0 просмотров
Рейтинг статьи
1 звезда2 звезды3 звезды4 звезды5 звезд
Загрузка...

Куда девается океаническая кора

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.

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 см 2 (306 млн км 2 ), средняя плотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см 3 , следовательно, массу консолидированной океанической коры можно оценить значением (5,8-6,2)х10 24 г. Объём и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценке А. П. Лисицына, составляет соответственно 133 млн км 3 и около 0,1×10 24 г. Объём осадков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший — около 190 млн км 3 , что в пересчёте на массу (с учётом уплотнения осадков) составляет примерно (0,4-0,45) 10 24 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 км 3 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 см 3 , 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.

Куда девается океаническая кора

Процесс исчезновения океана заключается не просто в осушении и воздымании океанского дна. Прежде всего уменьшается пространство, занимаемое океаном. На него давят сходящиеся континентальные глыбы, позади которых происходит зарождение и раскрытие молодых океанических впадин. Под нажимом соседних литосферных плит площадь старого океана начинает сокращаться, как шагреневая кожа. Куда же девается при этом древняя океаническая кора?

Исследование районов, некогда входивших в состав мезозойского Тетиса или составлявших его окраины, позволяет говорить о трех возможных вариантах трансформации коры океана. Наиболее универсальный и в то же время загадочный — это погружение в мантию вдоль зоны Беньофа, в процессе которого кора расплавляется и теряет свою индивидуальность. Этот компенсационный механизм в настоящее время работает в пределах активных континентальных окраин и островных вулканических Дуг.

В современную эпоху уничтожается в основном кора самого древнего, Тихого океана, хотя в районах дуги моря Скоша, Малой Антильской дуги, а также Зондской и Никобарской дуг уничтожаются блоки коры Атлантического и Индийского океанов. Таким образом, речь идет о перманентном процессе, а не о механизме, который включался бы только на этапе замыкания и исчезновения океана.

Свидетельством поглощения океанической коры в зоне субдукции, происходившего многие миллионы лет назад, являются цепочки гранитоидных плутонов. Они образуются на месте вулканов, некогда поднимавшихся над зоной Беньофа. Так, на тихоокеанской окраине Южной Америки в составе Береговой Кордильеры находятся огромные по протяженности гранитные батолиты, самый крупный из них — Андийский. Установив положение и возраст подобных батолитов, отмечающих древнюю окраину океана, мы можем с уверенностью говорить о существовании здесь зоны Беньофа, в которой происходило поглощение океанической коры.

Другим свидетельством этого может служить обилие вулканических продуктов в осадочных толщах, сформировавшихся в период активной деятельности вулканов, в системе краевой дуги — островной или на континентальном субстрате. Однако все это лишь косвенные следы существования древнего океанского дна. Прямым доказательством могут считаться лишь реликты самой океанической коры — породы офиолитовой ассоциации, т. е. толеитовые базальты, гипербазиты, дайковый комплекс, отложения глубоководного генезиса.

Известно, что многие современные активные окраины осложнены асейсмичными хребтами, в составе которых находятся породы, содранные с погружающейся в зону Беньофа океанской плиты. Этот аккреционный комплекс нередко сохраняется при закрытии древнего океана, хотя в процессе воздымания и эрозии значительная часть этих образований может быть размыта. Правда, геологи еще не всегда способны идентифицировать породы аккреционного комплекса в разрезах древних пород. А ведь в аккреционном комплексе встречаются и фрагменты нижних слоев океанической коры. Так, на островах Калифорнийского бордерленда обнаружены крупные пластины гипер-базитов и базальтов, измененных до различных ступеней метаморфизма. Подобные включения известны и на тихоокеанской окраине Камчатки. Здесь они создают бескорневые комплексы, обнажающиеся в районах камчатских мысов. Как правило, офиолиты, находящиеся в составе аккреционных поднятий, особенно древних, сильно деформированы. Многие породы могут быть изменены практически до неузнаваемости. Нередко они присутствуют лишь в виде меланжа — мелкого крошева из разнокалиберных обломков. Первичные структурные и текстурные признаки в них с трудом поддаются распознаванию.

