100 р бонус за первый заказ
Выберите тип работы Дипломная работа Курсовая работа Реферат Магистерская диссертация Отчёт по практике Статья Доклад Рецензия Контрольная работа Монография Решение задач Бизнес-план Ответы на вопросы Творческая работа Эссе Чертёж Сочинения Перевод Презентации Набор текста Другое Повышение уникальности текста Кандидатская диссертация Лабораторная работа Помощь on-line
Узнать цену
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. 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 лайкового комплекса. Общая мощность базальтового, или второго, слоя океанической коры, судя по сейсмическим данным, достигает 1,5, иногда 2 км.
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 3,06 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. Объем и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах мирового океана, по оценке А.П.Лисицына, составляет соответственно 133 млн км3 и около 0,М024 г. Объем осадков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший - около 190 млн. км3, что в пересчете на массу (с учетом уплотнения осадков) составляет примерно (0,4-0,45) 1024 г.
Океанское дно, представляющее собой поверхность океанической коры, имеет характерный рельеф.
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.
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. 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. 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.
«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 2,2 1016 г/год весь объем этих впадин, примерно равный 1,37 1024 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.
– ограничена поверхностью суши или дном Мирового океана. Имеет она и геофизическую границу, которой является раздел Мохо . Граница характеризуется тем, что здесь резко нарастают скорости сейсмических волн. Установил её в $1909$ г. хорватский ученый А. Мохоровичич ($1857$-$1936$).
Земную кору слагают осадочные, магматические и метаморфические горные породы, а по составу в ней выделяется три слоя . Горные породы осадочного происхождения, разрушенный материал которых переотложился в нижние слои и образовал осадочный слой земной коры, покрывает всю поверхность планеты. В некоторых местах он очень тонкий и, возможно, прерывается. В других местах он достигает мощности нескольких километров. Осадочными являются глина, известняк, мел, песчаник и др. Образуются они путем осаждения веществ в воде и на суше, лежат обычно пластами. По осадочным породам можно узнать о существовавших на планете природных условиях, поэтому геологи их называют страницами истории Земли . Осадочные породы подразделяются на органогенные , которые образуются путем накопления останков животных и растений и неорганогенные , которые в свою очередь подразделяются на обломочные и хемогенные .
Обломочные породы являются продуктом выветривания, а хемогенные – результат осаждения веществ, растворенных в воде морей и озер.
Магматические породы слагают гранитный слой земной коры. Образовались эти породы в результате застывания расплавленной магмы. На континентах мощность этого слоя $15$-$20$ км, он совсем отсутствует или очень сильно сокращается под океанами.
Магматическое вещество, но бедное кремнеземом слагает базальтовый слой, имеющий большой удельный вес. Слой этот хорошо развит в основании земной коры всех областей планеты.
Вертикальная структура и мощность земной коры различны, поэтому выделяют несколько её типов. По простой классификации существует океаническая и материковая земная кора.
Материковая земная кора
Материковая или континентальная кора отличается от океанической коры толщиной и устройством . Континентальная кора расположена под материками, но её край не совпадает с береговой линией. С точки зрения геологии настоящим материком является вся площадь сплошной материковой коры. Тогда получается, что геологические материки больше географических материков. Прибрежные зоны материков, называемые шельфом – это есть временно залитые морем части материков. Такие моря как Белое, Восточно-Сибирское, Азовское – расположены на материковом шельфе.
В континентальной земной коре выделяются три слоя :
- Верхний слой – осадочный;
- Средний слой – гранитный;
- Нижний слой – базальтовый.
Под молодыми горами такой тип коры имеет толщину$ 75$ км, под равнинами – до $45$ км, а под островными дугами – до $25$ км. Верхний осадочный слой материковой коры формируется глинистыми отложениями и карбонатами мелководных морских бассейнов и грубообломочными фациями в краевых прогибах, а также на пассивных окраинах континентов атлантического типа.
Вторгшаяся в трещины земной коры магма сформировала гранитный слой в составе которого есть кремнезем, алюминий и другие минералы. Толщина гранитного слоя может доходить до $25$ км. Слой этот очень древний и имеет солидный возраст – $3$ млрд. лет. Между гранитным и базальтовым слоем, на глубине до $20$ км, прослеживается граница Конрада . Она характеризуется тем, что скорость распространения продольных сейсмических волн здесь увеличивается, на $0,5$ км/сек.
Формирование базальтового слоя произошло в результате излияния на поверхность суши базальтовых лав в зонах внутриплитного магматизма. Базальты содержат больше железа, магния и кальция, поэтому они тяжелее гранита. В пределах этого слоя скорость распространения продольных сейсмических волн от $6,5$-$7,3$ км/сек. Там, где граница становится размытой, скорость продольных сейсмических волн растет постепенно.
