II. Основные особенности строения земной коры под океанами
Для построения полноценной генетической классификации рельефа кроме морфологических признаков необходимы также данные о внутреннем строении классифицируемых объектов.
Известно, что Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердую оболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км/с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины. Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли.[4]
Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.
2.1. Земная кора материкового типа.
По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:
1) осадочный (скорости менее 5 км/с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км);
2) гранитный (скорости около 6 км/с, мощность 15 – 17 км) и
3) базальтовый (скорости 6,5 – 7,2 км/с, мощность 17 – 20 км).
Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г/см3.
В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам, – гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемых обычно под названием «кислые» породы вследствие значительного содержания в них (более 60%) кремнекислоты.
Скорость сейсмических волн в базальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющими плотность 3,0 г/см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другим основным породам (габбро и др..), которые отличаются пониженным содержанием кремнезема (менее 50%) и повышенным – окислов различных металлов.
Материковая кора широко представлена в пределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна для материкового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходит примерно в пределах изобат 2 – 3,5 км, но местами отклонения от этой глубины весьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка в Атлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море – порядка 1800 м.
2.2. Океанический и рифтогенальный типы земной коры.
Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением (см. рис.2). Верхнюю ее часть составляет слой воды океана со средней толщиной 4,5 км и скоростью упругих волн 1,5 км/с, плотностью 1,03 г/см3. За ним следует слой неуплотненных осадков мощностью 0,7 км, со скоростью упругих волн 1,5 – 4,5 км/с и средней плотностью 2,3 г/см3. Под этим слоем залегает так называемый второй слой со средней мощностью 1,7 км, скоростью упругих волн 5,1 – 5,5 км/с и плотностью 2,55 г/см3. Под ним лежит базальтовый слой, по существу не отличающийся от того, который образует нижнюю часть континентальной коры. Средняя мощность его 4,2 км. Таким образом, общая средняя мощность океанической коры без слоя воды всего 6,6 км, т. е. примерно в 5 раз меньше мощности материковой коры. Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается.
Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4,5 – 5,8 км/с. Мощность его очень изменчива – от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7,2 – 7,8 км/с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.[7]
Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.
В последнее время на фоне возрастающей популярности гипотезы «новой глобальной тектоники» намечается тенденция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, к поискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. По этим представлениям, океаническая кора имеет не базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовой зоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочному признанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные. В частности, трудно объяснить, почему слой с повышенной плотностью (7,2 – 7,8 км/с) не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана, а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторыми (но не срединными) поднятиями дна, если в формировании океанической коры участвуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород.
Источник
Морская геология и геоморфология / Особенности строения земной коры под морями и океанами
Земная кора под морями и океанами неодинакова по своему строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скорости продольных сейсмических волн до 8 км/с и более. В пределах земной коры скорости продольных волн ниже этой величины. Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли.
Выделяют несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.
Земная кора материкового типа имеет среднюю мощность 35 км и состоит из 3-х слоев:
Осадочный слой. Мощность этого слоя может составлять от нескольких метров до 1-2 км. Скорость распространения упругих волн 5 км/с;
Гранитный слой является главным слоем этого типа земной коры. Плотность составляющего этот слой вещества равна 2,7 г/см³. Мощность – 15-17 км. Скорость распространения упругих волн около 6 км/с. Он состоит из гранитов, гнейсов, кварцитов и других плотных магматических и метаморфических пород кристаллического строения. Эти порода относятся по содержанию кремнекислоты (60%) к кислым породам;
Базальтовый слой. Этот слой имеет плотность 3 г/см³. Мощность – 17-20 км. Скорость распространения упругих волн 6,5-7,2 км/с. Слой состоит из базальтов, габбро. По содержанию кремнекислоты эти породы относятся к основным породам. В них содержится большое количество окислов различных металлов.
Земная кора океанического типа имеет следующее строение:
1 слой – слой океанической воды. Средняя толщина этого слоя равна 4 км. Скорость распространения упругих волн 1,5 км/с. Плотность – 1,03 г/см³;
2 слой – слой неуплотненных осадков, мощностью 0,7 км, со скоростью распространения упругих волн 2,5 км/с, средней плотностью 2,3 г/см³;
3 слой – так называемый «второй слой». Средняя мощность данного слоя равна 1,7 км. Скорость распространения упругих волн 5,1 км/с. Плотность – 2,55 г/см³;
4 слой – базальтовый слой. Этот слой не отличается от базальтового слоя, образующего нижнюю часть континентальной коры. Его средняя мощность составляет 4,2 км.
