Океаническая кора, тектоника плит, методы изучения - геология. Строение земной коры

Земной корой называют внешнюю твердую оболочку Земли, ограниченную снизу поверхностью Мохоровичича, или Мохо, которая выделяется по резкому возрастанию скорости упругих волн при их прохождении от поверхности Земли в ее глубины.

Ниже поверхности Мохоровичича расположена следующая твердая оболочка - верхняя мантия . Самая верхняя часть мантии вместе с земной корой представляет собой жесткую и хрупкую твердую оболочку Земли - литосферу (камень). Ее подстилают более пластичные и податливые к деформации, менее вязкие слои мантии - астеносфера (слабый). В ней температура близка к точке плавления вещества мантии, но вследствие большого давления вещество не расплавляется, а находится в аморфном состоянии и может течь, оставаясь твердым, подобно леднику в горах. Именно астеносфера является тем пластичным слоем, по которому плавают отдельные глыбы литосферы.

Толщина земной коры на материках составляет около 30-40 км, под горными хребтами она увеличивается до 80 км (материковый тип земной коры). Под глубоководной частью океанов толщина земной коры 5-15 км (океанический тип земной коры). В среднем подошва земной коры (поверхность Мохоровичича) залегает под материками на глубине 35 км, а под океанами - на глубине 7 км, т. е. океаническая земная кора примерно в пять раз тоньше материковой.

Помимо различий в толщине, имеются различия в строении земной коры материкового и океанического типов.

Материковая земная кора состоит из трех слоев: верхнего - осадочного, распространяющегося в среднем до глубины 5 км; среднего гранитного (название обусловлено тем, что скорость сейсмических волн в нем такая же, как в граните) со средней толщиной 10-15 км; нижнего - базальтового, толщиной около 15 км.

Океаническая земная кора состоит также из трех слоев: верхнего - осадочного до глубины 1 км; среднего с малоизвестным составом, залегающего на глубинах от 1 до 2,5 км; нижнего – базальтового с толщиной около 5 км.

Наглядное представление о характере распределения высот суши и глубин океанского дна дает гипсографическая кривая (рис. 1). Она отражает соотношение площадей твердой оболочки Земли с различной высотой на суше и с различной глубиной в море. С помощью кривой вычислены средние значения высоты суши (840 м) и средней глубины моря (-3880 м). Если не принимать во внимание горные области и глубоководные впадины, занимающие относительно небольшую площадь, то на гипсографической кривой отчетливо выделяются два преобладающих уровня: уровень материковой платформы высотой примерно 1000 м и уровень океанического ложа с отметками от -2000 до -6000 м. Соединяющая их переходная зона представляет собой относительно резкий уступ и называется материковым склоном. Таким образом, естественной границей, разделяющей океан и континенты, является не видимая береговая линия, а внешняя граница склона.

Рис. 1. Гипсографическая кривая (А) и обобщённый профиль дна океана (Б). (I - подводная окраина материков, II - переходная зона, III - ложе океана, IV -срединно-океанические хребты).

В пределах океанической части гипсографической (батиграфической) кривой выделяются четыре основные ступени рельефа дна: материковая отмель или шельф (0-200 м), материковый склон (200-2000 м), ложе океана (2000-6000 м) и глубоководные впадины (6000-11000 м).

Шельф (материковая отмель) – подводное продолжение материка. Это область материковой земной коры, для которой в целом характерен равнинный рельеф со следами затопленных речных долин, четвертичного оледенения, древних береговых линий.

Внешней границей шельфа является бровка - резкий перегиб дна, за пределами которого начинается материковый склон. Средняя глубина бровки шельфа 130 м, однако в конкретных случаях глубина ее может меняться. Ширина шельфа изменяется в очень большом диапазоне: от нуля (в ряде районов африканского побережья) до тысячи километров (у северного побережья Азии). В целом шельф занимает около 7% площади Мирового океана.

Материковый склон - область от бровки шельфа до материкового подножия, т. е. до перехода склона к более плоскому ложу океана. Средний угол наклона материкового склона около 6о, но нередко крутизна склона может увеличиваться до 20-30 0 , а в отдельных случаях возможны почти oтвесные уступы. Ширина материкового склона из-за крутого падения обычно невелика - около 100 км.

Рельеф материкового склона характеризуется большой сложностью и разнообразием, но наиболее характерной его формой являются подводные каньоны . Это узкие желоба, имеющие большой угол падения по продольному профилю и крутые склоны. Вершины подводных каньонов нередко врезаются в бровку шельфа, а устья их достигают материкового подножия, где в таких случаях наблюдаются конусы выноса рыхлого осадочного материала.

Материковое подножие - третий элемент рельефа дна океана, находящийся в пределах материковой земной коры. Материковое подножие представляет собой обширную наклонную равнину, образованную осадочными породами толщиной до 3,5 км. Ширина этой слегка всхолмленной равнины может достигать сотен километров, а площадь близка к площадям шельфа и материкового склона.

Ложе океана - наиболее глубокая часть дна океана, занимающая более 2/3 всей площади Мирового океана. Преобладающие глубины ложа океана колеблются от 4 до 6 км, а рельеф дна наиболее спокойный. Основными элементами рельефа ложа океана являются океанские котловины, срединно-океанические хребты и океанические поднятия.

