Глава 02. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ СОВРЕМЕННОЙ ЗЕМЛИ (1119265), страница 3
Текст из файла (страница 3)
Базальтовый слой океанической коры обнажается вомногих местах океанского дна, примыкающих к гребням срединно-океанических хребтов иоперяющих их трансформных разломов. Этот слой был подробно изучен как традиционнымиметодами исследования океанского дна (драгирование, отбор проб грунтовыми трубками,фотографирование), так и с помощью подводных обитаемых аппаратов, позволяющих геологамнаблюдать геологическое строение исследуемых объектов и проводить целенаправленныйотбор образцов пород.
Кроме того, за последние 20 лет поверхность базальтового слоя иверхние его слои были вскрыты многочисленными скважинами глубоководного бурения, однаиз которых даже прошла слой подушечных лав и вошла в долериты дайкового комплекса.Общая мощность базальтового, или второго, слоя океанической коры, судя по сейсмическимданным, достигает 1,5, иногда 2 км.Рис. 2.5. Строение рифтовой зоны и океанической коры: 1 − уровень океана; 2 − осадки; 3 − подушечныебазальтовые лавы (слой 2а); 4 − дайковый комплекс, долериты (слой 2б); 5 − габбро; 6 − расслоенныйкомплекс; 7 − серпентиниты; 8 − лерцолиты литосферных плит; 9 − астеносфера; 10 − изотерма 500 °С(начало серпентинизации)Частые находки в пределах крупных трансформных разломов включений габбротолеитового состава говорят о том, что в состав океанической коры входят и эти плотные икрупнокристаллические породы.
Строение офиолитовых покровов в складчатых поясах Земли,как известно, представляют собой фрагменты древней океанической коры, надвинутой в этих29поясах на бывшие края континентов. Поэтому можно заключить, что дайковый комплекс всовременной океанической коре (как и в офиолитовых покровах) снизу подстилается слоемгаббро, слагающим собой верхнюю часть третьего слоя океанической коры (слой 3 а).
Нанекотором удалении от гребней срединно-океанических хребтов, судя по сейсмическимданным, прослеживается и нижняя часть этого слоя коры. Многочисленные находки в крупныхтрансформных разломах серпентинитов, отвечающих по составу гидратированнымперидотитам и аналогичным по строению серпентинитам офиолитовых комплексов, позволяютсчитать, что нижняя часть океанической коры также сложена серпентинитами. Посейсмическим данным, мощность габбро-серпентинитового (третьего) слоя океанической корыдостигает 4,5–5 км. Под гребнями срединно-океанических хребтов мощность океаническойкоры обычно сокращается до 3–4 и даже до 2–2,5 км непосредственно под рифтовымидолинами.Общая мощность океанической коры без осадочного слоя, таким образом, достигает 6,5 –7 км.
Снизу океаническая кора подстилается кристаллическими породами верхней мантии,слагающими подкоровые участки литосферных плит. Под гребнями срединно-океаническиххребтов океаническая кора залегает непосредственно над очагами базальтовых расплавов,выделившихся из вещества горячей мантии (из астеносферы).Площадь океанической коры приблизительно равна 3,06·1018 см2 (306 млн км2), средняяплотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см3, следовательно, массуконсолидированной океанической коры можно оценить значением (5,8–6,2)·1024 г.
Объем имасса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценкеА.П. Лисицына, составляет соответственно 133 млн км3 и около 0,1·1024 г. Объем осадков,сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший – около 190 млн км3,что в пересчете на массу (с учетом уплотнения осадков) составляет примерно (0,4–0,45)·1024 г.Океанское дно, представляющее собой поверхность океанической коры, имеетхарактерный рельеф.
В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубинах около 6–6,5 км, тогда как на гребнях срединно-океанических хребтов, иногда расчлененных крутымиущельями, рифтовыми долинами, глубины океана уменьшаются до 2–2,5 км. В некоторыхместах океанское дно выходит на дневную поверхность Земли, например, на о. Исландия и впровинции Афар (Северная Эфиопия). Перед островными дугами, окружающими западнуюпериферию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед дугой Малых Антильскихи Южно-Сандвичевых островов в Атлантике, а также перед активной окраиной континента вЦентральной и Южной Америке океаническая кора прогибается и ее поверхность погружаетсяна глубины до 9–10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие ипротяженные глубоководные желоба.Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов засчет происходящей под ними сепарации базальтовых расплавов из горячей мантии (изастеносферного слоя Земли) и их излияния на поверхность океанического дна.
