеви острови в Атлантическия океан, както и пред активната континентална граница в В Централна и Южна Америка океанската кора се увисва и потъва на дълбочина от 9-10 km, преминавайки по-нататък под тези структури и образувайки пред тях тесни и разширени дълбоководни ровове.[...]

Океанската кора се формира в рифтовите зони на MOR поради освобождаването на базалтови стопилки от астеносферния слой на Земята и изливането на толеитови базалти върху океанското дъно (виж фиг. 1.2). Всяка година в тези зони най-малко 12 km3 базалтова стопилка се издига от астеносферата, кристализира и се излива на океанското дъно, което образува целия втори и част от третия слой на океанската кора. Тези грандиозни тектоно-магматични процеси, непрекъснато развиващи се под хребетите на MOR, са несравними на сушата и са придружени от повишена сеизмичност.[...]

Океанската кора е сравнително проста по своя състав и по същество представлява горния диференциран слой на мантията, покрит отгоре с тънък слой пелагични седименти. През последните десетилетия, благодарение на сеизмичната работа в Световния океан и разработването на нови сеизмични методи, бяха получени обобщаващи модели на структурата на океанската кора и бяха идентифицирани основните характеристики на нейните съставни слоеве. Има три основни слоя в океанската кора.[...]

Океанската кора е много по-тънка от континенталната и се състои от два слоя. Минималната му дебелина не надвишава 5 - 7 km. Горният слой на земната кора тук е представен от рохкави дълбоководни седименти. Дебелината му обикновено се определя като няколкостотин метра, а отдолу има базалтов слой с дебелина няколко километра.[ ...]

Слоевете на океанската кора условно се разделят на първични магнитни и първично немагнитни. Първата група включва слой 2A (екструзивни базалти), слой 2B (дигов комплекс) и слой 3A (интрузивно изотропно габро). Втората група включва слоя ST (кумулативен габро и слоест комплекс). Такова разделяне на скалите възниква в процеса на диференциация на магма и кристализация на остатъчната стопилка. Степента на диференциация на остатъчната стопилка определя количеството и състоянието на титаномагнетита, основният феромагнитен минерал в екструзивните скали. Първичните титаномагнетити се образуват в аксиалната част на рифтовата зона на MOR по време на кристализацията на базалтови стопилки и придобиват магнетизация, когато тези базалти се охладят до температурата на Кюри.[...]

Слой 2B на океанската кора е комплекс от диги, подобни по състав на покриващия базалтов слой 2A. Скалите от слой 2B са по-малко достъпни за изследване от базалтите от слой 2A, тъй като те са изложени главно в офиолитни комплекси, в трансформни разломи и в редки дълбоководни сондажни отвори (например кладенец 504B на южния фланг на билото на Коста Рика). Поради ниската достъпност на скалите от слой 2B, познаването на техните петромагнитни свойства е по-лошо, отколкото за базалтите от слой 2A. Разсейването на стойностите на естествената остатъчна магнетизация и фактора Кьонигсберг за тези скали е много голямо. Въпреки че техните най-реалистични средни стойности варират съответно от 1,5 до 2 A/m и около 5 A/m.[ ...]

Земната кора не е еднаква по състав, структура и дебелина. Има континентална, океанска и междинна кора. Континенталната (континентална) кора покрива една трета от земното кълбо, тя е присъща на континентите, включително техните подводни граници, има дебелина 35-70 km и се състои от 3 слоя: седиментен, гранитен и базалтов. Океанската кора се намира под океаните, има дебелина 5-15 km и се състои от 3 слоя: седиментен, базалтов и габро-серпентинит. Междинната (преходна) кора има характеристики както на континенталната, така и на океанската кора.[...]

Океанската кора се различава рязко от континенталната по хомогенността на своя състав. Под тънък слой седименти той е представен от толеитови базалти с практически непроменен химичен състав (виж таблица 1.2) във всяка точка на Световния океан. Можем да говорим за постоянството на състава на океанската кора по същия начин, както говорим за постоянството на състава на морската вода или атмосферата. Това е една от глобалните константи, която заедно с постоянната дебелина на океанската кора свидетелства за единен механизъм на нейното образуване. В кората се отбелязват повишени съдържания на основните дългоживеещи радиоактивни изотопи - уран (232 3), торий (МТ) и калий (К). Най-високата концентрация на радиоактивни елементи е характерна за "гранитния" слой на континенталната кора. Съдържанието на радиоактивни елементи в океанската кора е незначително.[ ...]

