Эволюция земной коры океанского дна
Земная кора дна океана состоит из осадочных, тверженных и метаморфических пород. Рассмотрение их эволюции удобнее всего начать с осадочных пород, образование которых в океанах в настоящее время доступно непосредственному наблюдению.
Скорости океанского осадкообразования оцениваются по возрастам различных слоев в колонках донных осадков, получаемых при помощи грунтовых трубок, и в кернах, извлекаемых при бурении океанского дна.
Относительный возраст слоев определяют палеонтологическим методом по видам организмов с известковыми раковинками — корненожек форашшифер и кокколитовых водорослей, а также организмов с кремнеземными раковинками — диатомовых водорослей и одноклеточных животных радиолярий; анализируются и попавшие в осадок- пыльца и споры наземных растений. Слои разного возраста различаются также по характеру их намагниченности, на чем основаны методы палеомагнитной стратиграфии.
Полученные указанными методами оценки скоростей осадкообразования, а также карты типов осадков показывают, что в осадкообразовании проявляется широтная, циркумконтинентальная и вертикальная зональность.
В зонах срединно-океанских хребтов осадки встречаются лишь в разрозненных «карманах». Наименьшие скорости осадкообразования — меньше 1 мм за 1000 лет, а местами даже меньше 0,1 мм — наблюдаются в глубоких центральный котловинах океанов, осадки там имеют вид тонких слоев плотных красных глин. На большей части площадей Тихого и Индийского океанов осадконакопление происходит со скоростями 3—10 мм за 1000 лет, причем образуются преимущественно карбонатные осадки. В высокое широтных и экваториальной зонах Тихого и Индийского океанов и на большей части площади Атлантического океана (в котором осадкообразование вообще происходит в несколько раз интенсивнее, чем в Тихом) скорость осадкообразования увеличивается до 10—30 мм за 1000 лет, а ближе к берегам —до 30—100, в краевых морях — до 100—500, а напротив устьев больших и мутных рек — до тысяч и даже десятков тысяч миллиметров за 1000 лет. Средняя по всей площади океанов скорость осадконакопления получается порядка десятков миллиметров за 1000 лет.
Другой способ оценки средней скорости осадкообразования заключается в подсчете источников осаждающегося вещества. /Главным источником является твердое вещество, выносимое с континентов реками в виде взвеси; по данным, изложенным в книге А. П. Лисицына (1974), его масса оценивается в 18,5 млрд. т в год, причем около 40% этой суммы дают 11 крупнейших рек —Хуанхэ, Ганг, Брахмапутра, Янцзы, Миссисипи, Амазонка, Инд, Иравади, Меконг, Оранжевая и Колорадо. Сток растворенных веществ оценивается в 3,2 млрд. т, снос твердого вещества ледниками и ветром — соответственно в 1,5 и 1,6 млрд. т, скорость размыва морских берегов и дна — в 0,5 млрд. т в год. Вклад вулканического пепла в океаническое осадкообразование оценивается в 2—3 млрд. т в год. Наконец, из огромной годичной продукции планктона, порядка 550 млрд. т живого или 110 млрд. т сухого вещества, на дно океана осаждается лишь очень малая доля: карбонатного вещества — 1,36 и кремнистого — 0,46 млрд. т. По зтим данным суммарная скорость океанского осадкообразования оценивается в 27 млрд. т в год. Поделив.эту цифру на площадь океанов 3,6Х1018 см2 и на типичный объемный вес твердой фазы рыхлых осадков натуральной влажности, скажем на 1,5 г/см3, получим среднюю скорость осадкообразования, равную 50 мм за 1000 лег, в хорошем соответствия с пряными намерениями.
Средняя скорость наращивания осадочных пород плотностью 2,5 г/см3 подучается равной: 3 см за 1000 лет (а скорость эрозии суши вдвое больше). При такой скорости осадкообразования да 4 млрд. лет геологического времени сформировалась бы кора из осадочных пород толщиной 120 км и массой 10,8-10' триллионов т, тогда как, по данный главы 1, вся земная кора, состоящая из осадочных, изверженных и метаморфических пород, имеет среднюю воящнну 33 км и массу 4,7-10е триллионов, т (осадочных город в ней лишь около 2-10? триллионов т). Даже если вриняпц что скорость осадкообразования в течение большей части геологического времени была меньше современной, скажем, втрое, то за 4 млрд. лет все же накопился бы слой осадочных пород толщиной 40 км, тогда как в современной океанской коре — всего 0,7 км.
