Океаническая кора
Океаническая кора примитивна по своему составу и, по существу, представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. 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, по оценкам А. П. Лисицына, 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. 5). Изливаясь в подводных условиях, эти лавы приобретают причудливые формы гофрированных труб и подушек, поэтому они и называются подушечными лавами. 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. Базальтовый слой океанической коры обнажается во многих местах океанского дна, примыкающих к гребням срединно-океанических хребтов и оперяющих их трансформных разломов. Этот слой был подробно изучен как традиционными методами исследования океанского дна (драгирование, отбор проб грунтовыми трубками, фотографирование), так и с помощью подводных обитаемых аппаратов, позволяющих геологам наблюдать геологическое строение исследуемых объектов и проводить целенаправленный отбор образцов пород. Кроме того, за последние 20 лет поверхность базальтового слоя и верхние его слои были вскрыты многочисленными скважинами глубоководного бурения, одна из которых даже прошла слой подушечных лав и вошла в долериты дайкового комплекса. Общая мощность базальтового, или второго, слоя океанической коры, судя по сейсмическим данным, достигает 1,5, иногда 2 км.
Частые находки в пределах крупных трансформных разломов включений габбро толеитового состава говорят о том, что в состав океанической коры входят и эти плотные и крупнокристаллические породы. Строение офиолитовых покровов в складчатых поясах Земли, как известно, представляют собой фрагменты древней океанической коры, надвинутой в этих поясах на бывшие края континентов. Поэтому можно заключить, что дайковый комплекс в современной океанической коре (как и в офиолитовых покровах) снизу подстилается слоем габбро, слагающим собой верхнюю часть третьего слоя океанической коры (слой 3а). На некотором удалении от гребней срединно-океанических хребтов, судя по сейсмическим данным, прослеживается и нижняя часть этого слоя коры. Многочисленные находки в крупных трансформных разломах серпентинитов, отвечающих по составу гидратированным перидотитам и аналогичным по строению серпентинитам офиолитовых комплексов, позволяют считать, что нижняя часть океанической коры также сложена серпентинитами. По сейсмическим данным, мощность габбро-серпентинитового (третьего) слоя океанической коры достигает 4,5-5 км. Под гребнями срединно-океанических хребтов мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 и даже до 2-2,5 км непосредственно под рифтовыми долинами.
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-океанических хребтов океаническая кора залегает непосредственно над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества горячей мантии (из астеносферы).
Площадь океанической коры приблизительно равна 3,0610×18 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)х1024 г. Объём и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценке А. П. Лисицына, составляет соответственно 133 млн км3 и около 0,1×1024 г. Объём осадков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший — около 190 млн км3, что в пересчёте на массу (с учётом уплотнения осадков) составляет примерно (0,4-0,45) 1024 г.
Океанское дно, представляющее собой поверхность океанической коры, имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубинах около 66,5 км, тогда как на гребнях срединно-океанических хребтов, иногда расчленённых крутыми ущельями, рифтовыми долинами, глубины океана уменьшаются до 2-2,5 км. В некоторых местах океанское дно выходит на дневную поверхность Земли, например, на о. Исландия и в провинции Афар (Северная Эфиопия). 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 её поверхность погружается на глубины до 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяжённые глубоководные желоба.
Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов за счёт 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 учётом 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. 6).
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. 7). По данным же томографии, погружение океанических литосферных плит прослежено до глубин около 1400-1500 км и, возможно, глубже — вплоть до поверхности земного ядра.
Океанскому дну присущи характерные и достаточно контрастные полосчатые магнитные аномалии, обычно располагающиеся параллельно гребням срединно-океанических хребтов (рис. 8). Происхождение этих аномалий связано со способностью базальтов океанского дна при остывании намагничиваться магнитным полем Земли, запоминая тем самым направление этого поля в момент их излияния на поверхность океанского дна. Учитывая теперь, что геомагнитное поле с течением времени многократно меняло свою полярность, английским учёным Ф. Вайну и Д. Мэтьюзу ещё в 1963 г. впервые удалось датировать отдельные аномалии и показать, что на разных склонах срединно-океанических хребтов эти аномалии оказываются приблизительно симметричными по отношению к их гребням. В результате им удалось восстановить основные закономерности перемещений плит на отдельных участках океанической коры в Северной Атлантике и показать, что океанское дно приблизительно симметрично раздвигается в стороны от гребней срединно-океанических хребтов со скоростями порядка нескольких сантиметров в год. В дальнейшем аналогичные исследования были проведены по всем акваториям Мирового океана, и везде эта закономерность была подтверждена. Более того, подробное сопоставление магнитных аномалий океанского дна с геохронологией перемагничивания континентальных пород, возраст которых был известен по другим данным, позволило распространить датировку аномалий на весь кайнозой, а потом и на поздний мезозой. В результате был создан новый и надёжный палеомагнитный метод определения возраста океанского дна.