Вторият слой на океанската кора е базалтов, като в горната си част е изграден от подложкови лави от толеитови базалти от океански тип (слой 2А). По-долу са показани долеритни дайки със същия състав (слой 2В) (фиг. 1.2). Общата дебелина на базалтовия слой на океанската кора, според сеизмичните данни, достига 1,4-1,5, понякога 2 км.[ ...]

Разрушаването на земната кора вероятно е отговорно за намалените стойности на сеизмичните вълни в слой 2А на океанската кора. Този слой с дебелина около 500 m се характеризира с обемна скорост на сеизмичните вълни от само 2,5–3,8 km/s, което е значително по-ниско от скоростната характеристика на отделните проби (5,6–6,0 km/s). Впоследствие пукнатините се запълват със седименти и се запечатват в процеса на нискотемпературна диагенетична циментация. Високотемпературните разтвори, съдържащи метал, също са склонни да запълват пукнатини с хидротермални минерали. Тъй като тези процеси продължават, сеизмичната скорост на слой 2A ще се увеличи (до 5,5 km/sec) и е трудно да се разграничи фрактурираната зона от скоростите на сеизмичните вълни.[...]

Континенталната кора, както по структура, така и по състав, се различава рязко от океанската: дебелината й варира от 20-25 km под островните дъги и областите с преходен тип кора до 80 km под младите нагънати пояси на Земята, например , под Андите или алпийско-хималайския пояс . Дебелината на континенталната кора под древните платформи е средно 40 km, а масата й е около 0,4% от масата на Земята.[...]

Л. е различен на континентите и под океаните. Континенталната кора се състои от прекъсната слоеста обвивка и гранитни и още по-ниски базалтови слоеве, разположени под нея. Общата дебелина на литосферата е 35-45 km (до 50-70 km в планинските райони). Океанската кора е с дебелина 5-10 km и се състои от тънък (средно по-малко от 1 km) слой седименти, под който има основни скали (базалт, габро).[ ...]

Повърхността на земната кора се формира поради три многопосочни влияния: 1) ендогенни, включително тектонични и магмени процеси, които създават релефни неравности; 2) екзогенни, причиняващи денудация (изравняване) на този релеф поради разрушаването и изветрянето на скалите, които го изграждат; и 3) седиментно натрупване, скриващо неравностите на релефа на основата и образуващо най-горния слой на земната кора. Има два основни типа земна кора: "базалтова" океанска и "гранитна" континентална.[ ...]

Процесите на генериране на океанската кора и формирането на термичния режим на литосферата, включително образуването на субаксиална магмена камера, са тясно свързани с освобождаването на стопилка под аксиалните зони на разпространение поради адиабатна декомпресия по време на повдигане на мантийния материал , както и на механизмите на миграция на стопилката от нейните зони на сегрегация в мантията към аксиалната зона на генериране кора. Много модели са посветени на анализа на тези механизми.[ ...]

Както вече беше отбелязано, океанската литосфера е обвивката на Земята, която е охладено и напълно кристализирало вещество от земната кора и горната мантия, подложено отдолу от горещо и частично разтопено вещество на астеносферата. Естествено е да се предположи, че океанските литосферни плочи се образуват поради охлаждане и пълна кристализация на частично разтопената материя на астеносферата, точно както се случва например на река, когато водата замръзва и се образува лед. Аналогията тук е много дълбока - в крайна сметка кристалните скали на литосферата са по същество същият "силикатен лед" за частично разтопеното силикатно вещество на астеносферата. Единствената разлика е, че обикновеният лед винаги е по-лек от водата, докато кристалните силикати винаги са по-тежки от тяхната стопилка. В този случай по-нататъшното решаване на проблема с образуването на литосферни плочи не е трудно, тъй като процесът на кристализация на водата е добре проучен.[...]

След трансформациите на океанската кора нарастването на океанската маса започва отново, но преди около 1 милиард години тя се доближава до съвременната и темповете на нарастване значително се забавят. Процесът на промяна на масата на хидросферата поради дегазация е тясно свързан с еволюцията на вътрешността на Земята и се определя от скоростта на растеж на плътното ядро ​​на планетата поради отделянето на железни съединения в него.[...]

В процеса на претопяване на океанската кора след потапянето й в недрата на Земята, водата играе важна роля, тъй като наситените с вода силикатни слоеве се топят при температури около 700 ° C, а сухите - при повече от 1000 ° C. [ ...]