Замечание 2
Общая масса земной коры от массы всей планеты составляет всего $0,473$ %.
Одну из первых задач, связанную с определением состава верхней континентальной коры, взялась решать молодая наука геохимия . Так как кора состоит из множества самых разнообразных пород, эта задача была весьма сложной. Даже в одном геологическом теле состав пород может сильно варьироваться, а в разных районах могут быть распространены разные типы пород. Исходя из этого, задача заключалась в определении общего, среднего состава той части земной коры, которая на континентах выходит на поверхность. Эту первую оценку состава верхней земной коры сделал Кларк . Он работал сотрудником геологической службы США и занимался химическим анализом горных пород. В ходе многолетних аналитических работ, ему удалось обобщить результаты и рассчитать средний состав пород, который был близок к граниту . Работа Кларка подверглась жесткой критике и имела противников.
Вторую попытку по определению среднего состава земной коры предпринял В. Гольдшмидт . Он предположил, что двигающийся по континентальной коре ледник , может соскребать и смешивать выходящие на поверхность породы, которые в ходе ледниковой эрозии будут отлагаться. Они то и будут отражать состав средней континентальной коры. Проанализировав состав ленточных глин, которые во время последнего оледенения отлагались в Балтийском море , он получил результат, близкий к результату Кларка. Разные методы дали одинаковые оценки. Геохимические методы подтверждались. Этими вопросами занимались, и широкое признание получили оценки Виноградова, Ярошевского, Ронова и др .
Океаническая земная кора
Океаническая кора расположена там, где глубина моря больше $ 4$ км, а это значит, что она занимает не все пространство океанов. Остальная площадь покрыта корой промежуточного типа. Кора океанического типа устроена не так, как континентальная кора, хотя тоже разделяется на слои. В ней практически совсем отсутствует гранитный слой , а осадочный очень тонкий и имеет мощность менее $1$ км. Второй слой пока еще неизвестен , поэтому его называют просто вторым слоем . Нижний, третий слой – базальтовый . Базальтовые слои континентальной и океанической коры похожи скоростями сейсмических волн. Базальтовый слой в океанической коре преобладает. Как говорит теория тектоники плит, океаническая кора постоянно формируется в срединно-океанических хребтах, потом она от них отходит и в областях субдукции поглощается в мантию. Это свидетельствует о том, что океаническая кора является относительно молодой . Наибольшее количество зон субдукции характерно для Тихого океана , где с ними связаны мощные моретрясения.
Определение 1
Субдукция – это опускание горной породы с края одной тектонической плиты в полурасплавленную астеносферу
В том случае, когда верхней плитой является континентальная плита, а нижней – океаническая – образуются океанические желоба
.
Её толщина в разных географических зонах варьируется от $5$-$7$ км. С течением времени толщина океанической коры практически не изменяется. Связано это с количеством расплава, выделяющегося из мантии в срединно-океанических хребтах и толщиной осадочного слоя на дне океанов и морей.
Осадочный слой океанической коры небольшой и редко превышает толщину в $0,5$ км. Состоит он из песка, отложений останков животных и осажденных минералов. Карбонатные породы нижней части на большой глубине не обнаруживаются, а на глубине больше $4,5$ км карбонатные породы замещаются красными глубоководными глинами и кремнистыми илами.
Базальтовые лавы толеитового состава сформировали в верхней части базальтовый слой , а ниже лежит дайковый комплекс .
Определение 2
Дайки – это каналы, по которым базальтовая лава изливается на поверхность
Базальтовый слой в зонах субдукции превращается в экголиты , которые погружаются в глубину, потому что имеют большую плотность окружающих мантийных пород. Их масса составляет около $7$ % от массы всей мантии Земли. В пределах базальтового слоя скорость продольных сейсмических волн составляет $6,5$-$7$ км/сек.
Средний возраст океанической коры составляет $100$ млн. лет, в то время как самые старые её участки имеют возраст $156$ млн. лет и располагаются во впадине Пиджафета в Тихом океане. Сосредоточена океаническая кора не только в пределах ложа Мирового океана, она может быть и в закрытых бассейнах, например, северная впадина Каспийского моря. Океаническая земная кора имеет общую площадь $306$ млн. км кв.
Материал из Википедии - свободной энциклопедии
Возраст океанической коры. Красным показаны самые молодые участки, синим - наиболее древние
Океани́ческая кора́ - тип земной коры , распространённый в океанах . От континентов кора океанов отличается меньшей мощностью (толщиной) и базальтовым составом. Она образуется в срединно-океанических хребтах и поглощается в зонах субдукции . Древние фрагменты океанической коры, сохранившиеся в складчатых сооружениях на континентах, называются офиолитами . В срединно-океанических хребтах происходит интенсивное , в результате которого из неё выносятся легкорастворимые элементы.