Океанические котловины - обширные понижения дна Мирового океана с глубинами около 5 км. Выровненную поверхность дна котловин называют абиссальными (бездонный) равнинами, и она обусловлена накоплением осадочного материала, приносимого с суши. Абиссальные равнины в Мировом океане занимают около 8% ложа океана.

Срединно-океанические хребты - тектонически активные зоны в океане, в которых происходит новообразование земной коры. Они сложены базальтовыми породами, образовавшимися в результате поступления из недр Земли вещества верхней мантии. Это обусловило своеобразие земной коры срединно-океанических хребтов и выделение ее в рифтогенальный тип.

Океанические поднятия - крупные положительные формы рельефа ложа океана, не связанные со срединно-океаническими хребтами. Они расположены в пределах океанического типа земной коры и отличаются большими горизонтальными и вертикальными размерами.

В глубоководной части океана обнаружены отдельно стоящие подводные горы вулканического происхождения. Подводные горы с плоскими вершинами, расположенные на глубине более 200 м, называют гайотами.

Глубоководные впадины (желоба) - зоны самых больших глубин Мирового океана, превышающих 6000 м.

Самой глубокой впадиной является Марианский желоб, открытый в 1954 году научно-исследовательским судном “Витязь”. Его глубина составляет 11022 м.

Материал из Википедии - свободной энциклопедии

Возраст океанической коры. Красным показаны самые молодые участки, синим - наиболее древние

Океани́ческая кора́ - тип земной коры , распространённый в океанах . От континентов кора океанов отличается меньшей мощностью (толщиной) и базальтовым составом. Она образуется в срединно-океанических хребтах и поглощается в зонах субдукции . Древние фрагменты океанической коры, сохранившиеся в складчатых сооружениях на континентах, называются офиолитами . В срединно-океанических хребтах происходит интенсивное , в результате которого из неё выносятся легкорастворимые элементы.

Ежегодно в срединно-океанических хребтах формируется 3,4 км² океанической коры объёмом 24 км³ и массой 7×10 10 тонн магматических пород. Средняя плотность океанической коры около 3,3 г/см³. Масса океанической коры оценивается в 5,9×10 18 тонн (0,1 % от общей массы Земли , или 21 % от общей массы коры). Таким образом, среднее время обновления океанической коры составляет менее 100 млн лет; самая древняя океаническая кора, находящаяся в ложе океана, сохранилась в котловине Пигафе́тта в Тихом океане и имеет юрский возраст (156 млн лет).

Океаническая кора состоит преимущественно из базальтов и, поглощаясь в зонах субдукции , превращается в высокометаморфизованные породы - эклогиты . Эклогиты имеют плотность больше, чем самые распространенные мантийные породы - перидотиты , и погружаются в глубину. Они задерживаются на границе между верхней и нижней мантией, на глубине порядка 660 километров, а затем проникают и в нижнюю мантию. Согласно некоторым оценкам, эклогиты, прежде слагавшие океаническую кору, ныне составляют около 7 % массы мантии.

Относительно небольшие фрагменты древней океанической коры могут исключаться из спрединго-субдукционного круговорота в закрытых бассейнах, замкнутых в результате коллизии континентов . Примером такого участка может быть северная часть впадины Каспийского моря , фундамент которой, по мнению некоторых исследователей, сложен океанической корой девонского возраста .

Океаническая кора может заползать поверх континентальной коры, в результате обдукции . Так формируются самые крупные офиолитовые комплексы типа офиолитового комплекса Семаил .

Строение океанической коры

Стандартная океаническая кора имеет мощность 7 км, и строго закономерное строение. Сверху вниз она сложена следующими комплексами:

• осадочные породы , представленные глубоководными океаническими осадками.
• базальтовые покровы, излившиеся под водой.
• дайковый комплекс, состоит из вложенных друг в друга базальтовых даек .
• слой основных расслоённых

Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.

Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:

• 1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);
• 2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);
• 3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).

Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора. Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:

• 1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);
• 2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;
• 3) верхний слой - осадочный. Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой. Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).

На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.

Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.

Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.

Кроме двух основных типов - океанского и материкового - есть также участки смешанного (переходного) типа.

На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой. Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.

Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора». В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.

Понятие об изостазии . Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры - материки, горные страны, равнины - уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc - ровный, stasis - положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.

Изостазия - в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие. Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 60 0 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними. Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным - более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности - около 30 км.

Термические свойства земной коры . Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0-1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта. Он называется изотермическим слоем. Ниже изотермического слоя вглубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.

Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом. Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 1 0 С называется геотермической ступенью. Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м. В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.

В строении земной коры под глубоководной частью океана и на материках имеются существенные различия. Толщина земной коры на материках составляют около 30-40 км, под горными хребтами она увеличивается до 80 км. Под глубоковод­ной частью океана толщина земной коры 5-15 км. В среднем подошва земной коры залегает под материками на глубине 35 км. а под оке­анами на глубине 7 км, т.е. океаническая земная кора примерно в 5 раз тоньше материковой.

Помимо различия в толщине имеются существенные различия в строении земной коры материкового и океанического типов.

Материковая земная кора состоит из трех слоев: верхнего осадочного, образованного из продуктов разрушения кристаллических горных пород и распространяющегося в среднем до глубины 5 км; среднего гранитного (скорость сейсмических волн как в граните), состоящего из кристаллических и метаморфических пород и имеющих толщину 10-15 км; нижнего базальтового, толщиной около 15 км.