При формирането на нова океанска кора в бавно разширяващи се хребети се разглеждат два типа модели: в първия модел (дига) океанската кора се формира чрез навлизане на голям брой диги, произволно разпределени в аксиалната неовулканична зона. Вторият модел предполага, че потоците от вулканична лава се простират от двете страни на дигите, припокривайки се. Всъщност има комбинация от двата ефекта, както се вижда от наблюдения на 37 с.ш. МАР в местността ИЗВЕСТЕН. При пробиването на три кладенеца OBBR в Атлантическия океан (332B, 395A, 418A), които навлязоха на повече от 500 m в базалтовата кора, бяха открити аномално потапяне и множество инверсии в рамките на един кладенец. В повечето случаи участъкът от 500 m не отговаря напълно на известното разпределение на магнитните инверсии. Тези резултати ясно противоречат на първоначалното предположение, направено от наблюдения на аномалии в EPR, че магнитните източници са разположени в слой с дебелина около 1 km, и също противоречат на наблюдаваната форма и рязката граница между положителните и отрицателните аномалии, изследвани с Elvin ROV в EPR [...]

В аксиалната част на средноокеанските хребети дълбочината на земетръсния огнище рядко надвишава 5 km. В същото време два вида земетресения се разграничават ясно по характера на механизма в огнището. Източниците от първия тип са концентрирани в тесни зони на сеизмична активност, простиращи се по гребена на средноокеанския хребет. В тези зони възникват ролите на земетресения с малък фокус, дълбочината на източниците на които по правило не надвишава няколко километра от дъното. Източниците са доминирани от механизми на субхоризонтално разширение в посока, перпендикулярна на простирането на оста на разпространение на средноокеанския хребет. Разпространението е процесът на растеж на новообразуваната океанска кора в двете посоки от оста на растеж.[ ...]

В допълнение към континенталната и океанската кора има различни междинни видове кора. За такива видове, когато "гранитният" слой в земната кора е сеизмично слабо изразен, се използват термините субконтинентален или субокеански.[ ...]

По протежение на аксиалните зони на средноокеанските хребети в океаните се проследяват множество вулканични структури, които заедно с прорезните екструзивни апарати участват в образуването на нова океанска кора на нашата планета. Процесът на образуване е придружен от земетресения, висок топлинен поток, значителна хидротермална активност, образуване на руда и др. Тази сеизмична вулканична зона с дължина около 70 хиляди км може да бъде проследена във всички океани на Земята.[ ...]

Геодинамиката на съвременния океански рифтинг е ново направление, което позволява на базата на комплекс от геоложки и геофизични данни да се представят модели на дълбоката структура на рифтовите зони и развитието на тези зони на земната повърхност, където океанската кора и възниква литосферата. Тази книга е посветена на изучаването на дълбоки процеси, които определят структурата на океанските рифтови зони, закономерностите на техния съвременен морфоструктурен план и аномални геофизични полета, както и разпространението на дълбоководни сулфидни руди. Различната степен на познаване и сложността на дълбоката структура на съвременните рифтови зони са причинили различните аспекти на тяхната структура и еволюция да бъдат понастоящем обхванати с различна степен на надеждност. Затова там, където процесите са доста сложни и няма много реални данни, са използвани различни геодинамични модели. В същото време вниманието беше насочено към тези модели, които според нас са най-адекватни на реалната ситуация.[ ...]

В момента под земната кора се разбира горният слой на твърдото тяло на планетата, разположен над сеизмичната граница. Тази граница се намира на различни дълбочини, където има рязък скок в скоростта на сеизмичните вълни, възникващи по време на земетресение. Има два вида земна кора – континентална и океанска. Континенталната се характеризира с по-дълбока сеизмична граница. Понастоящем по-често се използва терминът литосфера, предложен от Е. Зюс, който се разбира като област, по-обширна от земната кора.[...]

Общо по време на движението на океанската кора през зоната на нейното активно хидротермално промиване (около 50 милиона години) тече приблизително 6-1025 g вода, което е 40-45 пъти повече от обема на водата в самия океан . Следователно пълната циркулация на океанските води през хидротермалните извори по склоновете на MOR става само за 1-1,2 милиона години.[...]

Твърдата обвивка на Земята - земната кора, изградена от седиментни и кристални скали, образува непрекъсната обвивка, 2/3 от която е покрита от водите на океаните и моретата. Най-голямата дебелина на земната кора е 40-100 км, под океаните дебелината й е рязко намалена. Според физичните свойства земната кора се разделя на два вида: континентална и океанска. Земната кора от континентален тип - равнини и планински райони - е богата на силиций и алуминий, характерни за скалите от гранитната група. Дебелината на гранитния слой (сиал) се увеличава в планините. Океанският тип земна кора е представен от скали от базалтов тип с преобладаване на силиций и магнезий. Тук гранитният слой отсъства, а дебелината на базалтовия слой (сима) достига 15 km.[...]