Другой механизм перемещения океанической коры получил название обдукции. Обдуцированные пластины офиолитов мы находим преимущественно на пассивных окраинах материков. В отличие от субдукции, заключающейся в погружении океанической коры под континентальную, при обдукции фрагменты ложа океана помещаются на окраину континента. Наиболее известным примером обдукционного комплекса является Оманский офио-лит — мощный комплекс глубоководных отложений, надвинутых на мелководные образования типично шельфо-вого облика. Подобные чужеродные по отношению ко всему окружающему толщи определяются как аллохтоны. В состав Оманского аллохтона входят преимущественно турбидиты и радиоляриевые кремнистые отложения мезозойского возраста. Турбидиты имеют в основном карбонатный состав и образованы скелетными остатками организмов, обитавших на шельфе. Впрочем, в турбидитных разрезах встречаются и кварцевые песчаники. Все это — отложения континентального подножия, типичные для подводных конусов выноса.

В аллохтонной толще Хавасина выделяются турбидиты, отложенные вблизи и на удалении от континентального склона. Контакты между ними тектонические, т. е. они находятся в различных надвиговых пластинах и когда-то располагались на значительном расстоянии друг от друга. Дистальные турбидиты, накапливавшиеся на удалении от древнего континентального склона, переслаиваются с красными радиоляриевыми кремнями или аргиллитами. Это образования, типичные для глубоководных областей океана.

В западных отрогах Оманских гор комплексы турбидитов и кремней перекрыты серией окремнелых известняков и красных кремней с горизонтами подушечных лав, а на востоке Омана — красными и зелеными радиоляриевыми кремнями и кремнистыми аргиллитами. Все это — образования древней абиссали, входившие в состав верхних слоев океанической коры. Их возраст меняется в широких пределах — от позднетриасового до раннемелового, т. е. соответствует предполагаемому возрасту океанского дна Тетис. Важным компонентом Оманского офиолита являются экзотические блоки мелководных пород, в основном триасовых рифовых известняков. Считается, что это обрушенные участки шельфовой карбонатной платформы, перемещенные к основанию древнего континентального склона.

Таким образом, породы Оманского сфиолита, несомненно, представляют собой реликты первого и второго слоев океанической коры Тетис, надвинувшейся на край Афро-Аравийского континентального блока. Время обдукции определено достаточно четко — маастрихтский век. Предполагают, что обдукция фрагментов ложа океана Тетис была вызвана столкновением Оманского выступа этого блока с островной вулканической дугой, которая находилась на северной, активной окраине океана. Этому предположению, однако, противоречит состав пород в аллохтон-ном комплексе Оманских гор. Как можно было убедиться, в них отсутствуют вулканогенные образования, а также полевошпатовые граувакки, столь характерные для современных вулканических дуг. Напротив, немногочисленные песчаники в турбидитах представлены кварцевыми разностями, которые типичны для пассивных окраин континентов.

Аллохтоны, подобные Оманскому, встречаются по северному обрамлению Афро-Аравийской глыбы. Это Рифский массив на северной окраине Марокко и массив Тродос на Кипре. Подобные же обдукционные комплексы описаны на островах Куба, Новая Каледония, Ньюфаундленд и в других районах. Обдукция океанической коры на пассивную континентальную окраину или островной архипелаг обусловлена мощнейшими сжатиями в полосе схождения противолежащих континентальных окраин или островных дуг. Почему в данном случае происходит выдавливание океанической коры на Континент, а не ее поглощение в зоне субдукции? Ответ на этот вопрос пока не ясен.

Можно предположить, что поглощение океанической коры в зоне Беньофа протекает лишь при наличии перед фронтом активной континентальной окраины (или островной дуги) спредингового хребта, где продолжается воспроизводство коры океана. Другими словами, для субдукции необходимо встречное движение: с одной стороны, коры океана, выдвигающейся в спрединговом конвейере, с другой — континента, находящегося на краю более молодой литосферной плиты. Встречное движение приводит к появлению гигантской структуры скола: более пластичная и менее мощная пластина (океаническая) погружается под более массивную и жесткую (континентальную).

Если же в океане отсутствует срединно-океанический рифт, иначе говоря, останавливается спрединговый конвейер, то сжатия на границе континентального и океанического блоков способствуют взламыванию хрупкой коры океана и ее выдавливанию в виде нескольких чешуи на континентальную окраину или островную дугу. Таким образом, обдукция имеет место лишь на этапе исчезновения, захлопывания древнего океана, когда он уже, по существу, «мертв», так как воспроизводство океанической коры в нем прекратилось.