Океаническая земная кора состоит также из трех слоев: верх­него осадочного, распространяющегося до глубины 1 км; среднего с малоизвестным составом, залегающего на глубинах 1-2,5 км; ниж­него базальтового, имеющего среднюю толщину около 5 км.

Граница между материковым и океаническим типами земной коры проходит в среднем по изобате 2000 м. На этой глубине происходит выклинивание и исчезновение гранитного слоя. Граница между мате­риковым и океаническим типами земной коры не всегда четко выраже­на. Для отдельных районов характерен постепенный переход от зем­ной коры океанического типа к материковому. Так, например, для дальневосточных морей к краю материковой платформы примыкает котловина окраинного моря, земная кора которой по своему строению близка к океанической, т.е. гранитный слой отсутствует, но оса­дочный слой настолько развит, что общая толщина земной коры в котловинах дальневосточных морей составляет 15-20 км (субокеани­ческий тип).

Границей морей и океанов служат поднятия дна - островные дуги. Земная кора в районе островных дуг близка по строению и толщине к материковому типу и называется субматериковой.

Термин "переходная зона" употребляется в двояком смысле: во-первых, констатируется переходное положение некоторой зоны между материком и океаном (в этом смысле и материковый склон с подно­жием можно считать переходной зоной), во-вторых, подчеркивается ге­нетический и исторический смысл этого понятия, той зоны, где происходит переход, превращение одного состояния земной коры в другое.

Комплексы морская котловина - островная дуга - глубоковод­ный желоб образуют области переходной зоны. Сопоставление этих областей позволяет разделить их на несколько типов, составляющих определенный генетический ряд.

1. Витязевскии тип. К этому типу принадлежит область, вклю­чающая желоб Витязь. Для нее характерны: отсутствие четко выраженной островной дуги, относительно небольшая глубина желоба, слабая сейсмичность.

2. Марианский тип. Марианская переходная область. Четко выраженная (преимущественно в виде подводного хребта) островная дуга, очень большая глубина желоба, интенсивные сейсмичность и вулканизм, малая мощность осадочного слоя в желобе и в морской котловине, которая по существу ничем не отличается от смежных океанических котловин.

3. Курильский тип. По многим чертам переходная область сходна с предшествующим типом, но отличается значительно большей обособленностью морских котловин, субокеаническим типом земной коры под их дном, значительно большими размерами островов. Наблюдаются участки с субматериковой земной корой, островные дуги нередко двойные. Напряженность сейсмических и вулканических процессов достигает максимума. Глубины желобов весьма велики. Заметно возрастает мощность осадочного слоя в желобах и котловинах.

4. Японский тип. Разновозрастные островные дуги сливаются в единые крупные массивы островной или полуостровной суши. Появляются крупные по размерам участки типичной материковой земной коры. Интенсивность вулканизма сильно снижается, но напряженность сейсмических процессов еще очень велика. Днища морских котловин сло­жены субокеанической корой с мощным осадочным слоем.

К рассматри­ваемому типу примыкают еще две разновидности, которые можно назвать Индонезийской и Восточно-Тихоокеанской. Их объединяют весьма существенное участие материковых элементов в строении переходной области, меньшая (по сравнению с предыдущим типом) глубина жело­бов, нередко - спад вулканической активности.

5. Средиземноморский тип. Характеризуется дальнейшим нараста­нием роли материковой коры. Субокеанические котловины остаются в виде "окон", со всех сторон окруженным материковой корой. Бывшие островные дуги по существу представляют собой молодые горные сооружения, образующие край континента или его полуострова. Глубоковод­ные желоба или сохранились в виде реликтов (Эллинский желоб в Средиземном море), или отсутствуют.

Мощность субокеанической коры в котловинах очень велика, в рыхлом чехле возможны современные складчатые процессы или образование диоритовых структур (например, Южный Каспий, Балеарская котловина Средиземного моря). В переходных зонах можно встретить и типично океаническую кору (дно Филиппинского моря), и типично материковую (Японские острова). Переходные зоны характеризуются высокой сейсмичностью и большой контрастностью рельефа: вершины островных дуг поднима­ются до 3-4 км, а глубина моря в желобах может достигать 11 км. Это свидетельствует об интенсивности тектонических движений земной коры в переходных зонах, характерных для геосинклинальных областей, поэтому этот тип земной коры называют еще геосинклина­льным.

В пределах океанической земной коры выделяют еще один тип - рифтогенальный, характерный для зон срединно-океанических хреб­тов. Основная особенность строения океанической коры в зонах сре­динно-океанических хребтов заключается в том, что осадочный пок­ров на дне осевых рифтовых долин практически отсутствует, причем по мере удаления от хребта толщина осадочного слоя возрастает. О своеобразии строения океанической земной коры рифтогенального типа свидетельствует и высокая сейсмичность, большие значения теплово­го потока, аномалии геофизических характеристик.

Таким образом, в пределах Мирового океана земная кора пред­ставлена материковым и океаническим типами, переходным (геосинк­линальным) и рифтогенальным.