Использование этого метода привело к подтверждению высказывавшихся ранее идей о сравнительной молодости океанского дна: палеомагнитный возраст всех без исключения океанов оказался только кайнозойским и позднемезозойским (рис. 9). В дальнейшем этот вывод был блестяще подтверждён и глубоководным бурением во многих точках океанского дна. При этом получалось, что возраст впадин молодых океанов (Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого) совпадают с возрастом их дна, возраст же древнего Тихого океана значительно превосходит возраст его дна. Действительно, впадина Тихого океана существует, по крайней мере, с позднего протерозоя (может быть, и ранее), а возраст наиболее древних участков дна этого океана не превышает 160 млн лет, тогда как его большая часть образовалась только в кайнозое, т.е. моложе 67 млн лет.
«Конвейерный» механизм обновления океанского дна с постоянным погружением более древних участков океанической коры и накопившихся на ней осадков в мантию под островными дугами объясняет, почему за время жизни Земли океанические впадины так и не успели засыпаться осадками. Действительно, при современных темпах засыпки океанических впадин сносимыми с суши терригенными осадками 2,210×16 г/год весь объём этих впадин, примерно равный 1,3710×24 см3, оказался бы полностью засыпанным приблизительно через 1,2 млрд лет. Сейчас можно с большой уверенностью утверждать, что континенты и океанические бассейны совместно существуют около 3,8 млрд лет и никакой значительной засыпки их впадин за это время не произошло. Более того, после проведения буровых работ во всех океанах теперь мы достоверно знаем, что на океанском дне не существует осадков древнее 160-190 млн лет. Но такое может наблюдаться только в одном случае — в случае существования эффективного механизма удаления осадков из океанов. Этим механизмом, как теперь известно, является процесс затягивания осадков под островные дуги и активные окраины континентов в зонах поддвига плит, где эти осадки переплавляются и вновь причленяются в виде гранитоидных интрузий к формирующейся в этих зонах континентальной коре. Такой процесс переплавления терригенных осадков и повторного причленения их материала к континентальной коре называется рециклингом осадков.
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, по оценкам А. П. Лисицына, 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. 5). Изливаясь в подводных условиях, эти лавы приобретают причудливые формы гофрированных труб и подушек, поэтому они и называются подушечными лавами. 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. Базальтовый слой океанической коры обнажается во многих местах океанского дна, примыкающих к гребням срединно-океанических хребтов и оперяющих их трансформных разломов. Этот слой был подробно изучен как традиционными методами исследования океанского дна (драгирование, отбор проб грунтовыми трубками, фотографирование), так и с помощью подводных обитаемых аппаратов, позволяющих геологам наблюдать геологическое строение исследуемых объектов и проводить целенаправленный отбор образцов пород. Кроме того, за последние 20 лет поверхность базальтового слоя и верхние его слои были вскрыты многочисленными скважинами глубоководного бурения, одна из которых даже прошла слой подушечных лав и вошла в долериты дайкового комплекса. Общая мощность базальтового, или второго, слоя океанической коры, судя по сейсмическим данным, достигает 1,5, иногда 2 км.
Рисунок 5. Строение рифтовой зоны и океанической коры:
1 — уровень океана; 2 — осадки; 3 — подушечные базальтовые лавы (слой 2а); 4 — дайковый комплекс, долериты (слой 2б); 5 — габбро; 6 — расслоенный комплекс; 7 — серпентиниты; 8 — лерцолиты литосферных плит; 9 — астеносфера; 10 — изотерма 500 °С (начало серпентинизации).
Частые находки в пределах крупных трансформных разломов включений габбро толеитового состава говорят о том, что в состав океанической коры входят и эти плотные и крупнокристаллические породы. Строение офиолитовых покровов в складчатых поясах Земли, как известно, представляют собой фрагменты древней океанической коры, надвинутой в этих поясах на бывшие края континентов. Поэтому можно заключить, что дайковый комплекс в современной океанической коре (как и в офиолитовых покровах) снизу подстилается слоем габбро, слагающим собой верхнюю часть третьего слоя океанической коры (слой 3а). На некотором удалении от гребней срединно-океанических хребтов, судя по сейсмическим данным, прослеживается и нижняя часть этого слоя коры. Многочисленные находки в крупных трансформных разломах серпентинитов, отвечающих по составу гидратированным перидотитам и аналогичным по строению серпентинитам офиолитовых комплексов, позволяют считать, что нижняя часть океанической коры также сложена серпентинитами. По сейсмическим данным, мощность габбро-серпентинитового (третьего) слоя океанической коры достигает 4,5-5 км. Под гребнями срединно-океанических хребтов мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 и даже до 2-2,5 км непосредственно под рифтовыми долинами.
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-океанических хребтов океаническая кора залегает непосредственно над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества горячей мантии (из астеносферы).
Площадь океанической коры приблизительно равна 3,0610×18 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)х1024 г. Объём и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценке А. П. Лисицына, составляет соответственно 133 млн км3 и около 0,1×1024 г. Объём осадков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший — около 190 млн км3, что в пересчёте на массу (с учётом уплотнения осадков) составляет примерно (0,4-0,45) 1024 г.