Если эти рассуждения правильны, то в восточном рукаве океана Тетис в период схождения Афро-Аравийского и Евразийского континентальных блоков уже прекратился спрединг океанского дна. Однако за обдукцией Оманского офиолита последовало вскоре новое раскрытие океана и, видимо, снова возник рифт, где начала формироваться молодая океаническая кора. Этот рифт, вероятно, существовал до последних дней океана Тетис, кора которого погружалась и расплавлялась в субдукционных зонах Загроса, Малого Кавказа и других районов между Евразией и Африкой.

Реликты древнего дна океана могут сохраниться и в виде так называемых мантийных окон. Под ними понимаются участки, целиком сложенные офиолитами. И хотя они находятся в аллохтонном залегании, т. е. были сорваны со своего первоначального места, тем не менее образуют единый блок. По существу, в этих окнах на поверхность выступают породы мантии, некогда прикрытые тонкой пленкой океанической коры. Речь идет о дислоцированном и смятом дне океанических впадин, зажатом между реликтами вулканических островных дуг и древним краем континента.

Мантийные окна, таким образом, характерны для сложнопостроенных зон перехода от материка к океану и обычно являются рудиментами исчезнувших окраинных морей. Участки подобного строения были описаны С. М. Тильманом на северо-востоке СССР. По-видимому, это наименее измененные блоки коры океанического типа, которые мы находим на континенте после исчезновения окраинных котловинных морей. Подобные же «окна» обнаруживаются и на месте древних океанов в тех зонах, где по каким-либо причинам напряжения, вызванные всеобщим сжатием, на ряде участков оказались рассеянными. Поэтому коровые и подкоровые массы вещества, слагавшие дно океана, не были выдавлены и перемяты, а лишь сорваны со своих мантийных корней.

Становится очевидным, что, несмотря на хрупкость и неустойчивость во времени океанической коры, ее фрагменты удается обнаружить в пределах древних континентальных окраин, ныне впаянных в материковые мегаблоки. Следами существования океана являются реликты его древнего ложа, а также парагенезы пород, выделяемые в качестве геологических формаций. Среди них лучше сохраняются осадочные формации древних окраин континентов. Изучая их, можно узнать об этапах развития океанов, давно исчезнувших с лица Земли.

Куда девается океаническая кора

Доктор геолого-минералогических наук А. А. Чистяков

Рецензент доктор географических наук Ф. А. Щербаков

Редактор Л. И. Приходько

Человек и океан: у истоков цивилизации

Жизнь, как известно, зародилась в океане, и первые, самые продолжительные этапы эволюции органического мира также протекали в океанской среде. Однако постепенно растения, а затем и животные стали завоевывать сушу; сначала острова и побережья, потом и глубинные районы континентов. Прошли сотни миллионов лет, прежде чем в изменившихся условиях животные, находившиеся на неизмеримо более высокой ступени развития, чем их примитивные пращуры, вернулись в океан. Дельфины, киты, тюлени, морские львы стали типичными его обитателями. Последним к берегам океана вышел человек. Появившись как вид на границе саванны в тропических лесов в Африке (и на востоке Азии) около 2—1,5 млн лет назад, далекие предки человека освоили ущелья и плоскогорья Восточно-Африканской рифтовой системы, пересекли саванны и полупустыни Центральной и Северной Африки, дошли до Передней Азии и Европы. Охотники и собиратели, они расселялись все дальше на север и на восток.

Великие оледенения в плейстоцене ограничили зону обитания человека полосой от экватора до 35—45° северной и южной широты. Колыбелью человечества стала обширная дуга, пролегающая от гор Атласа через Средиземноморье, Переднюю и Среднюю Азию до Индостана и далее к восточным областям Китая. Основные миграции племен в раннем и среднем палеолите проходили вдоль края ледников, где буйно развивалась степная и лесостепная растительность, питаемая талыми водами. Люди шли за стадами крупных животных, которые давали пищу, одежду и материал для строительства жилищ.

Другими путями миграции становились реки. Они-то и вынесли ладьи наших предков, обтянутые шкурами животных, к побережью морей и океана. В то время перемещения по суше были более опасными, чем по воде.