Океаническая кора имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубине около 6-6,5 км, тогда как на гребнях СОХ, иногда расчлененных глубокими ущельями (рифтовыми долинами), его уровень приподнят примерно до отметок -2,5 км, а в некоторых местах океанское дно выходит непосредственно на дневную поверхность Земли (например, на о-ве Исландия и в провинции Афар в Северной Эфиопии). Перед островными дугами, окружающими западную периферию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед дугой малых Антильских и Южно-Сандвичевых островов в Атлантике, а также перед активной окраиной континента в Центральной и Южной Америке океаническая кора прогибается и погружается до глубины 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяженные глубоководные желоба.[ ...]

Океаническая кора формируется в рифтов ых зонах СОХ за счет происходящего под ними выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и излияния толеитовых базальтов на океанское дно (см. рис. 1.2). Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, кристаллизуется и изливается на океанское дно не менее 12 км3 базальтовых расплавов, которые формируют весь второй и часть третьего слоя океанической коры. Эти грандиозные тектоно-магматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями СОХ, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью.[ ...]

Океаническая кора сравнительно проста по своему составу и, по существу, представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. За последние десятилетия благодаря проведению сейсмических работ в Мировом океане и развитию новых сейсмических методов получены обобщающие модели строения океанической коры и выявлены основные характеристики, составляющих ее слоев. В океанической коре выделяются три основных слоя.[ ...]

Океаническая кора значительно тоньше материковой и состоит из двух слоев. Ее минимальная мощность не превышает 5 - 7 км. Верхний слой земной коры здесь представлен рыхлыми глубоководными осадками. Мощность его обычно определяется в несколько сотен метров, а ниже располагается базальтовый слой мощностью в несколько километров.[ ...]

Слои океанической коры условно делятся на первично-магнитные и первично-немагнитные. К первой группе относят слой 2А (экструзивные базальты), слой 2Б (дайковый комплекс) и слой ЗА (интрузивное изотропное габбро). Ко второй группе относят слой ЗБ (кумулятивное габбро и расслоенный комплекс) . Такое деление пород происходит в процессе дифференциации магмы и кристаллизации остаточного расплава. Степень дифференциации остаточного расплава определяет количество и состояние титаномагнетита - основного ферромагнитного минерала в экструзивных породах. Первичные титаномагнетиты образуются в осевой части рифтовой зоны СОХ при кристаллизации базальтовых расплавов и приобретают намагниченность при охлаждении этих базальтов до температуры Кюри.[ ...]

Слой 2Б океанической коры представляет собой комплекс даек, близких по составу перекрывающему их базальтовому слою 2А. Породы слоя 2Б менее доступны для изучения, чем базальты слоя 2А, гак как вскрываются в основном в офиолитовых комплексах, в трансформных разломах и в редких скважинах глубоководного бурения (например, скв.504Б на южном фланге хребта Коста-Рика). Вследствие малой доступности пород слоя 2Б изученность их петромагнитных свойств хуже, чем для базальтов слоя 2А. Разброс значений естественной остаточной намагниченности и фактора Кенигсберга для этих пород очень велик. Хотя наиболее реальные их средние значения варьируют, соответственно, от 1,5 до 2 А/м и около 5 А/м .[ ...]

Земная кора неодинакова по составу, строению и мощности. Различают континентальную, океаническую и промежуточную коры. Континентальная (материковая) кора покрывает третью часть земного шара, она присуща континентам, включая их подводные окраины, имеет толщину 35-70 км и состоит из 3 слоев: осадочного, гранитного и базальтового. Океаническая кора располагается под океанами, имеет толщину 5- 15 км и состоит из 3 слоев: осадочного, базальтового и габбро-серпентинитового. Промежуточная (переходная) кора имеет черты как континентальной, так и океанической коры.[ ...]

Океанская кора резко отличается от континентальной однородностью своего состава. Под тонким слоем осадков она представлена толеитовыми базальтами практически неизменного химического состава (см. табл. 1.2) в любой точке Мирового океана. Можно говорить о постоянстве состава океанической коры так же, как мы говорим о постоянстве состава морской воды или атмосферы. Это - одна из глобальных констант, свидетельствующая вместе с постоянной мощностью океанической коры об едином механизме ее формирования. В коре отмечаются повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов -урана (232 3), тория (МТЬ) и калия (К). Наибольшая концентрация радиоактивных элементов характерна для «гранитного» слоя континентальной коры. Содержание радиоактивных элементов в океанской коре ничтожно мало.[ ...]

Второй слой океанической коры - базальтовый, в верхней своей части сложен подушечными лавами толеитовых базальтов океанского типа (слой 2А). Ниже располагаются долеритовые дайки того же состава (слой 2Б) (рис. 1.2). Общая мощность базальтового слоя океанической коры, по сейсмическим данным, достигает 1,4-1,5, иногда 2 км.[ ...]

Растрескивание коры, вероятно, является причиной пониженных значений сейсмических волн в слое 2А океанической коры. Этот слой при толщине около 500 м характеризуется значением объемной скорости сейсмических волн всего лишь 2,5-3,8 км/с , что заметно меньше, чем скорость, характерная для отдельных образцов (5,6-6,0 км/с). Впоследствии трещины заполняются осадками, запечатываются в процессе низкотемпературной диагенетической цементации. Высокотемпературные металлоносные растворы также стремятся заполнить трещины гидротермальными минералами. По мере того как продолжаются эти процессы сейсмическая скорость слоя 2А будет увеличиваться (до 5,5 км/сек), и зону трещиноватости трудно выделить по скоростям сейсмических волн.[ ...]