Ежегодно в срединно-океанических хребтах формируется 3,4 км² океанической коры объёмом 24 км³ и массой 7×10 10 тонн магматических пород. Средняя плотность океанической коры около 3,3 г/см³. Масса океанической коры оценивается в 5,9×10 18 тонн (0,1 % от общей массы Земли , или 21 % от общей массы коры). Таким образом, среднее время обновления океанической коры составляет менее 100 млн лет; самая древняя океаническая кора, находящаяся в ложе океана, сохранилась в котловине Пигафе́тта в Тихом океане и имеет юрский возраст (156 млн лет).
Океаническая кора состоит преимущественно из базальтов и, поглощаясь в зонах субдукции , превращается в высокометаморфизованные породы - эклогиты . Эклогиты имеют плотность больше, чем самые распространенные мантийные породы - перидотиты , и погружаются в глубину. Они задерживаются на границе между верхней и нижней мантией, на глубине порядка 660 километров, а затем проникают и в нижнюю мантию. Согласно некоторым оценкам, эклогиты, прежде слагавшие океаническую кору, ныне составляют около 7 % массы мантии.
Относительно небольшие фрагменты древней океанической коры могут исключаться из спрединго-субдукционного круговорота в закрытых бассейнах, замкнутых в результате коллизии континентов . Примером такого участка может быть северная часть впадины Каспийского моря , фундамент которой, по мнению некоторых исследователей, сложен океанической корой девонского возраста .
Океаническая кора может заползать поверх континентальной коры, в результате обдукции . Так формируются самые крупные офиолитовые комплексы типа офиолитового комплекса Семаил .
Строение океанической коры
Стандартная океаническая кора имеет мощность 7 км, и строго закономерное строение. Сверху вниз она сложена следующими комплексами:
- осадочные породы , представленные глубоководными океаническими осадками.
- базальтовые покровы, излившиеся под водой.
- дайковый комплекс, состоит из вложенных друг в друга базальтовых даек .
- слой основных расслоённых
Океаническая кора имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубине около 6-6,5 км, тогда как на гребнях СОХ, иногда расчлененных глубокими ущельями (рифтовыми долинами), его уровень приподнят примерно до отметок -2,5 км, а в некоторых местах океанское дно выходит непосредственно на дневную поверхность Земли (например, на о-ве Исландия и в провинции Афар в Северной Эфиопии). Перед островными дугами, окружающими западную периферию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед дугой малых Антильских и Южно-Сандвичевых островов в Атлантике, а также перед активной окраиной континента в Центральной и Южной Америке океаническая кора прогибается и погружается до глубины 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяженные глубоководные желоба.[ ...]
Океаническая кора формируется в рифтов ых зонах СОХ за счет происходящего под ними выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и излияния толеитовых базальтов на океанское дно (см. рис. 1.2). Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, кристаллизуется и изливается на океанское дно не менее 12 км3 базальтовых расплавов, которые формируют весь второй и часть третьего слоя океанической коры. Эти грандиозные тектоно-магматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями СОХ, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью.[ ...]
Океаническая кора сравнительно проста по своему составу и, по существу, представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. За последние десятилетия благодаря проведению сейсмических работ в Мировом океане и развитию новых сейсмических методов получены обобщающие модели строения океанической коры и выявлены основные характеристики, составляющих ее слоев. В океанической коре выделяются три основных слоя.[ ...]
Океаническая кора значительно тоньше материковой и состоит из двух слоев. Ее минимальная мощность не превышает 5 - 7 км. Верхний слой земной коры здесь представлен рыхлыми глубоководными осадками. Мощность его обычно определяется в несколько сотен метров, а ниже располагается базальтовый слой мощностью в несколько километров.[ ...]
Слои океанической коры условно делятся на первично-магнитные и первично-немагнитные. К первой группе относят слой 2А (экструзивные базальты), слой 2Б (дайковый комплекс) и слой ЗА (интрузивное изотропное габбро). Ко второй группе относят слой ЗБ (кумулятивное габбро и расслоенный комплекс) . Такое деление пород происходит в процессе дифференциации магмы и кристаллизации остаточного расплава. Степень дифференциации остаточного расплава определяет количество и состояние титаномагнетита - основного ферромагнитного минерала в экструзивных породах. Первичные титаномагнетиты образуются в осевой части рифтовой зоны СОХ при кристаллизации базальтовых расплавов и приобретают намагниченность при охлаждении этих базальтов до температуры Кюри.[ ...]
