Ендогенні режими океанів

Розділ 5

ОКЕАНИ, ЇХНЯ БУДОВА

І ПОХОДЖЕННЯ

§ 1. Океани і їхня кора

Океани, включаючи окраїнні моря, займають близько 71 % поверхні нашої планети, але із цієї площі близько 23 % доводиться на підводні окраїни континентів, що володіють корою не океанського, а континентального або перехідного типу. Однак підводні окраїни континентів доцільно розглядати разом із властиво океанським ложем, оскільки у своєму розвитку вони тісно пов'язані з розвитком океанів.

Вивчення океанів почалося в епоху Відродження, наприкінці XV-XVI вв. Подорожі Васко де Гамору, Ф. Магеллана, С. Дежньова, Дж. Франкліна довели єдність Світового океану й острівне положення континентів, але тільки в середині XX в. обрису окремих океанів були точно нанесені на карти, в останню чергу в районах Арктики й Антарктики, у значній мірі завдяки радянським експедиціям. До вивчення геології океанів починаючи з рельєфу дна й сучасних опадів приступилися в останній чверті XIX в.; але особливо інтенсивно в сполученні з геофізичними дослідженнями й за допомогою сучасної апаратури воно ведеться з 50-х років нашого століття. Тільки в цю епоху, в 50- 60-е роки, стали відомі основні риси рельєфу, а отже, і структури (оскільки в океані вони практично збігаються) океанського ложа, будова океанської кори, поля сили ваги й магнітного поля океанів, їхня сейсмічність, тепловий потік. Роботи радянських і американських експедицій внесли великий вклад у ці досягнення. В 1968-1983 р. в океанах проводилося глибоководне буравлення з американського судна «Гломар Челленджер», протягом ряду років при участі радянських учених. Із цього судна пробурено більше 620 шпар у всіх океанах миру, за винятком покритої вічним льодом центральної частини Північного Льодовитого океану.

Підводні окраїни континентів спускаються до глибин порядку 3,5-4 км, звідки починається область розвитку властиво океанської кори. Океанська кора, як відзначалося в главі 2, докорінно відрізняється від континентальної й по потужності, що звичайно не перевищує 6-8 км, і по складу, насамперед по відсутності характерного для континентів гранітно-гнейсового шару. Вона складається із трьох шарів, верхні два з яких вивчені глибоководним буравленням, а всі три – драгированием (узяття проб драгою) у стінках великих разломов.на океанському дні. Верхній шар океанської кори – осадовий*; його потужність мінімальна в центральній частині океану, де він виклинцьовується, і максимальна в підніжжя континентальних окраїн, де нерідко досягає 10-15 км, а іноді й більше. На більшій же частині площі океану потужність опадів виміряється сотнями метрів. Весь осадовий чохол океанів сформований за останні 160-180 млн. років, починаючи з юрського періоду, тому що ніде глибоководним буравленням у його підставі не розкриті відкладення древнє верхнеюрских ( кел-ловейских), і тільки на відносно невеликій площі в центрально-західній частині Тихого океану існує можливість виявлення більше древніх опадів, імовірно не древнє нижнеюрских. По своєму віці осадовий шар океанів, таким чином, принципово відрізняється від подібного ж шару континентів, що формувався протягом більше півтора мільярдів років, якщо включати в нього рифейские відкладення.Другий шар океанської кори — б аза льтовыи*-він пройдений шпарами в Тихому океані майже на повну потужність і в Атлантичному приблизно на половину потужності тридцятилітньому в середньому 0,8-1,2 км, а його верхня частина розкрита вже досить численними шпарами. Скрізь цей шар складний досить одноманітними низкокалиевыми толеито-выми базальтами те у вигляді пиллоу (подушечных) лав те масивними із вкрапленниками або без них (афировыми) Зустрічаються тонкі прошаруй туфів того ж складу, фораминиферо-вых илов і брекчий з порід третього шару — габро серпенти-низированных перидотитів і ін. Швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль —vp становлять у цьому шарі від 4,0 до 6 7 км/з у середньому близько 5,1 км/с. Визначення віку форамініфер з осадових прослоев в Атлантиці показало, що він не відрізняється від віку базальних шарів осадового чохла в даному місці. Це означає, що нагромадження базальтів другого шару відбувалося дуже швидко, протягом не більше мільйона років що погодиться зі швидкістю нагромадження лав Ісландії встановленої наземними спостереженнями (до 4 км за 1 млн років) Нижня частина другого шару виявляє ознаки регіонального метаморфізму, угорі цеолитовой, унизу зеленосланцевой і навіть эпидот-амфиболитовой фації. У підставі другого шару за даними буравлення в Тихому океані, до півдня від узбережжя Коста-Иики розташовується дайковый комплекс, що складається з паралельних даек долеритов. Цей комплекс відносять або до самих низів другого, або вже до верхів третього шару. Його потужність досягає 1 км; він метаморфизован у зеленосланцевой або ам-фиболитовой фації.

Третій шар океанської кори складний, по даним численних драгировок у всіх океанах, крім Арктичного, полнокристаллическими основними магматичними породами – переважно габро, нерідко перетвореними в амфіболіти й у підлеглій кількості ультрамафическими породами — перидотитами, пироксенитами, звичайно серпентини-зированными. Головним чином за аналогією з офиолитами суши (див. главу 6) передбачається, що ці породи складають у нижній частині третього шару так званий полосчатый комплекс, тобто комплекс розшарованих у магматичній камері диф-ференциатов тієї ж базальтової магми, за рахунок якої утворився другий шар. Верхня частина третього шару складена масивними габро. Потужність третього шару від 3 до 5 км, v_p = -6,7—7,5 км/с. Породи верхньої мантії виступають на поверхню дна й навіть у вигляді острова ( про-у Сан-Паулу в берегів Ьразилии) у ряді місць Світового океану, уздовж найбільш великих розламів. Це звичайно серпентинизированные перидотиты— клинопироксеновые гарцбургиты, двупироксеновые лер-цолиты, рідше дуниты. На поверхні Мохоровичича, що відокремлює їх від кори, завжди спостерігаються ознаки тектонічних рухів, ковзання й дроблення. v_p = 7,9—8,2 км/с.

У будові океанського ложа розрізняють два головних елементи: срединноокеанские підняття (хребти) і океанські плити.