Таким образом, общая средняя мощность океанической земной коры, без слоя воды, составляет всего 6,6 км. Это примерно в 5 раз меньше мощности земной коры материкового типа.
Материковый тип земной коры в морях и океанах имеет довольно широкое распространение. Материковая кора слагает шельф, материковый склон и в значительной части материковое подножие. Ее нижняя граница проходит на глубинах порядка 2-3,5 км.
Дно на глубине более 3640 м уже сложено океанической земной корой. Ложу океана свойственен океанический тип земной коры. Большой сложностью отличается земная кора под переходными зонами.
В глубоководной части котловины окраинного моря кора по своему составу близка к океанической. Отличается от нее значительно большей мощностью базальтового и осадочного слоев. Особенно резко возрастает толщина осадочного слоя. «Второй слой» здесь обычно резко не выделяется, а происходит как бы постепенное уплотнение осадочного слоя с глубиной. Этот вариант строения земной коры называется субокеаническим.
Под островными дугами в одних случаях обнаруживается материковая земная кора, в других – субокеаническая, в третьих – субматериковая. Субматериковая земная кора отличается отсутствием резкой границы между гранитным и базальтовым слоями, а также общей сокращенной мощностью. Типичная материковая кора слагает Японские острова. Южная часть Курильской островной дуги сложена субматериковой земной корой. Малые Антильские и Мариинские острова сложены субокеанической земной корой.
Сложное строение имеет земная кора под глубоководными желобами. Глубоководный желоб представлен бортами и дном. Тот борт желоба, который одновременно является склоном островной дуги, характеризуется типом земной коры, которым сложен склон островной дуги. Противоположный борт сложен океанической корой. Дно желоба – субокеанической земной корой.
Определенный интерес представляет так же рельеф поверхности Мохоровичича в переходной зоне океана. Глубоководной котловине окраинного моря в переходной зоне соответствует выступ поверхности Мохоровичича. Затем в сторону океана следует депрессия поверхности, которая располагается и под островной дугой и под глубоководным желобом. Максимальный прогиб поверхности Мохоровичича приходится на океанический склон островной дуги. На островных дугах нередко встречается выход ультраосновных магматических пород. Это свидетельствует о том, что магматические процессы в переходных зонах генетически связаны с процессами, протекающими в мантии – с восходящими движениями глубинного вещества верхней мантии.
Таким образом, в пределах переходной зоны отмечается большая неоднородность, мозаичность земной коры. Эта мозаичность хорошо согласуется с резкой дифференциацией рельефа переходной зоны (глубоководная котловина окраинного моря, островная дуга, глубоководный желоб). В общей сложности тип коры под переходными зонами носит название геосинклинальный. Переходные зона – это современные геосинклинальные области.
Под срединно-океаническми хребтами земная кора очень специфична по своему строению. В земной коре этого типа выделяют:
довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, с мощностью от 0 и до нескольких километров;
«второй слой» с мощностью от нескольких сотен метров и до 2-3 км;
под «вторым» слоем залегают породы повышенной плотности. Скорость распространения упругих волн (7,2-7,8 км/с) в этих породах значительно больше, чем в базальтовом слое, но меньше, чем на границе Мохоровичича. Высказывается предположение, что под срединно-океаническими хребтами базальтовый слой частично замещают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии. Повышенная плотность данного слоя объясняется смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Мощное давление восходящих потоков вещества верхней мантии приводит к нарушению сплошной земной коры (разрывы). Вещество верхней мантии внедряется в вышележащие породы. Таким образом, происходит смешение материала верхней мантии и базальтового слоя.
Под срединно-океаническими хребтами земная кора не имеет четко выраженной границы. Такой тип коры носит название рифтогенального.
Таким образом, подводным окраинам материков свойственен материковый тип земной коры, переходным зонам – геосинклинальный, ложу океана – океанический, срединно-океаническим хребтам – рифтогенальный.
Источник