Много важно обстоятелство, което отличава земната кора от другите геосфери, е повишеното съдържание в нея на дългоживеещи радиоактивни изотопи на уран 232U, теория 238Th, калий 40K, като най-високата им концентрация е открита в "гранитния" слой на континенталната кора. . В океанската кора радиоактивните елементи са представени от „следи“.[ ...]

Има два най-често срещани типа земна кора: континентална и океанска. Континенталният тип се състои от три основни слоя - седиментен, гранитен и базалтов, а океанският - от седиментен и базалтов. Някои учени обаче оспорват тази класификация на видовете земна кора. Те смятат (Афанасиев и др.), че кората е една, като правило се състои от три слоя и се различава само по дебелина.[...]

Ако приемем, че t е 120 милиона години, тогава средният топлинен поток през океанската кора се оказва 40Kc= 2,41-10 6 cal/cm-s.[ ...]

Въз основа на разликата в състава и дебелината се разграничават три типа земна кора: 1) континентална; 2) океански; 3) кора на преходни области.[ ...]

Рифтовите зони на континентите са области на деградация на континенталната кора, превръщането й в океанска кора (фиг. 15). Понастоящем геолозите започват да разглеждат рифтинга като един от най-важните процеси в развитието на земната кора, сравним по значение с геосинклиналния процес.[...]

Въпреки че данните все още са недостатъчни, вече може да се предположи, че земната кора при ниски скорости на разпространение е подложена на по-голям тектонски ефект (разломи, пукнатини и др.), отколкото при високи скорости. Проучванията показват, че зоната на активните разломи се простира на 4–10 km от оста за хребети с висока и средна скорост на разпространение и значително по-широка (30 km) за бавно разпространяващи се хребети (виж фиг. 2.1). Извън зоната на активно образуване на разломи океанската литосфера може да се разглежда като относително твърдо тяло. По този начин границата на зоната на активните разломи маркира позицията на ръба на границата на плочата или началото на зоната на квазитвърдо поведение на плочите.[...]

Може да се очаква, че в центъра на разпространяващите се сегменти, над зоната на максимално генериране на стопилка, океанската кора ще отразява наличието на преходни магмени камери и ще показва ясна структура на коровите слоеве. Близо до краищата на сегмента, където генерирането на стопилка е най-малко, океанската кора може да бъде силно хетерогенна, отразявайки миналото присъствие на краткотрайни магмени тела, или може да се състои само от тънък базалтов слой, покриващ перидотитите на мантията. В последния случай липсата на габров слой ще отразява липсата на магмена камера и предполага странично движение на базалтовата стопилка от средата на сегмента към неговите граници.[...]

Скоростите на P-вълните в по-голямата част от ESL са по-ниски от нормалните скорости за слой 3 на океанската кора с 1 km/s. Най-ниските скорости (7 5 km/s) са ограничени до тясна ([ ...]

Разбирането на моделите и характеристиките на морфологията, магматизма и разпределението на дизюнктивните смущения в литосферата и кората от различни възрасти в близост до MOR е един от основните проблеми на съвременната морска геотектоника. Неотложността на този проблем се засилва допълнително от факта, че образуването на разломи и пукнатини в рифтовите зони на MOR е най-пряко свързано с хидротермалната активност и следователно с разпространението на дълбоководни полиметални сулфиди. Очевидно процесите на натрупване на океанската кора, както и образуването на разломи и фрактури в рифтови зони, зависят от геодинамични процеси, които контролират формирането и еволюцията на голямо разнообразие от морфотектонични структури от различни нива на мащаб. Следователно проблемът с формирането на структурата очевидно трябва да се разглежда в контекста на съществуващите нива на геодинамична сегментация на MOR.[...]

Най-големите и сложни геокомплекси на Земята са континентите и океаните. Те се образуват върху най-големите релефни форми - континентални издатини и океански падини на Земята с различни видове земна кора. Земната кора на континентите, за разлика от океанската, има много по-голяма дебелина и гранитен слой. Границата между континентите и океаните като геокомплекси минава по бреговата линия. Океаните като водни геокомплекси включват наводнената част на континентите – шелфа, континенталния склон и дъното, изградено от базалтов слой.[ ...]