Континентальная кора как по строению, так и по составу резко отличается от океанической: ее мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например, под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. Мощность континентальной коры под древними платформами в среднем равна 40 км , а ее масса составляет около 0,4 % массы Земли.[ ...]

Л. различна на материках и под океанами. Материковая кора состоит из прерывистой слоистой оболочки и расположенных под ней гранитного и еще ниже базальтового слоев. Общая толщина литосферы составляет 35-45 км (в горных областях до 50-70 км). Океаническая кора имеет толщину 5-10 км и состоит из тонкого (в среднем менее 1 км) слоя осадков, под которым находятся основные породы (базальт, габбро).[ ...]

Поверхность земной коры формируется благодаря трем разнонаправленным воздействиям: 1) эндогенным, включающим тектонические и магматические процессы, создающие неровности рельефа; 2) экзогенным, вызывающим денудацию (выравнивание) этого рельефа за счет разрушения и выветривания слагающих его горных пород и 3) осадко-накоплению, скрывающему неровности рельефа фундамента и формирующего самый верхний слой земной коры. Выделяют два основных типа земной коры: «базальтовая» океаническая и «гранитная» континентальная.[ ...]

Процессы генерации океанической коры и формирования термического режима литосферы, включающие и образование подосевого очага магмы, тесно связаны с выделением расплава под осевыми зонами спрединга вследствие адиабатической декомпрессии при апвеллинге мантийного материала, а также с механизмами миграции расплава от зон его сегрегации в мантии до осевой зоны генерации коры. Анализу этих механизмов посвящено много моделей .[ ...]

Как уже отмечалось, океаническая литосфера - это оболочка Земли, представляющая собой охлажденное и полностью раскристаллизованное вещество земной коры и верхней мантии, подстилаемое снизу горячим и частично расплавленным веществом астеносферы. Естественно предположить, что океанические литосферные плиты образуются за счет остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества астеносферы, подобно тому, как это происходит, например, на реке при замерзании воды и образовании льда. Аналогия здесь очень глубокая - ведь кристаллические породы литосферы по сути своей это тот же «силикатный лед» для частично расплавленного силикатного вещества астеносферы. Разница состоит лишь в том, что обычный лед всегда легче воды, тогда как кристаллические силикаты всегда тяжелее своего расплава. В таком случае дальнейшее решение задачи об образовании литосферных плит не представляет большого труда, поскольку процесс кристаллизации воды хорошо изучен.[ ...]

После преобразований океанической коры вновь начался рост массы океана, но примерно 1 млрд лет назад она приблизилась к современной, и темпы роста ее сильно замедлились. Процесс изменения массы гидросферы за счет дегазации тесно связан с эволюцией недр Земли и определяется скоростью роста плотного ядра планеты за счет сепарации в нем соединений железа.[ ...]

В процессе переплавки океанической коры после ее погружения в недра Земли вода играет важную роль, так как водонасыщенные силикатные слои плавятся при температурах около 700 °С, тогда как сухие при более 1000 °С.[ ...]

При формировании новой океанической коры в медленно раздвигающихся хребтах рассматривают два типа моделей: в первой (дайковой) модели океаническая кора формируется посредством внедрения большого количества даек, случайно распределенных в пределах осевой неовулканической зоны. Во второй модели предполагается, что вулканические лавовые потоки простираются с обеих сторон от даек, накладываясь друг на друга . В действительности существует комбинация обеих этих эффектов, о чем свидетельствуют наблюдения на 37 с.ш. САХ в области ФАМОУС . При бурении трех скважин ОББР в Атлантике (332В, 395А, 418А), проникших более чем на 500 м в базальтовую кору, было обнаружено аномальное наклонение и многочисленные инверсии в пределах одной скважины. В большинстве случаев разрез в 500 м целиком не соответствовал известному распределению магнитных инверсий . Эти результаты явно противоречили первоначальному допущению, сделанному из наблюдений аномалий на ВТП о том, что магнитные источники располагаются в слое толщиной около 1 км, а также противоречили наблюдаемой форме и резкой границе между положительными и отрицательными аномалиям, изученными с ПОА “Элвин” на ВТП.[ ...]

В осевой части срединно-океанических хребтов глубина очага землетрясений редко превосходит 5 км. При этом по характеру механизма в очаге достаточно четко выделяются два типа землетрясений. Очаги первого типа сосредоточены в пределах узких зон сейсмической активности, протягивающихся вдоль гребня срединно-океанического хребта. В этих зонах возникают роли мелкофокусных землетрясений, глубина очагов которых, как правило, не превышает первых километров от дна. В очагах преобладают механизмы субгоризонтального растяжения в направлении, перпендикулярном простиранию оси спрединга срединно-океанического хребта. Спрединг - процесс разрастания новообразованной океанической коры в обе стороны от оси разрастания.[ ...]

Кроме континентальной и океанической коры существуют разнообразные промежуточные типы коры. Для таких типов, когда «гранитный» слой в коре сейсмически выражен слабо, используют термины субконтинентальный или субокеани-ческий.[ ...]