В эпохи оледенений уровень морей и океана был ниже современного на 80—100 м. Это значит, что в состав суши входили огромные пространства современного шельфа — выработанной волнами плоской подводной террасы. Побережья в пределах таких террас отличаются изломанными очертаниями, обилием эстуариев, прибрежных болот и приливно-отливных равнин, время от времени затопляемых морем. Несомненно, это были богатые птицей, рыбой и зверем места, в большинстве своем сильно залесенные и заболоченные. Однако они оставались малопригодными для жизни древних людей, так как затоплялись во время паводков и в сезоны дождей. Москиты, мухи и другие насекомые распространяли различные заболевания. К тому же здесь не было материала для изготовления кремневых орудий. Не просто было также поддерживать огонь в отсутствие пещер и волноприбойных ниш. Лишь на берегах горных стран с узкими шельфами, многочисленными ущельями и пещерами можно было укрыться от непогоды и хищников, найти камни для обработки, охотиться и собирать пригодные для употребления растения.

Когда наступали ледниковые эпохи (стадиалы) и уровень океана понижался, между различными континентами появлялись сухопутные мосты. Так, Гибралтарский пролив, разделяющий Африку и Европу, древние люди могли преодолеть в периоды наибольшего падения уровня вод. По сухопутному мосту, существовавшему в последний стадиал в северной части Берингова моря, из Азии в Америку вслед за стадами мамонтов проникли племена древних монголоидов — предки современных индейцев. За 25—20 тыс. лет, прошедших с того времени, они расселились по территории обоих континентов, находящихся в западном полушарии.

Еще одной зоной миграций древних племен являлись зоны плоскогорий и горных массивов, образующих Альпийско-Гималайский складчатый пояс. Из Передней Азии древние племена негроидов и европеоидов расселялись на запад и на восток до нижних границ ледников, огромными пятнами покрывавших основные горные массивы.

В межледниковья и интерстадиалы (менее выраженные эпохи потепления) резко расширялась сфера обитания древнего человека на суше, но возникали непреодолимые препятствия для его миграций с одного континента на другой, так как таяние материкового льда и ледовых щитов на Северном и Южном полюсах быстро поднимало уровень Мирового океана. В результате происходили так называемые трансгрессии — морские воды продвигались в сторону суши, береговая линия отступала, образовывались эпиконтинентальные моря. Все это приводило к изоляции обширных регионов. Хотя граница обитания человека поднималась до полярных широт, в субтропиках расширялись площади пустынь и полупустынь. Широтные миграции племен в этих условиях должны были уступать место меридиональным.

В последнее рисс-вюрмское межледниковье (100—85 тыс. лет назад) резко потеплел климат, буйно расцвела наземная растительность, появилось много видов животных, значительно перестроились ландшафтные зоны. Границы климатических поясов раздвинулись, переместились в сторону полюса. Подобные перестройки вынуждали древнего человека изменять места обитания, приспосабливаться к различным климатическим условиям. В целом с межледниковыми эпохами и интерстадиалами связано увеличение популяции людей и их расселение на обширных пространствах Азии, Европы и других континентов.

Даже небольшое потепление в последний интерстадиал (40—27 млн лет назад) сопровождалось быстрым таянием части материковых ледовых щитов и горных ледников и поднятием уровня морей и океанов. Сухопутные мосты между многими регионами разрушились. В условиях относительной или полной изоляции формировались основные человеческие расы, возникали крупные племенные объединения.

Таким образом, климат и океан в позднем плейстоцене играли роль регуляторов племенных миграций и межрасовых контактов. В среднюю фазу вюрмского оледенения (45—40 тыс. лет назад) первые люди достигли Калимантана и других островов Индонезии, а в последнюю, самую суровую его фазу (25—18 тыс. лет назад) они проникли в Северную Америку и Австралию. Последовавшая затем климатическая перестройка привела к длительной изоляции населения Нового Света (и Австралии) от древних очагов возникновения человека (Африки и Азии).

Популяции животных, обитавших на приледниковых равнинах, в период массового таяния ледников и их отступания в полярные широты стали резко сокращаться из-за быстрого истощения кормовых угодий: ведь в высоких широтах меньше солнечного тепла и период вегетации растений сильно растянут во времени. Сказывалось и воздействие человека, истреблявшего значительное количество животных, особенно крупных. Вместе с климатом изменилась и среда обитания охотничьих племен. В поисках новых источников пищи они стали оседать на берегах крупных озер, где занялись рыбной ловлей. Таяние ледников на рубеже плейстоцена и голоцена привело к резкому подъему уровня не только морей, но и озер. Даже уровень озера Чад, никак не связанного с ледниками, был выше современного на 100—120 м, и оно занимало огромные площади в северной части Центральной Африки.