Слой 2Б океанической коры представляет собой комплекс даек, близких по составу перекрывающему их базальтовому слою 2А. Породы слоя 2Б менее доступны для изучения, чем базальты слоя 2А, гак как вскрываются в основном в офиолитовых комплексах, в трансформных разломах и в редких скважинах глубоководного бурения (например, скв.504Б на южном фланге хребта Коста-Рика). Вследствие малой доступности пород слоя 2Б изученность их петромагнитных свойств хуже, чем для базальтов слоя 2А. Разброс значений естественной остаточной намагниченности и фактора Кенигсберга для этих пород очень велик. Хотя наиболее реальные их средние значения варьируют, соответственно, от 1,5 до 2 А/м и около 5 А/м .[ ...]
Земная кора неодинакова по составу, строению и мощности. Различают континентальную, океаническую и промежуточную коры. Континентальная (материковая) кора покрывает третью часть земного шара, она присуща континентам, включая их подводные окраины, имеет толщину 35-70 км и состоит из 3 слоев: осадочного, гранитного и базальтового. Океаническая кора располагается под океанами, имеет толщину 5- 15 км и состоит из 3 слоев: осадочного, базальтового и габбро-серпентинитового. Промежуточная (переходная) кора имеет черты как континентальной, так и океанической коры.[ ...]
Океанская кора резко отличается от континентальной однородностью своего состава. Под тонким слоем осадков она представлена толеитовыми базальтами практически неизменного химического состава (см. табл. 1.2) в любой точке Мирового океана. Можно говорить о постоянстве состава океанической коры так же, как мы говорим о постоянстве состава морской воды или атмосферы. Это - одна из глобальных констант, свидетельствующая вместе с постоянной мощностью океанической коры об едином механизме ее формирования. В коре отмечаются повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов -урана (232 3), тория (МТЬ) и калия (К). Наибольшая концентрация радиоактивных элементов характерна для «гранитного» слоя континентальной коры. Содержание радиоактивных элементов в океанской коре ничтожно мало.[ ...]
Второй слой океанической коры - базальтовый, в верхней своей части сложен подушечными лавами толеитовых базальтов океанского типа (слой 2А). Ниже располагаются долеритовые дайки того же состава (слой 2Б) (рис. 1.2). Общая мощность базальтового слоя океанической коры, по сейсмическим данным, достигает 1,4-1,5, иногда 2 км.[ ...]
Растрескивание коры, вероятно, является причиной пониженных значений сейсмических волн в слое 2А океанической коры. Этот слой при толщине около 500 м характеризуется значением объемной скорости сейсмических волн всего лишь 2,5-3,8 км/с , что заметно меньше, чем скорость, характерная для отдельных образцов (5,6-6,0 км/с). Впоследствии трещины заполняются осадками, запечатываются в процессе низкотемпературной диагенетической цементации. Высокотемпературные металлоносные растворы также стремятся заполнить трещины гидротермальными минералами. По мере того как продолжаются эти процессы сейсмическая скорость слоя 2А будет увеличиваться (до 5,5 км/сек), и зону трещиноватости трудно выделить по скоростям сейсмических волн.[ ...]
Континентальная кора как по строению, так и по составу 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. Мощность континентальной коры под древними платформами в среднем равна 40 км , а ее масса составляет около 0,4 % массы Земли.[ ...]
Л. различна на материках и под океанами. Материковая кора состоит из прерывистой слоистой оболочки и расположенных под ней гранитного и еще ниже базальтового слоев. Общая толщина литосферы составляет 35-45 км (в горных областях до 50-70 км). Океаническая кора имеет толщину 5-10 км и состоит из тонкого (в среднем менее 1 км) слоя осадков, под которым находятся основные породы (базальт, габбро).[ ...]
Поверхность земной коры формируется благодаря трем разнонаправленным воздействиям: 1) эндогенным, включающим тектонические и магматические процессы, создающие неровности рельефа; 2) экзогенным, вызывающим денудацию (выравнивание) этого рельефа за счет разрушения и выветривания слагающих его горных пород и 3) осадко-накоплению, скрывающему неровности рельефа фундамента и формирующего самый верхний слой земной коры. Выделяют два основных типа земной коры: «базальтовая» океаническая и «гранитная» континентальная.[ ...]
Процессы генерации океанической коры и формирования термического режима литосферы, включающие и образование подосевого очага магмы, тесно связаны с выделением расплава под осевыми зонами спрединга вследствие адиабатической декомпрессии при апвеллинге мантийного материала, а также с механизмами миграции расплава от зон его сегрегации в мантии до осевой зоны генерации коры. Анализу этих механизмов посвящено много моделей .[ ...]