Вдоль осевых зон срединно-океанических хребтов в океанах прослеживаются многочисленные вулканические постройки, которые, наряду с щелевыми экструзивными аппаратами, участвуют в процессе формирования новой океанической коры нашей планеты. Процесс формирования сопровождается землетрясениями, высоким тепловым потоком, существенной гидротермальной деятельностью, рудообразованием и т.д. Эта сейсмовулка-ническая зона длиною около 70 тыс. км прослеживается во всех океанах Земли.[ ...]

Геодинамика современного океанического риф-тогенеза - новое направление, позволяющее на основе комплекса геолого-геофизических данных представить модели глубинного строения рифтовых зон и развития этих зон на поверхности Земли, где происходит зарождение океанической коры и литосферы. Изучению глубинных процессов, определяющих строение рифтовых зон океана, закономерности их современного морфоструктурного плана и аномальных геофизических полей, а также особенностям распределения глубоководных сульфидных руд и посвящена эта книга. Различная степень изученности и сложность глубинного строения современных рифтовых зон послужили причиной того, что разные аспекты их строения и эволюции в настоящее время освещены с различной степенью достоверности. Поэтому там, где процессы достаточно сложны, а фактических данных не очень много, использовались различные геодина-мические модели. При этом внимание акцентировалось на тех моделях, которые, по нашему мнению, наиболее адекватны реальной ситуации.[ ...]

В настоящее время под земной корой понимают верхний слой твердого тела планеты, расположенный выше сейсмической границы. Эта граница находится на разных глубинах, где отмечается резкий скачок скорости сейсмических волн, возникающих при землетрясении. Выделяют два типа земной коры - континентальный и океанический. Континентальный отличается более глубоким залеганием сейсмической границы. В настоящее время чаще используется термин литосфера, предложенный еще Э. Зюс-сом, под которым понимают более обширную, чем земная кора, область.[ ...]

Всего же за время перемещения океанической коры через зону ее активной гидротермальной промывки (около 50 млн. лет) перетекает приблизительно 6-1025 г воды, что в 40-45 раз больше объемов воды в самом океане. Следовательно, полный оборот океанических вод через гидротермальные источники на склонах СОХ происходит всего за 1-1,2 млн лет .[ ...]

Твердая оболочка Земли - земная кора, сложенная осадочными и кристаллическими породами, образует сплошную оболочку, 2/3 которой перекрыто водами океанов и морей. Наибольшая мощность земной коры 40-100 км, под океанами толща ее резко сокращается. По физическим свойствам земная кора делится на два типа: материковый и океанический. Земная кора материкового типа - равнинных и горных районов - богата кремнием и алюминием, характерными для пород группы гранита. Мощность гранитного слоя (сиаля) увеличивается в горах. Океанический тип земной коры представлен породами типа базальта с преобладанием кремния и магния. Здесь гранитный слой отсутствует, а мощность базальтового слоя (сима) доходит до 15 км.[ ...]

Весьма важным обстоятельством, отличающим земную кору от других геосфер, является повышенное содержание в ней долгоживущих радиоактивных изотопов урана 232и, теория 238ТЬ, калия 40К, причем их наибольшая концентрация выявлена в «гранитном» слое континентальной коры. В океанической коре радиоактивные элементы представлены «следами».[ ...]

Различают два наиболее распространенных типа земной коры: континентальный и океанический. Континентальный тип состоит из трех главных слоев - осадочного, гранитного и.базальтового, а океанический - из осадочного и базальтового. Однако такую классификацию типов земной коры некоторые ученые оспаривают. Они считают (Афанасьев и др.), что кора едина, как правило, состоит из трех слоев и различается только по мощности.[ ...]

Если принять, что т - 120 млн лет, то средний тепловой поток через океаническую кору оказывается равным 40Кц= 2,41-10 6 кал/см -с.[ ...]

На основе различия в составе и мощности выделяют три типа земной коры: 1) материковая; 2) океаническая; 3) кора переходных областей.[ ...]

Рифтовые зоны на материках - это области деградации континентальной коры, ее перерождения в кору океаническую (рис. 15). Рифтогенез в настоящее время геологи стали рассматривать в качестве одного из важнейших процессов развития земной коры, сравнимого по своему значению с геосинклинальным процессом.[ ...]

Хотя данных до сих пор недостаточно, но уже сейчас можно высказать предположение о том, что кора при малых скоростях спрединга подвержена большему тектоническому воздействию (сбросы, трещины и т.д.), чем при больших скоростях. Исследования показывают, что область активных сбросов распространяется на 4-10 км в сторону от оси для хребтов с большой и средней скоростями спрединга, и заметно шире (30 км) - для медленно раздвигающихся хребтов (см. рис. 2.1). Вне зоны активного сбросообразования, океаническую литосферу можно рассматривать как относительно жесткое тело. Граница зоны активных сбросов тем самым отмечает положение края границы плит или начала области квазижесткого поведения плит.[ ...]

Можно ожидать, что в центре спрединговых сегментов, над зоной максимального образования расплава, океаническая кора будет отражать присутствие неустановившихся магматических камер и будет демонстрировать четкую структуру слоев коры. Около окончаний сегментов, где образование расплава наименьшее, океаническая кора может быть высоко гетерогенной, отражающей прошлое присутствие недолговечных магматических тел, или может состоять только из тонкого базальтового слоя, перекрывающего мантийные перидотиты. В последнем случае отсутствие слоя габбро будет отражать отсутствие магматического очага и подразумевать латеральное перемещение базальтового расплава от середины сегмента к его границам .[ ...]

