ОКЕАНИЧЕСКАЯ ЛИТОСФЕРА

Одной из важнейших проблем современной геологии является геодинамический анализ строения и эволюции океанической литосферы и мировой рифтовой системы. [c.9]

ГЛАВА 1. ОКЕАНИЧЕСКАЯ ЛИТОСФЕРА [c.11]

Благоприятным обстоятельством является и большая однородность (опять же в сравнении с континентом) океанической литосферы, на фоне которой ярче проявляются аномальные плотност-ные эффекты и иные неоднородности строения, вызванные проявлением глубинных процессов. [c.11]

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. [c.14]

Рис. 1.8. Блок-диаграмма трансформного разлома океанической литосферы

Обратившись непосредственно к измеренному по профилям или отдельным полигонам гравитационному полю в океане, т. е. к аномалиям в свободном воздухе, можно видеть, что в подавляющем большинстве случаев оно прямо соответствует локальным формам рельефа дна. Объясняется это тем, что поверхность дна является очень резкой плотностной границей, к тому же наиболее приближенной к поверхности наблюдений. Перепад плотностей на этой границе во много раз превышает плотностные контрасты, связанные с геологической неоднородностью океанической литосферы. Таким образом, все локальные формы подводного рельефа (самые мелкие из них индивидуально не скомпенсированные) находят отражение в аномалиях в свободном воздухе и в рельефе водной поверхности. [c.15]

Особенностью литосферных плит является их жесткость и способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того, чтобы лито-сферную плиту разрушить или деформировать, необходимо к ней приложить дополнительные механические напряжения, превышающие ее предел условно-мгновенной прочности, примерно равный 1 т/см . Суммарная мощность океанической литосферы меняется в пределах от 2-3 км в районе рифтовых зон океанов до 80-90 км вблизи континентальных окраин. Толщина континентальной литосферы достигает 200-220 км. [c.26]

Самая крупная по площади плита - Тихоокеанская. Она целиком состоит из океанической литосферы и занимает большую часть дна от оси Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) до системы глубоководных желобов северного и западного обрамлений этого океана. [c.28]

Еще одна плита среднего размера - это плита Кокос, расположенная в восточной части Тихого океана, состоит целиком из океанической литосферы. Западная граница этой плиты фиксируется узкой сейсмоактивной зоной, приуроченной к рифтовой оси Восточно-Тихоокеанского поднятия, южная - аналогичной по своей природе зоной, проходящей вдоль оси Галапагосского хребта. Северо-восточная граница плиты Кокос проходит по оси глубоководного Центрально-Американского желоба. [c.29]

Таким образом, можно с полным основанием считать, что линейные магнитные аномалии, сформированные в процессе разрастания океанического дна, позволяют использовать новый метод определения возраста океанической литосферы. Необходимо отметить, что, несмотря на принципиальную простоту этого метода определения возраста дна, на практике приходится сталкиваться со значительными трудностями при идентификации магнитных аномалий. Естественно, что наиболее уверенно можно идентифицировать аномалии, расположенные на небольшом удалении от оси. В последние годы появилось много интересных исследований, посвященных расшифровке и идентификации сложной картины магнитных аномалий в отдельных регионах океана [77]. Они позволяют проследить геометрическую картину эволюции рассматриваемых областей дна и дают ключ для выяснения многих других аспектов истории развития океанической литосферы в каждом конкретном регионе. [c.32]

Анализ магнитных аномалий и данных бурения дает возможность сделать вывод, что океаническая литосфера сравнительно молода. Значительная часть площади Мирового океана покрыта магнитной съемкой и буровыми скважинами во всей исследованной области не было обнаружено участков океанической коры древнее ранней юры. Самые древние участки океанической коры обнаружены в Северной Атлантике близ ее Американского и Се-веро-Африканского бортов, а также в Тихом океане недалеко от Японского желоба. И несмотря на то, что многие районы дна Мирового океана пока исследованы слабо, теперь известны возраст коры, основные закономерности и направление эволюции океанической литосферы в позднем мезозое и в кайнозое. [c.33]

Рис. 1.13. Разрез океанической литосферы, по [29]

Рис. 1.11. Модель строения океанической литосферы - поверхность океана 2 - океаническая кора 3 -океаническая литосфера 4 - астеносфера

Как уже отмечалось, породы литосферы тяжелее подстилающего их горячего вещества астеносферы (примерно на 0,1 г/см ). Следовательно, чем толще океаническая литосфера, тем на большую глубину она погружается в мантию и тем ниже опускается ее поверхность. Поэтому закон опускания океанского дна определяется все той же корневой зависимостью от возраста литосферы, т. е. от возраста самого океанского дна. По этой зависимости самый высокий уровень стояния океанского дна должен быть там, где литосфера всего моложе и тоньше, т. е. в океанских рифтовых зонах, как раз и расположенных на гребнях СОХ. По мере же удаления от гребней этих хребтов глубина океана должна возрастать пропорционально увеличению толщины литосферы, т. е. по закону [c.37]