На обширных пространствах степей и прерий, возникших на границе оставленных ледниками морен, появились скотоводческие племена. Новые источники пищи были более надежными и обеспечивали существование гораздо более крупных людских популяций. Результатом перехода к скотоводству, а затем и земледелию был первый демографический взрыв, за которым последовал период миграций вновь возникших мощных племенных групп, старавшихся занять лучшие пастбища и земли.

В процессе постплейстоценовой трансгрессии моря материковая терраса (шельф) постепенно погружалась под уровень моря. Освободившись от груза мощных толщ льда, земная кора стала подниматься, что привело к широкому распространению в северном полушарии плоскогорий и возвышенностей. Активизировались тектонические подвижки в горных районах, где значительно сократились площадь и объемы горных ледников. В результате преобразились побережья внутриконтинентальных морей и океана. Теперь они были обрамлены скалистыми уступами. Узкие проходы между ними вели во фьорды и заливы, глубоко вдававшиеся в сушу. Фьорды в большинстве своем являлись затопленными морем троговыми долинами, по ним в плейстоцене осуществлялся сход ледников.

Куда девается океаническая кора

Процесс исчезновения океана заключается не просто в осушении и воздымании океанского дна. Прежде всего уменьшается пространство, занимаемое океаном. На него давят сходящиеся континентальные глыбы, позади которых происходит зарождение и раскрытие молодых океанических впадин. Под нажимом соседних литосферных плит площадь старого океана начинает сокращаться, как шагреневая кожа. Куда же девается при этом древняя океаническая кора?

Исследование районов, некогда входивших в состав мезозойского Тетиса или составлявших его окраины, позволяет говорить о трех возможных вариантах трансформации коры океана. Наиболее универсальный и в то же время загадочный — это погружение в мантию вдоль зоны Беньофа, в процессе которого кора расплавляется и теряет свою индивидуальность. Этот компенсационный механизм в настоящее время работает в пределах активных континентальных окраин и островных вулканических дуг.

В современную эпоху уничтожается в основном кора самого древнего, Тихого океана, хотя в районах дуги моря Скоша, Малой Антильской дуги, а также Зондской и Никобарской дуг уничтожаются блоки коры Атлантического и Индийского океанов. Таким образом, речь идет о перманентном процессе, а не о механизме, который включался бы только на этапе замыкания и исчезновения океана.

Свидетельством поглощения океанической коры в зоне субдукции, происходившего многие миллионы лет назад, являются цепочки гранитоидных плутонов. Они образуются на месте вулканов, некогда поднимавшихся над зоной Беньофа. Так, на тихоокеанской окраине Южной Америки в составе Береговой Кордильеры находятся огромные по протяженности гранитные батолиты, самый крупный из них — Андийский. Установив положение и возраст подобных батолитов, отмечающих древнюю окраину океана, мы можем с уверенностью говорить о существовании здесь зоны Беньофа, в которой происходило поглощение океанической коры.

Другим свидетельством этого может служить обилие вулканических продуктов в осадочных толщах, сформировавшихся в период активной деятельности вулканов, в системе краевой дуги — островной или на континентальном субстрате. Однако все это лишь косвенные следы существования древнего океанского дна. Прямым доказательством могут считаться лишь реликты самой океанической коры — породы офиолитовой ассоциации, т. е. толеитовые базальты, гипербазиты, дайковый комплекс, отложения глубоководного генезиса.

Известно, что многие современные активные окраины осложнены асейсмичными хребтами, в составе которых находятся породы, содранные с погружающейся в зону Беньофа океанской плиты. Этот аккреционный комплекс нередко сохраняется при закрытии древнего океана, хотя в процессе воздымания и эрозии значительная часть этих образований может быть размыта. Правда, геологи еще не всегда способны идентифицировать породы аккреционного комплекса в разрезах древних пород. А ведь в аккреционном комплексе встречаются и фрагменты нижних слоев океанической коры. Так, на островах Калифорнийского бордерленда обнаружены крупные пластины гипербазитов и базальтов, измененных до различных ступеней метаморфизма. Подобные включения известны и на тихоокеанской окраине Камчатки. Здесь они создают бескорневые комплексы, обнажающиеся в районах камчатских мысов. Как правило, офиолиты, находящиеся в составе аккреционных поднятий, особенно древних, сильно деформированы. Многие породы могут быть изменены практически до неузнаваемости. Нередко они присутствуют лишь в виде меланжа — мелкого крошева из разнокалиберных обломков. Первичные структурные и текстурные признаки в них с трудом поддаются распознаванию.