Значения скоростей продольных волн внутри большей части ЗПС понижены, по сравнению с нормальными скоростями для слоя 3 океанической коры на 1 км/с. Самые низкие значения скоростей (7 5км/с) приурочены к узкой ([ ...]

Понимание закономерностей и особенностей морфологии, магматизма и распределения дизъюнктивных нарушений литосферы и коры разного возраста в окрестности СОХ являются одной из фундаментальных задач современной морской геотектоники. Актуальность этой задачи усиливается еще и тем обстоятельством, что с разломо- и тре-щинообразованием в рифтовых зонах СОХ самым непосредственным образом связана гидротермальная деятельность, а следовательно, и распределение глубоководных полиметаллических сульфидов. Очевидно, процессы аккреции океанической коры, а также разломо- и трещинообразования в рифтовых зонах зависят от геодинамических процессов, управляющих формированием и эволюцией большого разнообразия морфотектонических структур разных масштабных уровней. Поэтому и проблему структурообразо-вания, видимо, следует рассматривать в контексте существующих уровней геодинами-ческой сегментации СОХ.[ ...]

Самые крупные и сложные геокомплексы Земли - это континенты и океаны. Они формируются на самых крупных формах рельефа - континентальных выступах и океанических впадинах Земли с различными типами земной коры. Земная кора континентов в отличие от океанической имеет значительно большую мощность и гранитный слой. Граница между континентами и океанами как геокомплексами проходит по береговой линии. К океанам как аквальным геокомплексам относится затопленная часть континентов-шельф, материковый склон и дно, сложенное базальтовым слоем.[ ...]

Очаги второго типа простираются также в виде достаточно узких зон, как правило, перпендикулярных к генеральному простиранию оси спрединга срединно-океанического хребта. В таких очагах преобладают преимущественно субгоризонталь-ные сдвиги в направлении, ортогональном простиранию хребта. Сейсмофокальные зоны со сдвиговыми механизмами в очагах землетрясений свидетельствуют о субгоризонтальном смещении краев плит. В абсолютном большинстве случаев каждая такая сейсмическая зона расположена между двумя отрезками оси спрединга. Эта зона фиксирует собой живущий трансформный разлом, который представляет собою линейную тектоническую структуру, при переходе через которую разрастание новой океанической коры меняет свое направление (трансформируется) на противоположное. Глубина очагов вдоль трансформных разломов срединно-океанических хребтов обычно невелика: в абсолютном большинстве случаев она не превышает десятков километров. Простирающиеся в осевой области срединно-океанических хребтов сейсмоактивные зоны маркируют собой смещение краев плит в рифтовых трещинах и по трансформным разломам.[ ...]

С точки зрения тектоники это является свидетельством некоторой обособленности аккреционных процессов, формирующих преимущественно нижнюю часть разреза океанической коры (габбро-вый слой) от эруптивных излияний базальтовых магм, приводящих к образованию слоя 2А . В дополнение к изменению толщины из-за сокращения снабжения расплавом на удалении от локализованной зоны мантийного апвеллинга структура океанической коры под нетрансформными нарушениями может существенно отличаться от структуры коры под срединными частями сегментов.[ ...]

Описанные выше в самом общем виде связи аномального гравитационного поля с рельефом поверхности Земли одинаково справедливы как для континентальных, так и для океанических областей. Отличительной особенностью последних является то, что в океанах в связи с относительно меньшей толщиной и большей однородностью земной коры и литосферы эффекты таких связей проявляются более четко. Это дает возможность для более обоснованных заключений о геодинамике и строении океанической литосферы на основании гравиметрических данных. Выяснение закономерностей процессов, происходящих в рифтовых и переходных зонах, установление реакции океанической литосферы на внешнюю нагрузку и внутреннее напряжение и решение многих других проблем современной геодинамики -в совместном анализе рельефа дна и поля силы тяжести.[ ...]

В последние годы появились работы, способствующие достижению третьей целевой задачи изучения магнитного поля океана - выявлению природы намагниченности слоев океанической коры . Результаты этих работ, основанных на экспериментальных исследованиях петро-магнитных и магнито-минералогических характеристик образцов пород, а также результатах интерпретации геомагнитных съемок, позволили предложить и обосновать обобщенную петромаг-нитную модель океанической литосферы (рис. 2.7).[ ...]

Работа представляет интерес для геологов, петрографов, тектонистов и геофизиков, интересующихся вопросам геологии и петрологии метаморфических пород, проблемами соотношения материковых и океанических структур и эволюции земной коры на континентальных окраинах.[ ...]

Такой же синусоидальный характер имеют и вдольосевые профили изменения аномалий в свободном воздухе, мантийных аномалий Буге, изменения интенсивности осевой магнитной аномалии и изменения мощности океанической коры . Изменение мантийных аномалий Буге (МАБ) свидетельствует о наличии плотностных неоднородностей в верхней мантии. Пониженные отрицательные значения МАБ фиксируются над более разуплотненной, т.е. над более горячей мантией (изометричные аномалии “бычий глаз”). Из-за того, что граница литосферы определяется положением изотермы плавления, литосфера будет тоньше там, где изотерма плавления будет подходить ближе к поверхности, т.е. в более горячих областях мантии. Поэтому пониженные значения МАБ соответствуют более тонкому слою литосферы. Они, как правило, приурочены к центрам сегментов (см. рис. 3.36), что говорит об уменьшении мощности литосферы по направлению к центрам сегментов, т.е. середина каждого сегмента обычно является более горячей областью по сравнению с его краями.[ ...]

