Взаимодействие континентальной и океанической коры

Оглавление
Введение
1. Основные черты современной структуры коры и литосферы земли
2. Принципиальные различия континентальной и океанической коры
3. Рифтовые зоны мирового океана
4. Глубоководные желоба, осадки и фауна глубоководных желобов
5. Механизм поддвижения океанической коры под континентальную
Заключение
Список литературы

Взаимодействие континентальной и океанической коры

Продольные волны распространяются как в твердом, так и в жидком веществе, поперечные – только в твердом. Следовательно, ecли при прохождении сейсмических волн через какое-либо тело будет обнаружено, что оно не пропускает поперечные волны, то можно считать, что это вещество находится в жидком состоянии. Если через тело проходят оба типа сейсмических волн, то это свидетельство твердого состояния вещества
Скорость волн увеличивается с возрастанием плотности вещества. При резком изменении плотности вещества скорость волн будет скачкообразно изменяться. Изучение распространения сейсмических волн через Землю показало, что имеется несколько определенных границ скачкообразного изменения скоростей волн. Поэтому предполагается, что Земля состоит из нескольких концентрических оболочек (геосфер)4.
На основании установленных трех главных границ раздела выделяют три главные геосферы: земную кору, мантию и ядро (рис. 2).
Рис. 2. Строение Земли5
Первая граница раздела характеризуется скачкообразным увеличением скоростей продольных сейсмических волн от 6,7 до 8,1 км/с. Эта граница получила название раздела Мохоровичича (в честь открывшего ее сербского ученого А. Мохоровичича), или просто граница М. Она отделяет земную кору от мантии. Плотность вещества земной коры не превышает 2,7 – 3,0 г/см3. Граница М расположена под континентами на глубине от 30 до 80 км, а под дном океанов - от 4 до 10 км.
Учитывая, что радиус земного шара равен 6371 км, земная шар представляет собой тонкую пленку на поверхности планеты, состав имеющую менее 1% ее общей массы и примерно 1,5% ее объема.
Земная кора представляет собой верхний слой жесткой оболочки Земли – ее литосферы и отличается от подкоровых частей литосферы строением и химическим составом.
Земная кора отделяется от подстилающей ее литосферной мантии границей Мохоровичича. В составе земной коры выделяют два принципиально различных типа коры: континентальный и океанический (рис. 3).
Рис. 3. Схемы строения земной коры6
I – континентальная кора, слои: 1 – осадочный, 2 – гранитно-метаморфический, 3 – гранулито-базитовый, 4 – перидотиты верхней мантии.
II – океаническая кора, слои: 1 – осадочный, 2 – базальтовых подушечных лав, 3 – комплекса параллельных даек, 4 – габбро, 5 – перидотиты верхней мантии. М – граница Мохоровичича
В океанической коре обычно выделяют три слоя, первый из них (верхний) – осадочный. В основании осадочного слоя часто залегают тонкие и не выдержанные по простиранию металлоносные осадки с преобладанием в них окислов железа. Нижняя часть осадочного слоя обычно сложена карбонатными осадками, отложившимися на глубинах менее 4–4,5 км. На больших глубинах карбонатные осадки, как правило, не отлагаются, поскольку слагающие их микроскопические раковины одноклеточных организмов (фораминифер и коколитофарид) при давлениях выше 400–450 атм легко растворяются в морской воде. По этой причине в океанических впадинах на глубинах больше 4–4,5 км верхняя часть осадочного слоя сложена в основном только бескарбонатными осадками – красными глубоководными глинами и кремнистыми илами. Возле островных дуг и вулканических островов в разрезе осадочной толщи часто встречаются линзы и прослои вулканогенных отложений, а вблизи дельт крупных рек – и терригенные осадки. В открытых океанах толщина осадочного слоя возрастает от гребней срединно-океанических хребтов, где осадков почти нет, к их периферийным частям.
Средняя мощность осадков невелика и близка к 0,5 км, возле же континентальных окраин атлантического типа и в районах крупных речных дельт она возрастает до 10–12 км. Связано это с тем, что практически весь терригенный материал, сносимый с суши, благодаря процессам лавинной седиментации отлагается в прибрежных участках океанов и на материковых склонах континентов.
Второй, или базальтовый, слой океанической коры в верхней части сложен базальтовыми лавами толеитового состава (рис. 1). Ниже располагаются долеритовые дайки того же толеитового состава, представляющие собой бывшие подводящие каналы, по которым базальтовая магма в рифтовых зонах изливалась на поверхность океанского дна. Разнородность слоя определяет и резкие колебания скоростей продольных сейсмических волн от 2,2 до 5,5 км/с. Базальтовый слой океанической коры обнажается во многих местах океанского дна, примыкающих к гребням срединно-океанических хребтов и оперяющих их трансформных разломов.
Общая мощность базальтового, или второго, слоя океанической коры, судя по сейсмическим данным, достигает 1,5, иногда 2 км.