Океанское дно, представляющее собой поверхность океанической коры, имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубинах около 66,5 км, тогда как на гребнях срединно-океанических хребтов, иногда расчленённых крутыми ущельями, рифтовыми долинами, глубины океана уменьшаются до 2-2,5 км. В некоторых местах океанское дно выходит на дневную поверхность Земли, например, на о. Исландия и в провинции Афар (Северная Эфиопия). 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 её поверхность погружается на глубины до 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяжённые глубоководные желоба.
Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов за счёт 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 учётом 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. 6).
Рисунок 6. Сейсмичность Земли; размещение землетрясений
Barazangi, Dorman, 1968
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. 7). По данным же томографии, погружение океанических литосферных плит прослежено до глубин около 1400-1500 км и, возможно, глубже — вплоть до поверхности земного ядра.
Рисунок 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 показана сейсмическая активность в единицах A10 (Федотов и др., 1969); β — угол падения зоны Вадати — Беньефа; α — угол падения зоны пластических деформаций.
Океанскому дну присущи характерные и достаточно контрастные полосчатые магнитные аномалии, обычно располагающиеся параллельно гребням срединно-океанических хребтов (рис. 8). Происхождение этих аномалий связано со способностью базальтов океанского дна при остывании намагничиваться магнитным полем Земли, запоминая тем самым направление этого поля в момент их излияния на поверхность океанского дна. Учитывая теперь, что геомагнитное поле с течением времени многократно меняло свою полярность, английским учёным Ф. Вайну и Д. Мэтьюзу ещё в 1963 г. впервые удалось датировать отдельные аномалии и показать, что на разных склонах срединно-океанических хребтов эти аномалии оказываются приблизительно симметричными по отношению к их гребням. В результате им удалось восстановить основные закономерности перемещений плит на отдельных участках океанической коры в Северной Атлантике и показать, что океанское дно приблизительно симметрично раздвигается в стороны от гребней срединно-океанических хребтов со скоростями порядка нескольких сантиметров в год. В дальнейшем аналогичные исследования были проведены по всем акваториям Мирового океана, и везде эта закономерность была подтверждена. Более того, подробное сопоставление магнитных аномалий океанского дна с геохронологией перемагничивания континентальных пород, возраст которых был известен по другим данным, позволило распространить датировку аномалий на весь кайнозой, а потом и на поздний мезозой. В результате был создан новый и надёжный палеомагнитный метод определения возраста океанского дна.
Рисунок 8. Карта аномалий магнитного поля в районе подводного хребта Рейкьянес в Северной Атлантике
(Heirtzler et al., 1966). Положительные аномалии обозначены чёрным; АА — нулевая аномалия рифтовой зоны.
Использование этого метода привело к подтверждению высказывавшихся ранее идей о сравнительной молодости океанского дна: палеомагнитный возраст всех без исключения океанов оказался только кайнозойским и позднемезозойским (рис. 9). В дальнейшем этот вывод был блестяще подтверждён и глубоководным бурением во многих точках океанского дна. При этом получалось, что возраст впадин молодых океанов (Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого) совпадают с возрастом их дна, возраст же древнего Тихого океана значительно превосходит возраст его дна. Действительно, впадина Тихого океана существует, по крайней мере, с позднего протерозоя (может быть, и ранее), а возраст наиболее древних участков дна этого океана не превышает 160 млн лет, тогда как его большая часть образовалась только в кайнозое, т.е. моложе 67 млн лет.
Рисунок 9. Карта возраста дна океана в миллионах лет
по Larson, Pitman et al., 1985
«Конвейерный» механизм обновления океанского дна с постоянным погружением более древних участков океанической коры и накопившихся на ней осадков в мантию под островными дугами объясняет, почему за время жизни Земли океанические впадины так и не успели засыпаться осадками. Действительно, при современных темпах засыпки океанических впадин сносимыми с суши терригенными осадками 2,210×16 г/год весь объём этих впадин, примерно равный 1,3710×24 см3, оказался бы полностью засыпанным приблизительно через 1,2 млрд лет. Сейчас можно с большой уверенностью утверждать, что континенты и океанические бассейны совместно существуют около 3,8 млрд лет и никакой значительной засыпки их впадин за это время не произошло. Более того, после проведения буровых работ во всех океанах теперь мы достоверно знаем, что на океанском дне не существует осадков древнее 160-190 млн лет. Но такое может наблюдаться только в одном случае — в случае существования эффективного механизма удаления осадков из океанов. Этим механизмом, как теперь известно, является процесс затягивания осадков под островные дуги и активные окраины континентов в зонах поддвига плит, где эти осадки переплавляются и вновь причленяются в виде гранитоидных интрузий к формирующейся в этих зонах континентальной коре. Такой процесс переплавления терригенных осадков и повторного причленения их материала к континентальной коре называется рециклингом осадков.