Опускаться в мантию осадочные породы могут, вероятно, лишь вместе со всей несущей кору литосферной плитой. Наиболее подходящими местами для таких процессов представляются края литоеферныж влит. Естественно ожидать, что в границе между двумя сталкивающимися лнтосферными плетгами (несущими, например, одна океанскую, другая континентальную кору) та из них, которая обладает меньшей плавучестью (т. е. большей плотностью), заглубляется в мантию под более плавучую плоту. Тогда в зоне заглубляющейся штаты следует ожидать глубоко-фокусных землетрясений.
Все глубокофокусные землетрясения, кроме Памнро-Гнидукушских, происходят вдоль глубоководных океанских желобе, с континентальной стороны от них (в там же находится большинство действующих вулканов). При этом глубины фокусов землетрясений закономерно возрастают по мере удаления от желоба в сторожу континента, доходя до значений около 700 км приблизительно на такое же расстояние от желоба. Проекции фокусов землетрясений на вертикальную плоскость, перпендикулярную желобу, вырисовывают в ней зону заглубляющейся плиты (уходящей вглубь сначала под небольшим углом к горизонту, затем — после излома вод тяжестью верхней плиты — под углом порядка 45°, а с глубин в несколько сот километров иногда еще круче).
Механизмы глубокофокусных землетрясений, в том числе направления происходящих при них смещений в литосфере, соответствуют заглублению океанских плит под континентальные; скорости распространения сейсмических волн от промежуточных и глубоких очагов в пределах фокальной зоны на 4—7% выше, а затухание этих волн на порядок ниже, чем в окружающей мантии, т. в. фокальная зона действительно представляет собою плиту, более жесткую, чем окружающая мантия.
Движение плит вглубь создает вдоль океанских желобов, обычно на их континентальной стороне, зоны больших отрицательных аномалий силы тяжести, а перед ними, в зоне сжатия, и особенно за ними, над уплотняющейся заглубившейся частью океанских плит, наблюдаются положительные гравитационные аномалии, но меньшие по величине.
Рассмотрим самый большой из океанов — Тихий. Большую долю его периферии — весь север и запад от Аляски до Новой Зеландии и юго-восток вдоль всей Южной Америки — образуют зоны Эаварицкого — Беньофа, в которых океанская литосфера уходит, вглубь, в мантию Земли. Значит, внутри океана должны находиться области зарождения и растяжения новой океанской литосферы. Во всех океанах такими областями являются срединно-океанские хребты. Установлено, что на их осях в рифтовых долинах граница Мохоровичича, т. е. поверхность мантии, выклинивается и выходит к поверхности дна океана (драгирование на ней приносит образцы ультраосновных мантийных пород). Геотермический поток тепла здесь достигает максимума, широко развит подводный и надводный вулканизм с излияниями толеитовых базальтов, выходами гидротерм и гидротермальными изменениями коренных пород. Рифтовые зоны на осях срединно-океанских хребтов весьма сейсмичны. Землетрясения в этих зонах только мелкофокусные, с глубинами очагов до 10—20 км (а глубже, по-видимому, начинается приподнятая здесь вязкая астеносфера, в которой землетрясений не бывает). Смещения при землетрясениях имеют характер сбросов, что, как и провалившиеся вниз рифтовые долины, указывает на происходящее горизонтальное растяжение литосферы (расходящимися течениями на вершине восходящей ветви конвекции в мантии).
Франко-американская экспедиция ФАМОУС в 1975 г. проводила детальный осмотр участка дна рифтовой долины в Срединно-Атлантическом хребте на глубинах около 4 км, используя обитаемые подводные аппараты — французский батискаф «Архимед», «ныряющее блюдце» «Циану» и американский «Алвин». При этом были обнаружены прямые визуальные свидетельства растяжения океанского дна в виде параллельных оси рифтовой долины трещин длиной от десятков метров до километров и шириной от дециметров у оси до десятков метров у крутых склонов рифтовой долины. Было обнаружено также, что наращивание новой океанской коры происходит путем излияния свежих базальтовых лав из цепочки маленьких вулканов (с высотами в десятки или немногие сотни метров) вдоль полосы шириной в 1—3 км на оси рифтовой долины.
|
|
Читайте в рубрике «Дно океана»: |