Третий (габбро-серпентинитовый) слой представляет фундамент океанической коры. Он порслеживается стабильно во всех частях океана. Слой характеризуется постоянством мощности (5 – 6 км) и скорость распространения сейсмических волн в пределах 6,4 – 7,2 км/с. Верхняя часть третьего слоя представлена габбро, которые образовались при медленной кристаллизации толеитовых базальтовых расплавов в магматическом очаге, питающем рифтовые зоны океанов. Нижняя часть состоит из серпентинитов, возникших при гидратации ультраосновных пород мантии океаническими водами, проникающими вглубь по трещинам литосферы.
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. Площадь океанической коры приблизительно равна 3,06·1018 см2 (306 млн км2), средняя плотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см3, следовательно, массу консолидированной океанической коры можно оценить значением (5,8–6,2)·1024 г.
Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов за счет происходящей под ними сепарации базальтовых расплавов из горячей мантии (из астеносферного слоя Земли) и их излияния на поверхность океанического дна. Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, изливается на океанское дно и кристаллизуется не менее 5,5–6 км3 базальтовых расплавов, формирующих собой весь второй слой океанической коры (с учетом же слоя габбро объем внедряемых в кору базальтовых расплавов возрастает до 12 км3).
Континентальная кора как по составу, так и по строению 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. В среднем мощность континентальной коры под древними платформами приблизительно равна 40 км, а ее масса, включая субконтинентальную кору, достигает 2,25·1025 г. Рельеф континентальной коры весьма сложен. Однако в нем выделяются обширные заполненные осадками равнины, обычно расположенные над протерозойскими платформами, выступы наиболее древних (архейских) щитов и горные системы более молодого возраста. Рельефу континентальной коры присущи и максимальные перепады высот, достигающие 16–17 км от подножий континентальных склонов в глубоководных желобах до высочайших горных вершин7.
Строение континентальной коры очень неоднородное, однако, как и в океанической коре, в ее толще, особенно в древних платформах, иногда выделяются три слоя: верхний осадочный и два нижних, сложенных кристаллическими породами. Под молодыми подвижными поясами строение коры оказывается более сложным, хотя общее ее расчленение приближается к двухслойному.
Осадочный слой на континентах изучен достаточно полно. Скорости сейсмических волн в слоях земной коры нарастают сверху вниз от 2–3 до 4,5–5,5 км/с в низах осадочной толщи; до 6–6,5 км/с в верхнем слое кристаллических пород и до 6,6–7,0 км/с в нижнем слое коры. Почти повсеместно континентальная кора, как и океаническая, подстилается высокоскоростными породами границы Мохоровичича со скоростями сейсмических волн от 8,0 до 8,2 км/с, но это уже свойства подкоровой литосферы, сложенной породами мантии.
Мощность верхнего осадочного слоя континентальной коры меняется в широких пределах – от нуля на древних щитах до 10–12 и даже 15 км на пассивных окраинах континентов и в краевых прогибах платформ. Средняя мощность осадков на стабильных протерозойских платформах обычно близка к 2–3 км. Среди осадков на таких платформах преобладают глинистые отложения и карбонаты мелководных морских бассейнов. В краевых прогибах и на пассивных окраинах континентов атлантического типа осадочные разрезы обычно начинаются с грубообломочных фаций, сменяемых выше по разрезу песчано-глинистыми отложениями и карбонатами прибрежных фаций. Как в основании, так и в самых верхних частях разрезов осадочных толщ краевых прогибов иногда встречаются хемогенные осадки — эвапориты, отмечающие собой условия осадконакопления в узких полузамкнутых морских бассейнах с аридным климатом. Обычно такие бассейны возникают только на начальной или конечной стадии развития морских бассейнов и океанов, если, конечно, эти океаны и бассейны в моменты своего образования или закрытия располагались в поясах аридного климата.
Верхняя часть разреза консолидированной континентальной коры обычно представлена древними, в основном докембрийскими породами гранитогнейсового состава или чередованием гранитоидов с поясами зеленокаменных пород основного состава. Иногда эту часть разреза жесткой коры называют “гранитным” слоем, подчеркивая тем самым преобладание в нем пород гранитоидного ряда и подчиненность базальтоидов. Породы “гранитного” слоя обычно бывают преобразованы процессами регионального метаморфизма до амфиболитовой фации включительно. Верхняя часть этого слоя всегда представляет собой денудационную поверхность, по которой когда-то происходил размыв тектонических структур и магматических образований древних складчатых (горных) поясов Земли. Поэтому вышележащие осадки на коренных породах континентальной коры всегда залегают со структурным несогласием и обычно с большим временным сдвигом по возрасту.
В более глубоких частях коры (приблизительно на глубинах около 15–20 км) часто прослеживается рассеянная и непостоянная граница, вдоль которой скорость распространения продольных волн возрастает примерно на 0,5 км/с. Это так называемая граница Конрада, оконтуривающая сверху нижний слой континентальной коры, иногда условно называемый “базальтовым”, хотя определенных данных о его составе у нас еще очень мало. Скорее всего нижние части континентальной коры сложены породами среднего и основного состава, метаморфизованными до амфиболитовой или даже до гранулитовой фации (при температурах более 600°С и давлении выше 3–4 кбар). Не исключено, что в основании тех блоков континентальной коры, которые формировались в свое время за счет столкновений островных дуг, могут залегать фрагменты древней океанической коры, включающие в себя не только основные, но и серпентинизированные ультраосновные породы.