Как уже отмечалось, океаническая литосфера - это оболочка Земли, представляющая собой охлажденное и полностью раскристаллизованное вещество земной коры и верхней мантии, подстилаемое снизу горячим и частично расплавленным веществом астеносферы. Естественно предположить, что океанические литосферные плиты образуются за счет остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества астеносферы, подобно тому, как это происходит, например, на реке при замерзании воды и образовании льда. Аналогия здесь очень глубокая - ведь кристаллические породы литосферы по сути своей это тот же «силикатный лед» для частично расплавленного силикатного вещества астеносферы. Разница состоит лишь в том, что обычный лед всегда легче воды, тогда как кристаллические силикаты всегда тяжелее своего расплава. В таком случае дальнейшее решение задачи об образовании литосферных плит не представляет большого труда, поскольку процесс кристаллизации воды хорошо изучен.[ ...]
После преобразований океанической коры вновь начался рост массы океана, но примерно 1 млрд лет назад она приблизилась к современной, и темпы роста ее сильно замедлились. Процесс изменения массы гидросферы за счет дегазации тесно связан с эволюцией недр Земли и определяется скоростью роста плотного ядра планеты за счет сепарации в нем соединений железа.[ ...]
В процессе переплавки океанической коры после ее погружения в недра Земли вода играет важную роль, так как водонасыщенные силикатные слои плавятся при температурах около 700 °С, тогда как сухие при более 1000 °С.[ ...]
При формировании новой океанической коры в медленно раздвигающихся хребтах рассматривают два типа моделей: в первой (дайковой) модели океаническая кора формируется посредством внедрения большого количества даек, случайно распределенных в пределах осевой неовулканической зоны. Во второй модели предполагается, что вулканические лавовые потоки простираются с обеих сторон от даек, накладываясь друг на друга . В действительности существует комбинация обеих этих эффектов, о чем свидетельствуют наблюдения на 37 с.ш. САХ в области ФАМОУС . При бурении трех скважин ОББР в Атлантике (332В, 395А, 418А), проникших более чем на 500 м в базальтовую кору, было обнаружено аномальное наклонение и многочисленные инверсии в пределах одной скважины. В большинстве случаев разрез в 500 м целиком не соответствовал известному распределению магнитных инверсий . Эти результаты явно противоречили первоначальному допущению, сделанному из наблюдений аномалий на ВТП о том, что магнитные источники располагаются в слое толщиной около 1 км, а также противоречили наблюдаемой форме и резкой границе между положительными и отрицательными аномалиям, изученными с ПОА “Элвин” на ВТП.[ ...]
В осевой части срединно-океанических хребтов глубина очага землетрясений редко превосходит 5 км. При этом по характеру механизма в очаге достаточно четко выделяются два типа землетрясений. Очаги первого типа сосредоточены в пределах узких зон сейсмической активности, протягивающихся вдоль гребня срединно-океанического хребта. В этих зонах возникают роли мелкофокусных землетрясений, глубина очагов которых, как правило, не превышает первых километров от дна. В очагах преобладают механизмы субгоризонтального растяжения в направлении, перпендикулярном простиранию оси спрединга срединно-океанического хребта. Спрединг - процесс разрастания новообразованной океанической коры в обе стороны от оси разрастания.[ ...]
Кроме континентальной и океанической коры существуют разнообразные промежуточные типы коры. Для таких типов, когда «гранитный» слой в коре сейсмически выражен слабо, используют термины субконтинентальный или субокеани-ческий.[ ...]
Вдоль осевых зон срединно-океанических хребтов в океанах прослеживаются многочисленные вулканические постройки, которые, наряду с щелевыми экструзивными аппаратами, участвуют в процессе формирования новой океанической коры нашей планеты. Процесс формирования сопровождается землетрясениями, высоким тепловым потоком, существенной гидротермальной деятельностью, рудообразованием и т.д. Эта сейсмовулка-ническая зона длиною около 70 тыс. км прослеживается во всех океанах Земли.[ ...]
Геодинамика современного океанического риф-тогенеза - новое направление, позволяющее на основе комплекса геолого-геофизических данных представить модели глубинного строения рифтовых зон и развития этих зон на поверхности Земли, где происходит зарождение океанической коры и литосферы. Изучению глубинных процессов, определяющих строение рифтовых зон океана, закономерности их современного морфоструктурного плана и аномальных геофизических полей, а также особенностям распределения глубоководных сульфидных руд и посвящена эта книга. Различная степень изученности и сложность глубинного строения современных рифтовых зон послужили причиной того, что разные аспекты их строения и эволюции в настоящее время освещены с различной степенью достоверности. Поэтому там, где процессы достаточно сложны, а фактических данных не очень много, использовались различные геодина-мические модели. При этом внимание акцентировалось на тех моделях, которые, по нашему мнению, наиболее адекватны реальной ситуации.[ ...]
В настоящее время под земной корой понимают верхний слой твердого тела планеты, расположенный выше сейсмической границы. Эта граница находится на разных глубинах, где отмечается резкий скачок скорости сейсмических волн, возникающих при землетрясении. Выделяют два типа земной коры - континентальный и океанический. Континентальный отличается более глубоким залеганием сейсмической границы. В настоящее время чаще используется термин литосфера, предложенный еще Э. Зюс-сом, под которым понимают более обширную, чем земная кора, область.[ ...]