На некотором удалении от гребней СОХ по сейсмическим данным прослеживается и нижняя часть этого слоя (слой ЗБ), вероятнее всего, сложенная серпентинитами, отвечающими гидратированным перидотитам (см. рис. 1.2). Судя по сейсмическим данным, мощность габбро-серпен-тинитового третьего слоя океанической коры достигает 4,7-5 км. ,Общая мощность океанической коры, без осадочного слоя, достигает 5-8 км и не зависит от возраста. Под гребнями СОХ мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 км и даже до 1,5-2 км (непосредственно под рифтовыми долинами).[ ...]

Советские исследователи открыли в Арктическом бассейне подводные хребты, названные в честь Ломоносова, Менделеева и крупного отечественного океанолога Гаккеля. Ряд советских ученых, в том числе известный океанолог В. В. Дибнер, отмечали тесную связь строения океанического дна и прилегающих областей материка, в частности Арктического бассейна и северо-восточной части Азиатского материка. Так, современные горы в геосинклянальных зонах (например, Уральские) - это «выродившиеся» более древние горные образования. Результатом процесса преобразования и «вырождения» ранее существовавших хребтов являются и ложбины суши типа той, которую заполняет ныне Аральское море, а на океаническом дне - впадины-желоба, напримео, Новоземельский или желоб св. Анны в Северном Ледовитом океане. Предполагают, что на последующем этапе преобразования земной коры возникнут новые горные хребты. Но уже не складчатые, как прежние, «выродившиеся», а вулканические (примером их может служить подводный хребет Гаккеля).[ ...]

Результаты экспериментов свидетельствуют о том, что при увеличении толщины хрупкого слоя картина сегментации и типы образующихся структур принципиально не меняются, за исключением мелкомасштабных сегментов. В процессе развития рифтовой зоны при механическом разрушении хрупкого слоя океанической коры во время ее растяжения закладываются генеральные черты геометрии трещин и формируются основные морфоструктурные неоднородности, создающие естественную разномасштабную сегментацию рифтовой зоны.[ ...]

Крупные перекрытия могут мигрировать вдоль оси рифта, что сопровождается продвижением одной ветви оси и отступанием другой . Их движение фиксируется в У-образных следах, расположенных под углом к оси рифта, которые тянутся от современного положения перекрытий в более древние участки коры (см. рис. 3.3, а). Следы представляют собой зоны с возмущенным магнитным полем, вдоль которых смещены линейные магнитные аномалии. Эти следы характеризуются аномальным строением коры и рельефа, которое выражается в отклонении на 10-30° простирания линейных поднятий и впадин по сравнению с “нормальными” участками океанического дна . Такие следы представляют собой отмершие в результате эволюции ПЦС концевые отрезки перекрывающихся вулканических хребтов и отсеченные части центрального бассейна. В областях мелких перекрытий не наблюдается каких-либо отклонений в разрывных нарушениях и рельефе, указывающих на наличие У-образных следов.[ ...]

Для объяснения природы знакопеременного и симметричного аномального магнитного поля океанского дна Ф.Вайн и Д.Мэтьюз предположили, что магнитные аномалии океана есть не что иное, как запись инверсий магнитного поля Земли в геологическом прошлом на гигантской природной «магнитофонной» ленте - океанической коре, которая, застывая в рифтовой трещине, рвется в ней примерно по середине и каждая половина раздвигается в стороны от места своего рождения (рис. 1.4). Зная порядок чередования и время каждой инверсии главного магнитного поля Земли, можно составить единую шкалу геомагнитных инверсий, скоррелированную с геохронологической шкалой, и по рисунку аномалий определить возраст дна океана (рис. 1.5). Геоисторическая интерпретация аномального магнитного поля океана, подтвержденная данными глубоководного бурения, убедительно показала геологическую молодость океанического дна. В рифтовых трещинах располагаются самые молодые породьи имеющие современный возраст, а на флангах СОХ и в районах абиссальных котловин возраст пород достигает 80-100 млн лет. Самый древний возраст океанической коры не превышает 160-170 млн лет, что составляет всего 1 /30 от возраста нашей планеты.[ ...]

Интенсивные аномалии силы тяжести в свободном воздухе (+190 мГал над хребтом и -90 мГал -над желобом), а также характерная форма гравитационной кривой свидетельствуют об явном нарушении изостазии, вызванном динамическим сжатием краев соседних литосферных плит. В модели, представленной на рис. 3.19,6, при выборе плотностных параметров использованы сейсмические данные, полученные при исследовании этого района . Здесь, как и в случае разлома Барракуда, мы полагали, что при сжатии происходят “задирание” слоев надвигаемого блока и частичное погружение под-двигаемого блока. Значительная роль в погружении последнего блока отводится нагрузке осадков, прогибающей слои океанической коры южнее хребта Г орриндж.