3. Рифтовые зоны мирового океана
Рифт – это протяженная (сотни, тысячи километров) линейная зона литосферы, грабенообразного строения, в которой происходит горизонтальное расширение коры с подъемом нагретого глубинного материала.
Для рифтовых зон литосферы характерно утонение земной коры до 30 – 35 км; наличие астеносферного выступа, что приводит к существенному подъему верхней мантии к подошве коры (астеносферный апвелинг, или астеносферная подушка); действие растягивающих горизонтальных усилий; сейсмическая активность с расположением гипоцентров землетрясений в подошве земной коры; широкое проявление базальтового и щелочно-базальтового вулканизма; аномально высокое значение теплового потока (рис. 4). Типичным примером подобных современных структур в океанах является глобальная рифтовая система.
Рис. 4. Строение рифтовой зоны8: 1 − уровень океана; 2 − осадки; 3 − подушечные базальтовые лавы; 4 − дайковый комплекс, долериты; 5 − габбро; 6 − расслоенный комплекс; 7 − серпентиниты; 8 − лерцолиты литосферных плит; 9 − астеносфера; 10 − изотерма 500 °С (начало серпентинизации)
Рифты характеризуются активным разогревом недр, подъемом астеносферы к подошве коры, высоким тепловым потоком и существованной вулканической активностью. Со временем тепловой режим мог ослабевать, а астеносферный выступ выполаживаться, но следы активной вулканической деятельности, температурного и гидротермального воздействия на осадочные породы должны были сохраниться. Кроме того, в составе терригенных осадков, выполняющих рифты, большую роль играют крупнообломочные породы по сравнению с отложениями авлакогенов, что указывает на более контрастные тектонические движения в рифтах.
При классификации рифтов можно подразделить их, прежде всего, на океанические и континентальные.
Океанические рифты отличаются от континентальных различным типом строения земной коры, гораздо большей протяженностью, менее выраженной фрагментарностью, большей магматической и сейсмической активностью, не столь явно выраженным грабенообразным строением. Среди океанических рифтов следует различать глобальную срединно-океаническую рифтовую систему и внутриокеанические рифты, осложняющие строение отдельных участков дна морей и океанов. Глобальная рифтовая система океанов – феноменальная структура земной коры, не имеющая аналогов в пределах континентов. Она является центром спрединга – наращивания новой океанической коры и раздвижения ее в стороны. В осевой зоне рифтовой системы океанов сосредоточен молодой вулканизм. Она характеризуется условиями растяжения, о чем свидетельствуют многочисленные зияющие трещины растяжения. Ее краевым частям присуща сбросовая структура, состоящая из тектонических ступеней средней ширины 2,5 км, отделенных листрическими сбросами.
Континентальные рифты по сравнению с океаническими имеют меньшие размеры, рассекают кору материкового типа, несут черты фрагментарности по простиранию и явно выраженной грабенообразной природы. По сути дела, они состоят из взхаимосвязанной системы грабенов, что дает основание рассматривать континентальные рифты, в отличие от океанических, как грабен-рифты.
Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов за счет происходящей под ними сепарации базальтовых расплавов из горячей мантии (из астеносферного слоя Земли) и их излияния на поверхность океанического дна. Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, изливается на океанское дно и кристаллизуется не менее 5,5–6 км3 базальтовых расплавов, формирующих собой весь второй слой океанической коры (с учетом же слоя габбро объем внедряемых в кору базальтовых расплавов возрастает до 12 км3).
Эти грандиозные тектономагматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями срединно-океанических хребтов, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью (рис. 5).
В рифтовых зонах, расположенных на гребнях срединно-океанических хребтов, происходит растяжение и раздвижение дна океанов. Поэтому все такие зоны отмечаются частыми, но мелкофокусными землетрясениями с доминированием разрывных механизмов смещений. В противоположность этому под островными дугами и активными окраинами континентов, т.е. в зонах поддвига плит, обычно происходят более сильные землетрясения с доминированием механизмов сжатия и сдвига. По сейсмическим данным, погружение океанической коры и литосферы прослеживается в верхней мантии и мезосфере до глубин около 600–700 км (рис. 6). По данным же томографии, погружение океанических литосферных плит прослежено до глубин около 1400–1500 км и, возможно, глубже – вплоть до поверхности земного ядра.
Рис. 5 Сейсмичность Земли: размещение землетрясений (Barazangi, Dorman, 1968)9
Рис. 6. Строение зоны поддвига плит в районе Курильских островов10:
1 − астеносфера; 2 − литосфера; 3 − океаническая кора; 4 − 5 − осадочно-вулканогенная толща; 6 − океанические осадки; изолиниями показана сейсмическая активность в единицах А10 (Федотов и др., 1969); β − угол падения зоны Вадати – Беньефа; α − угол падения зоны пластических деформаций
4. Глубоководные желоба, осадки и фауна глубоководных желобов