Всего же за время перемещения океанической коры через зону ее активной гидротермальной промывки (около 50 млн. лет) перетекает приблизительно 6-1025 г воды, что в 40-45 раз больше объемов воды в самом океане. Следовательно, полный оборот океанических вод через гидротермальные источники на склонах СОХ происходит всего за 1-1,2 млн лет .[ ...]
Твердая оболочка Земли - земная кора, сложенная осадочными и кристаллическими породами, образует сплошную оболочку, 2/3 которой перекрыто водами океанов и морей. Наибольшая мощность земной коры 40-100 км, под океанами толща ее резко сокращается. По физическим свойствам земная кора делится на два типа: материковый и океанический. Земная кора материкового типа - равнинных и горных районов - богата кремнием и алюминием, характерными для пород группы гранита. Мощность гранитного слоя (сиаля) увеличивается в горах. Океанический тип земной коры представлен породами типа базальта с преобладанием кремния и магния. Здесь гранитный слой отсутствует, а мощность базальтового слоя (сима) доходит до 15 км.[ ...]
Весьма важным обстоятельством, отличающим земную кору от других геосфер, является повышенное содержание в ней долгоживущих радиоактивных изотопов урана 232и, теория 238ТЬ, калия 40К, причем их наибольшая концентрация выявлена в «гранитном» слое континентальной коры. В океанической коре радиоактивные элементы представлены «следами».[ ...]
Различают два наиболее распространенных типа земной коры: континентальный и океанический. Континентальный тип состоит из трех главных слоев - осадочного, гранитного и.базальтового, а океанический - из осадочного и базальтового. Однако такую классификацию типов земной коры некоторые ученые оспаривают. Они считают (Афанасьев и др.), что кора едина, как правило, состоит из трех слоев и различается только по мощности.[ ...]
Если принять, что т - 120 млн лет, то средний тепловой поток через океаническую кору оказывается равным 40Кц= 2,41-10 6 кал/см -с.[ ...]
На основе различия в составе и мощности выделяют три типа земной коры: 1) материковая; 2) океаническая; 3) кора переходных областей.[ ...]
Рифтовые зоны на материках - это области деградации континентальной коры, ее перерождения в кору океаническую (рис. 15). Рифтогенез в настоящее время геологи стали рассматривать в качестве одного из важнейших процессов развития земной коры, сравнимого по своему значению с геосинклинальным процессом.[ ...]
Хотя данных до сих пор недостаточно, но уже сейчас можно высказать предположение о том, что кора при малых скоростях спрединга подвержена большему тектоническому воздействию (сбросы, трещины и т.д.), чем при больших скоростях. Исследования показывают, что область активных сбросов распространяется на 4-10 км в сторону от оси для хребтов с большой и средней скоростями спрединга, и заметно шире (30 км) - для медленно раздвигающихся хребтов (см. рис. 2.1). Вне зоны активного сбросообразования, океаническую литосферу можно рассматривать как относительно жесткое тело. Граница зоны активных сбросов тем самым отмечает положение края границы плит или начала области квазижесткого поведения плит.[ ...]
Можно ожидать, что в центре спрединговых сегментов, над зоной максимального образования расплава, океаническая кора будет отражать присутствие неустановившихся магматических камер и будет демонстрировать четкую структуру слоев коры. Около окончаний сегментов, где образование расплава наименьшее, океаническая кора может быть высоко гетерогенной, отражающей прошлое присутствие недолговечных магматических тел, или может состоять только из тонкого базальтового слоя, перекрывающего мантийные перидотиты. В последнем случае отсутствие слоя габбро будет отражать отсутствие магматического очага и подразумевать латеральное перемещение базальтового расплава от середины сегмента к его границам .[ ...]
Значения скоростей продольных волн внутри большей части ЗПС понижены, по сравнению с нормальными скоростями для слоя 3 океанической коры на 1 км/с. Самые низкие значения скоростей (7 5км/с) приурочены к узкой ([ ...]
Понимание закономерностей и особенностей морфологии, магматизма и распределения дизъюнктивных нарушений литосферы и коры разного возраста в окрестности СОХ являются одной из фундаментальных задач современной морской геотектоники. Актуальность этой задачи усиливается еще и тем обстоятельством, что с разломо- и тре-щинообразованием в рифтовых зонах СОХ самым непосредственным образом связана гидротермальная деятельность, а следовательно, и распределение глубоководных полиметаллических сульфидов. Очевидно, процессы аккреции океанической коры, а также разломо- и трещинообразования в рифтовых зонах зависят от геодинамических процессов, управляющих формированием и эволюцией большого разнообразия морфотектонических структур разных масштабных уровней. Поэтому и проблему структурообразо-вания, видимо, следует рассматривать в контексте существующих уровней геодинами-ческой сегментации СОХ.[ ...]