Другой механизм перемещения океанической коры получил название обдукции. Обдуцированные пластины офиолитов мы находим преимущественно на пассивных окраинах материков. В отличие от субдукции, заключающейся в погружении океанической коры под континентальную, при обдукции фрагменты ложа океана помещаются на окраину континента. Наиболее известным примером обдукционного комплекса является Оманский офиолит — мощный комплекс глубоководных отложений, надвинутых на мелководные образования типично шельфового облика. Подобные чужеродные по отношению ко всему окружающему толщи определяются как аллохтоны. В состав Оманского аллохтона входят преимущественно турбидиты и радиоляриевые кремнистые отложения мезозойского возраста. Турбидиты имеют в основном карбонатный состав и образованы скелетными остатками организмов, обитавших на шельфе. Впрочем, в турбидитных разрезах встречаются и кварцевые песчаники. Все это — отложения континентального подножия, типичные для подводных конусов выноса.

В аллохтонной толще Хавасина выделяются турбидиты, отложенные вблизи и на удалении от континентального склона. Контакты между ними тектонические, т. е. они находятся в различных надвиговых пластинах и когда-то располагались на значительном расстоянии друг от друга. Дистальные турбидиты, накапливавшиеся на удалении от древнего континентального склона, переслаиваются с красными радиоляриевыми кремнями или аргиллитами. Это образования, типичные для глубоководных областей океана.

В западных отрогах Оманских гор комплексы турбидитов и кремней перекрыты

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.

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 см 2 (306 млн км 2 ), средняя плотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см 3 , следовательно, массу консолидированной океанической коры можно оценить значением (5,8-6,2)х10 24 г. Объём и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценке А. П. Лисицына, составляет соответственно 133 млн км 3 и около 0,1×10 24 г. Объём осадков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший — около 190 млн км 3 , что в пересчёте на массу (с учётом уплотнения осадков) составляет примерно (0,4-0,45) 10 24 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 км 3 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 см 3 , 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.

Океаническая кора: основные свойства, строение и глобальная геологическая роль

Отличительной чертой земной литосферы, связанной с феноменом глобальной тектоники нашей планеты, является наличие двух типов коры: материковой, слагающей континентальные массивы, и океанической. Они различаются составом, строением, мощностью и характером преобладающих тектонических процессов. Важная роль в функционировании единой динамичной системы, которую представляет собой Земля, принадлежит океанической коре. Для выяснения этой роли прежде всего необходимо обратиться к рассмотрению присущих ей особенностей.

Общая характеристика

Океанический тип коры образует крупнейшую геологическую структуру планеты – ложе океана. Эта кора имеет небольшую толщину – от 5 до 10 км (для сравнения, мощность коры континентального типа в среднем составляет 35–45 км и может достигать 70 км). Занимает она около 70% общей площади поверхности Земли, но по массе почти вчетверо уступает материковой коре. Средняя плотность пород близка к 2,9 г/см 3 , то есть выше, чем у материков (2,6–2,7 г/см 3 ).

В отличие от обособленных блоков материковой коры, океаническая представляет собой единую планетарную структуру, которая, однако, не является монолитной. Литосфера Земли расчленена на ряд подвижных плит, сформированных участками коры и подстилающей ее верхней мантии. Океанический тип коры присутствует на всех литосферных плитах; существуют плиты (например, Тихоокеанская или Наска), не имеющие континентальных массивов.

Тектоника плит и возраст коры

В океанической плите различают такие крупные структурные элементы, как стабильные платформы – талассократоны – и активные срединно-океанические хребты и глубоководные желоба. Хребты – это участки спрединга, или раздвигания плит и образования новой коры, а желоба – зоны субдукции, или поддвига одной плиты под край другой, где кора уничтожается. Таким образом, происходит непрерывное ее обновление, в результате чего возраст древнейшей коры данного типа не превышает 160–170 млн лет, то есть она сформировалась в юрском периоде.