Центровете на втория тип също се простират под формата на доста тесни зони, като правило, перпендикулярни на общото направление на оста на разпространение на средноокеанския хребет. В такива огнища преобладават предимно субхоризонтални свличания в посока, ортогонална на простиранието на билото. Сеизмичните фокални зони с механизми на срязване в източниците на земетресение показват субхоризонтално изместване на ръбовете на плочите. В абсолютното мнозинство от случаите всяка такава сеизмична зона се намира между два сегмента на оста на разпространение. Тази зона фиксира жив трансформен разлом, който е линейна тектонска структура, при преминаване през която растежът на новата океанска кора променя посоката си (трансформира) в обратната. Дълбочината на източниците по трансформните разломи на средноокеанските хребети обикновено е малка: в абсолютното мнозинство от случаите тя не надвишава десетки километри. Сеизмично активните зони, простиращи се в аксиалната област на средноокеанските хребети, маркират изместването на ръбовете на плочите в рифтови пукнатини и по трансформни разломи.[...]

От гледна точка на тектониката това е доказателство за известно отделяне на акреционните процеси, които образуват главно долната част на участъка на океанската кора (габровия слой) от еруптивни излияния на базалтови магми, водещи до образуването на слой 2А. В допълнение към промяната в дебелината, дължаща се на намаленото снабдяване с стопилка далеч от локализираната зона на издигане на мантията, структурата на океанската кора при нетрансформирани разломи може да се различава значително от структурата на кората под средните сегменти.[ .. .]

Описаните по-горе в най-общ вид връзки между аномалното гравитационно поле и релефа на земната повърхност са еднакво валидни както за континенталните, така и за океанските региони. Отличителна черта на последните е, че в океаните, поради относително по-малката дебелина и по-голямата хомогенност на земната кора и литосферата, ефектите от тези взаимоотношения са по-изразени. Това дава възможност да се направят по-обосновани заключения за геодинамиката и структурата на океанската литосфера въз основа на гравитационни данни. Изясняване на моделите на процесите, протичащи в рифтови и преходни зони, установяване на реакцията на океанската литосфера към външно натоварване и вътрешно напрежение и решаване на много други проблеми на съвременната геодинамика - в съвместен анализ на топографията на дъното и гравитационното поле.[ ...]

През последните години се появиха работи, които допринасят за постигането на третата целева задача за изучаване на магнитното поле на океана - разкриване на природата на намагнитването на слоевете на океанската кора. Резултатите от тези работи, базирани на експериментални изследвания на петромагнитните и магнитоминералогичните характеристики на скални проби, както и резултатите от интерпретацията на геомагнитни проучвания, позволиха да се предложи и обоснове обобщен петромагнитен модел на океана литосфера (фиг. 2.7).[ ...]

Работата е от интерес за геолози, петрографи, тектонисти и геофизици, които се интересуват от геологията и петрологията на метаморфните скали, проблемите на връзката между континенталните и океанските структури и еволюцията на земната кора по периферията на континента.[ ... ]

Същият синусоидален характер е характерен за профилите по протежение на осите на промените в аномалиите в свободния въздух, мантийните аномалии на Бугер, промените в интензитета на аксиалната магнитна аномалия и промените в дебелината на океанската кора. Промяната в мантийните аномалии на Bouguer (MAB) показва наличието на нехомогенности на плътността в горната мантия. Намалените отрицателни стойности на MAB са фиксирани над по-декомпресирани, т.е. над по-горещата мантия (изометрични аномалии тип бик око). Поради факта, че границата на литосферата се определя от положението на изотермата на топене, литосферата ще бъде по-тънка там, където изотермата на топене ще се доближи до повърхността, т.е. в по-горещите области на мантията. Следователно по-ниските стойности на MAB съответстват на по-тънък слой от литосферата. Те, като правило, са ограничени до центровете на сегментите (виж фиг. 3.36), което показва намаляване на дебелината на литосферата към центровете на сегментите, т.е. средата на всеки сегмент обикновено е по-гореща област в сравнение с неговите краища.[ ...]

На известно разстояние от гребените на MOR, според сеизмичните данни, се проследява и долната част на този слой (ST слой), най-вероятно съставен от серпентинити, съответстващи на хидратирани перидотити (виж фиг. 1.2). Съдейки по сеизмичните данни, дебелината на габро-серпентинитовия трети слой на океанската кора достига 4,7-5 km. Общата дебелина на океанската кора, без седиментен слой, достига 5-8 km и не зависи от възрастта. Под хребетите на MOR дебелината на океанската кора обикновено се намалява до 3-4 km и дори до 1,5-2 km (непосредствено под рифтовите долини).[ ...]