Самые крупные и сложные геокомплексы Земли - это континенты и океаны. Они формируются на самых крупных формах рельефа - континентальных выступах и океанических впадинах Земли с различными типами земной коры. Земная кора континентов в отличие от океанической имеет значительно большую мощность и гранитный слой. Граница между континентами и океанами как геокомплексами проходит по береговой линии. К океанам как аквальным геокомплексам относится затопленная часть континентов-шельф, материковый склон и дно, сложенное базальтовым слоем.[ ...]
Очаги второго типа простираются также в виде достаточно узких зон, как правило, перпендикулярных к генеральному простиранию оси спрединга срединно-океанического хребта. В таких очагах преобладают преимущественно субгоризонталь-ные сдвиги в направлении, ортогональном простиранию хребта. Сейсмофокальные зоны со сдвиговыми механизмами в очагах землетрясений свидетельствуют о субгоризонтальном смещении краев плит. В абсолютном большинстве случаев каждая такая сейсмическая зона расположена между двумя отрезками оси спрединга. Эта зона фиксирует собой живущий трансформный разлом, который представляет собою линейную тектоническую структуру, при переходе через которую разрастание новой океанической коры меняет свое направление (трансформируется) на противоположное. Глубина очагов вдоль трансформных разломов срединно-океанических хребтов обычно невелика: в абсолютном большинстве случаев она не превышает десятков километров. Простирающиеся в осевой области срединно-океанических хребтов сейсмоактивные зоны маркируют собой смещение краев плит в рифтовых трещинах и по трансформным разломам.[ ...]
С точки зрения тектоники это является свидетельством некоторой обособленности аккреционных процессов, формирующих преимущественно нижнюю часть разреза океанической коры (габбро-вый слой) от эруптивных излияний базальтовых магм, приводящих к образованию слоя 2А . В дополнение к изменению толщины из-за сокращения снабжения расплавом на удалении от локализованной зоны мантийного апвеллинга структура океанической коры под нетрансформными нарушениями может существенно отличаться от структуры коры под срединными частями сегментов.[ ...]
Описанные выше в самом общем виде связи аномального гравитационного поля с рельефом поверхности Земли одинаково справедливы как для континентальных, так и для океанических областей. Отличительной особенностью последних является то, что в океанах в связи с относительно меньшей толщиной и большей однородностью земной коры и литосферы эффекты таких связей проявляются более четко. Это дает возможность для более обоснованных заключений о геодинамике и строении океанической литосферы на основании гравиметрических данных. Выяснение закономерностей процессов, происходящих в рифтовых и переходных зонах, установление реакции океанической литосферы на внешнюю нагрузку и внутреннее напряжение и решение многих других проблем современной геодинамики -в совместном анализе рельефа дна и поля силы тяжести.[ ...]
В последние годы появились работы, способствующие достижению третьей целевой задачи изучения магнитного поля океана - выявлению природы намагниченности слоев океанической коры . Результаты этих работ, основанных на экспериментальных исследованиях петро-магнитных и магнито-минералогических характеристик образцов пород, а также результатах интерпретации геомагнитных съемок, позволили предложить и обосновать обобщенную петромаг-нитную модель океанической литосферы (рис. 2.7).[ ...]
Работа представляет интерес для геологов, петрографов, тектонистов и геофизиков, интересующихся вопросам геологии и петрологии метаморфических пород, проблемами соотношения материковых и океанических структур и эволюции земной коры на континентальных окраинах.[ ...]
Такой же синусоидальный характер имеют и вдольосевые профили изменения аномалий в свободном воздухе, мантийных аномалий Буге, изменения интенсивности осевой магнитной аномалии и изменения мощности океанической коры . Изменение мантийных аномалий Буге (МАБ) свидетельствует о наличии плотностных неоднородностей в верхней мантии. Пониженные отрицательные значения МАБ фиксируются над более разуплотненной, т.е. над более горячей мантией (изометричные аномалии “бычий глаз”). Из-за того, что граница литосферы определяется положением изотермы плавления, литосфера будет тоньше там, где изотерма плавления будет подходить ближе к поверхности, т.е. в более горячих областях мантии. Поэтому пониженные значения МАБ соответствуют более тонкому слою литосферы. Они, как правило, приурочены к центрам сегментов (см. рис. 3.36), что говорит об уменьшении мощности литосферы по направлению к центрам сегментов, т.е. середина каждого сегмента обычно является более горячей областью по сравнению с его краями.[ ...]