С другой стороны, следует иметь в виду, что океанический тип появился на Земле раньше, чем континентальный (вероятно, на рубеже катархей — архей, около 4 млрд лет назад), и характеризуется гораздо более примитивным строением и составом.

Чем и как сложена земная кора под океанами

В настоящее время выделяют обычно три основных слоя океанической коры:

  1. Осадочный. Образован он в основном карбонатными породами, частично – глубоководными глинами. Вблизи склонов материков, особенно у дельт крупных рек, присутствуют и терригенные осадки, поступающие в океан с суши. В этих районах мощность осадков может составлять несколько километров, но в среднем она невелика – около 0,5 км. Вблизи срединно-океанических хребтов осадки практически отсутствуют.
  2. Базальтовый. Это излившиеся, как правило, под водой, лавы подушечного типа. Кроме того, к данному слою относят расположенный ниже сложный комплекс даек – особых интрузий – долеритового (то есть также базальтового) состава. Средняя толщина его 2–2,5 км.
  3. Габбро-серпентинитовый. Сложен интрузивным аналогом базальта – габбро, а в нижней части – серпентинитами (метаморфизованными ультраосновными породами). Мощность этого слоя, согласно сейсмическим данным, достигает 5 км, а иногда и более. Подошва его отделена от подстилающей кору верхней мантии особой поверхностью раздела – границей Мохоровичича.

Строение океанической коры свидетельствует о том, что, по сути, это образование можно в некотором смысле рассматривать как дифференцированный верхний слой земной мантии, состоящий из ее раскристаллизованных пород, который перекрыт сверху тонким слоем морских осадков.

«Конвейер» океанического дна

Понятно, почему в составе этой коры мало осадочных пород: они просто не успевают накопиться в значительных количествах. Разрастаясь от спрединговых зон в районах срединно-океанических хребтов благодаря поступлению горячего мантийного вещества в ходе конвекционного процесса, литосферные плиты как бы уносят океаническую кору все дальше от места формирования. Их увлекает горизонтальный участок все того же медленного, но мощного конвективного течения. В зоне субдукции плита (и кора в ее составе) погружается обратно в мантию уже как холодная часть этого потока. Значительная часть осадков при этом сдирается, сминается и в конечном счете идет на прирост коры материкового типа, то есть на сокращение площади океанов.

Океаническому типу коры присуще такое интересное свойство, как полосовые магнитные аномалии. Эти чередующиеся участки прямой и обратной намагниченности базальта параллельны зоне спрединга и располагаются симметрично по обе стороны от нее. Они возникают при кристаллизации базальтовой лавы, когда она приобретает остаточную намагниченность в соответствии с направлением геомагнитного поля в ту или иную эпоху. Поскольку оно многократно испытывало инверсии, направление намагниченности периодически менялось на противоположное. Данное явление используется при палеомагнитном геохронологическом датировании, а полвека назад оно послужило одним из самых веских аргументов в пользу правильности теории тектоники плит.

Океанический тип коры в круговороте вещества и в тепловом балансе Земли

Участвуя в процессах тектоники литосферных плит, океаническая кора является важным элементом долговременных геологических циклов. Таков, например, медленный мантийно-океанический круговорот воды. В мантии содержится очень много воды, и немалое количество ее поступает в океан при формировании базальтового слоя молодой коры. Но за время своего существования кора, в свою очередь, обогащается благодаря формированию осадочного слоя водой океанов, значительная доля которой, частично в связанном виде, уходит в мантию при субдукции. Аналогичные циклы действуют и для других веществ, например, для углерода.

Тектоника плит играет ключевую роль в энергетическом балансе Земли, обеспечивая медленный перенос тепла от горячих внутренних областей и теплоотдачу с поверхности. Притом известно, что за всю геологическую историю планета отдала до 90% тепла именно через тонкую кору под океанами. Если бы не работал этот механизм, Земля избавлялась бы от излишка тепла иным путем – возможно, подобно Венере, где, как предполагают многие ученые, происходило глобальное разрушение коры при прорыве на поверхность перегретого вещества мантии. Таким образом, значение океанической коры для функционирования нашей планеты в пригодном для существования жизни режиме также исключительно велико.

Ссылка на основную публикацию
Adblock
detector