Ежегодно в этихзонах поднимается из астеносферы, изливается на океанское дно и кристаллизуется не менее5,5–6 км3 базальтовых расплавов, формирующих собой весь второй слой океанической коры (сучетом же слоя габбро объем внедряемых в кору базальтовых расплавов возрастает до 12 км3).Эти грандиозные тектономагматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнямисрединно-океанических хребтов, не имеют себе равных на суше и сопровождаютсяповышенной сейсмичностью (рис. 2,6).Рис. 2.6. Сейсмичность Земли: размещение землетрясений (Barazangi, Dorman, 1968)3031В рифтовых зонах, расположенных на гребнях срединно-океанических хребтов,происходит растяжение и раздвижение дна океанов.
Поэтому все такие зоны отмечаютсячастыми, но мелкофокусными землетрясениями с доминированием разрывных механизмовсмещений. В противоположность этому под островными дугами и активными окраинамиконтинентов, т.е. в зонах поддвига плит, обычно происходят более сильные землетрясения сдоминированием механизмов сжатия и сдвига. По сейсмическим данным, погружениеокеанической коры и литосферы прослеживается в верхней мантии и мезосфере до глубиноколо 600–700 км (рис. 2.7).
По данным же томографии, погружение океаническихлитосферных плит прослежено до глубин около 1400–1500 км и, возможно, глубже – вплоть доповерхности земного ядра.Рис. 2.7. Строение зоны поддвига плит в районе Курильских островов: 1 − астеносфера; 2 − литосфера; 3 −океаническая кора; 4 − 5 − осадочно-вулканогенная толща; 6 − океанические осадки; изолиниями показанасейсмическая активность в единицах А10 (Федотов и др., 1969); β − угол падения зоны Вадати – Беньефа;α − угол падения зоны пластических деформацийОкеанскому дну присущи характерные и достаточно контрастные полосчатые магнитныеаномалии, обычно располагающиеся параллельно гребням срединно-океанических хребтов(рис.
2.8). Происхождение этих аномалий связано со способностью базальтов океанского днапри остывании намагничиваться магнитным полем Земли, запоминая тем самым направлениеэтого поля в момент их излияния на поверхность океанского дна. Учитывая теперь, чтогеомагнитное поле с течением времени многократно меняло свою полярность, английскимученым Ф.
Вайну и Д. Мэтьюзу еще в 1963 г. впервые удалось датировать отдельные аномалиии показать, что на разных склонах срединно-океанических хребтов эти аномалии оказываютсяприблизительно симметричными по отношению к их гребням. В результате им удалосьвосстановить основные закономерности перемещений плит на отдельных участкахокеанической коры в Северной Атлантике и показать, что океанское дно приблизительносимметрично раздвигается в стороны от гребней срединно-океанических хребтов со скоростямипорядка нескольких сантиметров в год. В дальнейшем аналогичные исследования были32проведены по всем акваториям Мирового океана, и везде эта закономерность былаподтверждена. Более того, подробное сопоставление магнитных аномалий океанского дна сгеохронологией перемагничивания континентальных пород, возраст которых был известен подругим данным, позволило распространить датировку аномалий на весь кайнозой, а потом и напоздний мезозой.
В результате был создан новый и надежный палеомагнитный методопределения возраста океанского дна.Рис. 2.8. Карта аномалий магнитного поля в районе подводного хребта Рейкьянес в Северной Атлантике(Heirtzler et al., 1966). Положительные аномалии обозначены черным; АА − нулевая аномалия рифтовойзоныИспользование этого метода привело к подтверждению высказывавшихся ранее идей осравнительной молодости океанского дна: палеомагнитный возраст всех без исключенияокеанов оказался только кайнозойским и позднемезозойским (рис. 2.9). В дальнейшем этотвывод был блестяще подтвержден и глубоководным бурением во многих точках океанскогодна.
При этом получалось, что возраст впадин молодых океанов (Атлантического, Индийскогои Северного Ледовитого) совпадают с возрастом их дна, возраст же древнего Тихого океаназначительно превосходит возраст его дна. Действительно, впадина Тихого океана существует,по крайней мере, с позднего протерозоя (может быть, и ранее), а возраст наиболее древнихучастков дна этого океана не превышает 160 млн лет, тогда как его большая часть образоваласьтолько в кайнозое, т.е.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