На некотором удалении от гребней СОХ по сейсмическим данным прослеживается и нижняя часть этого слоя (слой ЗБ), вероятнее всего, сложенная серпентинитами, отвечающими гидратированным перидотитам (см. рис. 1.2). Судя по сейсмическим данным, мощность габбро-серпен-тинитового третьего слоя океанической коры достигает 4,7-5 км. ,Общая мощность океанической коры, без осадочного слоя, достигает 5-8 км и не зависит от возраста. Под гребнями СОХ мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 км и даже до 1,5-2 км (непосредственно под рифтовыми долинами).[ ...]
Советские исследователи открыли в Арктическом бассейне подводные хребты, названные в честь Ломоносова, Менделеева и крупного отечественного океанолога Гаккеля. Ряд советских ученых, в том числе известный океанолог В. В. Дибнер, отмечали тесную связь строения океанического дна и прилегающих областей материка, в частности Арктического бассейна и северо-восточной части Азиатского материка. Так, современные горы в геосинклянальных зонах (например, Уральские) - это «выродившиеся» более древние горные образования. Результатом процесса преобразования и «вырождения» ранее существовавших хребтов являются и ложбины суши типа той, которую заполняет ныне Аральское море, а на океаническом дне - впадины-желоба, напримео, Новоземельский или желоб св. Анны в Северном Ледовитом океане. Предполагают, что на последующем этапе преобразования земной коры возникнут новые горные хребты. Но уже не складчатые, как прежние, «выродившиеся», а вулканические (примером их может служить подводный хребет Гаккеля).[ ...]
Результаты экспериментов свидетельствуют о том, что при увеличении толщины хрупкого слоя картина сегментации и типы образующихся структур принципиально не меняются, за исключением мелкомасштабных сегментов. В процессе развития рифтовой зоны при механическом разрушении хрупкого слоя океанической коры во время ее растяжения закладываются генеральные черты геометрии трещин и формируются основные морфоструктурные неоднородности, создающие естественную разномасштабную сегментацию рифтовой зоны.[ ...]
Крупные перекрытия могут мигрировать вдоль оси рифта, что сопровождается продвижением одной ветви оси и отступанием другой . Их движение фиксируется в У-образных следах, расположенных под углом к оси рифта, которые тянутся от современного положения перекрытий в более древние участки коры (см. рис. 3.3, а). Следы представляют собой зоны с возмущенным магнитным полем, вдоль которых смещены линейные магнитные аномалии. Эти следы характеризуются аномальным строением коры и рельефа, которое выражается в отклонении на 10-30° простирания линейных поднятий и впадин по сравнению с “нормальными” участками океанического дна . Такие следы представляют собой отмершие в результате эволюции ПЦС концевые отрезки перекрывающихся вулканических хребтов и отсеченные части центрального бассейна. В областях мелких перекрытий не наблюдается каких-либо отклонений в разрывных нарушениях и рельефе, указывающих на наличие У-образных следов.[ ...]
Для объяснения природы знакопеременного и симметричного аномального магнитного поля океанского дна Ф.Вайн и Д.Мэтьюз предположили, что магнитные аномалии океана есть не что иное, как запись инверсий магнитного поля Земли в геологическом прошлом на гигантской природной «магнитофонной» ленте - океанической коре, которая, застывая в рифтовой трещине, рвется в ней примерно по середине и каждая половина раздвигается в стороны от места своего рождения (рис. 1.4). Зная порядок чередования и время каждой инверсии главного магнитного поля Земли, можно составить единую шкалу геомагнитных инверсий, скоррелированную с геохронологической шкалой, и по рисунку аномалий определить возраст дна океана (рис. 1.5). Геоисторическая интерпретация аномального магнитного поля океана, подтвержденная данными глубоководного бурения, убедительно показала геологическую молодость океанического дна. В рифтовых трещинах располагаются самые молодые породьи имеющие современный возраст, а на флангах СОХ и в районах абиссальных котловин возраст пород достигает 80-100 млн лет. Самый древний возраст океанической коры не превышает 160-170 млн лет, что составляет всего 1 /30 от возраста нашей планеты.[ ...]
Интенсивные аномалии силы тяжести в свободном воздухе (+190 мГал над хребтом и -90 мГал -над желобом), а также характерная форма гравитационной кривой свидетельствуют об явном нарушении изостазии, вызванном динамическим сжатием краев соседних литосферных плит. В модели, представленной на рис. 3.19,6, при выборе плотностных параметров использованы сейсмические данные, полученные при исследовании этого района . Здесь, как и в случае разлома Барракуда, мы полагали, что при сжатии происходят “задирание” слоев надвигаемого блока и частичное погружение под-двигаемого блока. Значительная роль в погружении последнего блока отводится нагрузке осадков, прогибающей слои океанической коры южнее хребта Г орриндж.
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 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 офиолита, 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 аллохтонном 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 Троодос 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 чешуй 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.