Съветски изследователи откриха подводни хребети в Арктическия басейн, кръстени на Ломоносов, Менделеев и Гакел, виден местен океанолог. Редица съветски учени, включително известният океанолог В. В. Дибнер, отбелязват тясната връзка между структурата на океанското дъно и прилежащите райони на континента, по-специално Арктическия басейн и североизточната част на азиатския континент. И така, съвременните планини в геосинкланалните зони (например Урал) са „дегенерирали“ по-древни планински образувания. Резултатът от процеса на трансформация и "дегенерация" на съществуващите хребети също са котловини на сушата от типа, който сега запълва Аралско море, а на дъното на океана - падини-падини, например Нова Земля или Св. . Анна в Северния ледовит океан. Предполага се, че на следващия етап от трансформацията на земната кора ще възникнат нови планински вериги. Но вече не нагънати, като предишните, „изродени“, а вулканични (подводният хребет Гаккел може да служи като пример за тях).[ ...]

Експерименталните резултати показват, че с увеличаване на дебелината на крехкия слой моделът на сегментиране и типовете образувани структури не се променят фундаментално, с изключение на дребномащабните сегменти. В процеса на развитие на рифтовата зона, по време на механичното разрушаване на крехкия слой на океанската кора по време на нейното разширение, се полагат общите характеристики на геометрията на разлома и се формират основните морфоструктурни нехомогенности, създаващи естествена многомащабна сегментация на рифтовата зона.[...]

Големите припокривания могат да мигрират по оста на разрива, което е придружено от напредването на единия клон на оста и отдръпването на другия. Тяхното движение се записва в U-образни следи, разположени под ъгъл спрямо оста на рифта, които се простират от съвременното положение на припокриванията към по-старите участъци на кората (виж фиг. 3.3, а). Следите са зони с нарушено магнитно поле, по които се изместват линейни магнитни аномалии. Тези следи се характеризират с аномална структура на кората и релефа, която се изразява в отклонение от 10-30 ° на простирането на линейни издигания и вдлъбнатини в сравнение с "нормалните" участъци на океанското дъно. Такива следи представляват крайните сегменти на припокриващи се вулканични хребети, които са умрели в резултат на еволюцията на PCS и отсечените части на централния басейн. В зоните на малки припокривания няма отклонения в прекъсванията и релефа, което показва наличието на Y-образни следи.[ ...]

За да обяснят природата на променливото и симетрично аномално магнитно поле на дъното на океана, Ф. Вайн и Д. Матюс предполагат, че магнитните аномалии на океана не са нищо повече от запис на обръщанията на магнитното поле на Земята в геоложкото минало на гигантска естествена "лентова" лента - океанската кора, която, замръзвайки в рифтова пукнатина, се счупва в нея приблизително по средата и всяка половина се отдалечава от родното си място (фиг. 1.4). Познавайки реда на редуване и времето на всяко обръщане на основното магнитно поле на Земята, е възможно да се състави единна скала на геомагнитните обръщания, корелирана с геохронологичната скала, и да се определи възрастта на океанското дъно от модела на аномалии (фиг. 1.5). Геоисторическата интерпретация на аномалното магнитно поле на океана, потвърдена от данни от дълбоководни сондажи, убедително показа геоложката младост на океанското дъно. Най-младите скали на съвременната възраст са разположени в рифтови пукнатини, а по фланговете на MOR и в зоните на абисалните басейни възрастта на скалите достига 80-100 милиона години. Най-старата възраст на океанската кора не надвишава 160-170 милиона години, което е само 1/30 от възрастта на нашата планета.[ ...]

Интензивните гравитационни аномалии в свободния въздух (+190 mGal над билото и -90 mGal над изкопа), както и характерната форма на гравитационната крива, показват ясно нарушение на изостазията, причинено от динамично компресиране на ръбовете на съседните литосферни плочи . В модела, показан на фиг. 3.19.6, при избора на параметри на плътността са използвани сеизмични данни, получени по време на изследването на тази област. Тук, както и в случая с разлома Баракуда, ние предположихме, че по време на компресията слоевете на блока, който се изтласква, са „изтеглени нагоре“ и потопеният блок е частично потопен. Значителна роля в потъването на последния блок се дава на натоварването от седименти, което огъва слоевете на океанската кора на юг от хребета Gorringe.