Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
1.2. ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА, ЛИТОСФЕРА И АСТЕНОСФЕРА
В процессе изучения верхней, жесткой каменной оболочки Земли - ее литосферы было установлено, что она состоит из земной коры и подстилающей ее подкоровой части мантии.
Земная кора представляет собой самый верхний слой твердой Земли и отличается от нижележащих оболочек строением и химическим составом. Подошва земной коры трассируется сейсмически границей Мохоровичича, на которой скорости распространения сейсмических волн скачком возрастают до 8,0-8,2 км/с.
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.
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.
Самый верхний - осадочный слой, представлен обычно карбонатными осадками, отложившимися на глубинах менее 4 км или бескарбонатными красными глубоководными глинами. Часто в осадочных разрезах встречаются вулканогенные отложения, а вблизи дельт крупных рек - и терригенные осадки. Средняя мощность океанических осадков невелика - около 0,5 км [71] и только у материковых склонов и в районах крупных речных дельт она возрастает до 10-12 и даже 15 км. Связано это с явлением лавинной седиментации, благодаря которой практически весь терригенный материал, сносимый с суши, отлагается в прибрежных участках океанов и на материковых склонах континентов.
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.
D*
1 D 1 2
Возраст океанической коры, млн лет
Рис. 1.2. Строение океанической рифтовой зоны I - уровень океана; 2 - осадки; 3 ~ подушечные базальтовые лавы; 4 лайковый комплекс (долериты); 5 - габбро; 6 - расслоенный комплекс; 7 - серпентиниты; 8 - лерцоли-ты литосферной плиты; 9 - астеносфера; 10 - изотерма 500° С (начало серпентииизации)
Частые находки в крупных трансформных разломах включений габбро толеитового состава, а также изучение офиолитовых покровов в складчатых поясах Земли, представляющих собой, как известно, фрагменты древней океанской коры, надвинутой в этих поясах на бывшие края континентов, позволяют считать, что дайковый комплекс снизу подстилается слоем габбро, представляющим собой верхнюю часть третьего слоя (слой ЗА) океанической коры. 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).
Снизу океаническая кора подстилается породами верхней мантии, слагающими подкоровые участки литосферных плит. Граница между корой и подкоровой верхней мантией называется границей Мохоровичича (сокращенно Мохо) по имени югославского геофизика впервые ее обнаружившего. Под гребнями СОХ океаническая кора залегает непосредственно над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества астеносферы. Средняя плотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см3, следовательно, массу консолидирован-
iW
Vshl
С
v \ю
ной океанической коры можно оценить значением 6,4-1024 г. Объем и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах Мирового океана, по оценке А.П.Лисицына, соответственно составляет 133 млн км3 и около 0,002% массы Земли. 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 0,008 % массы Земли.
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.