Однако и сейсмологические определения мощности океанической литосферы по дисперсии поверхностных волн приводят к завышенным результатам, но других более надежных методов измерения мощности литосферы пока не существует (магнитотеллурическое зондирование, к сожалению, тоже позволяет проводить лишь качественные оценки). [c.37]

Проверить это несложно, и результаты такой проверки показаны на рис. 1.12. Как видно из рисунка, осредненные профили рельефа всех СОХ действительно очень неплохо аппроксимируются одной и той же зависимостью (1.5) для молодой океанической литосферы, возраст которой до 70 млн лет. При этом теоретическое значение коэффициента пропорциональности в найденном законе исключительно хорошо совпало с его эмпирическим значением (вероятность случайного совпадения очень мала). Для более древних участков океанической литосферы рельеф дна оказывается более пологим, чем это определяется формулой (1.5). Это, вероятно, связано с расслоенностью верхней мантии по полиморфным минеральным ассоциациям, возникающим в мантийном веществе в зависимости от господствующих там Р-Т условий (рис. 1.13). Объясняется же такое изменение закона [c.37]

Рис. 1.14. Карта мощности океанической литосферы (изопахиты в км), по [121]

Определение возраста океанической литосферы сначала по геоф1гзическим, а потом и по геологическим данным - это одно из важнейщих событий в развитии всей геологической науки второй половины XX века. [c.23]

Как отмечалось выше, молодая океаническая литосфера образуется при раздвижении литосферных плит в результате внедрения вещества астеносферы в разломы рифтовых зон и кристаллизации [c.39]

В таких расчетах ранее была сделана попытка учесть, конечную толщину литосферы (а точнее, океанической коры) в рифтовых зонах при I = О [29, 135]. Однако сейсмические наблюдения показывают, что начальная толщина литосферы (над центральным очагом базальтовых расплавов) невелика и обычно не превосходит 2-2,5 км. Кроме того, сбросовые деформации в рифтовых зонах частично компенсируют эффект введения в расчет такой поправки. Поэтому здесь мы будем пользоваться ничем не осложненной зависимостью (1.3), считая, что она наилучшим образом позволяет рассчитывать суммарную мощность океанической литосферы Я/ с включением в нее и океанической коры. [c.39]

О точности построения карты Я/ говорить пока трудно, поскольку еще очень мало надежных реперов для сравнения теоретических расчетов с независимыми определениями Я/. Тем не менее приведенная на рис. 1.14 карта мощности океанической литосферы может быть полезной при интерпретации региональных аномалий геофизических полей под акваториями Мирового океана [11], а также при изучении химизма базальтового вулканизма на океаническом дне и океанских островах. [c.40]

Рис. 1.16. Затягивание океанической литосферы в мантию по зонам субдукции, по [121]

Силы затягивания океанических литосферных плит в мантию могут быть существенно большими. Если океаническая литосфера по зоне поддвига плит погрузилась в мантию на глубину А (см. рис. 1.15), то за счет большей плотности ее холодных пород по сравнению с плотностью горячего вещества мантии Ар (0,1 г/см ) возникает отрицательная архимедова сила. При отсутствии трения эта затягивающая сила создавала бьг в приповерхностном сечении литосферы избыточное напряжение порядка [c.42]

В уравнение (2.4) можно подставить принятые выше средние параметры океанической литосферы и мантии /=5-10 кал/см град-с, ед = 5,4-10 см/с и Гт= 1350 С. Тогда, выражая поток д в единицах теплового потока (ЕТП) 10 кал/см с, а / - в миллионах лет, найдем его теоретическое значение [c.70]

Вьщелены основные типы палеодивергентных границ плит - шовных зон океанической литосферы - и дана их краткая характеристика. Рассмотрены закономерности строения палеоспрединговых хребтов. Установлены этапы эволюции литосферы при отмирании спрединговых хребтов и рассмотрена эволюция океанического рифтогенеза в геологической истории Земли. [c.4]

Если гравитационные аномалии в свободном воздухе на континентах и океанах не имеют принципиальных различий, то в редукции Буге эта разница проявляется весьма заметно. Введение поправки за влияние промежуточного слоя в океане приводит к получению высоких положительных значений аномалий Буге, тем больших, чем больше глубина океана. Данный факт обусловлен теоретическим нарушением при введении поправки Буге ( засьшке океана) природной изостазии океанической литосферы. Так, в гребневых зонах СОХ аномалия Буге составляет около 200 мГал, для абиссальных океанических котловин - в среднем от 200 до 350 мГал. Несомненно, что в аномалиях Буге отражаются генеральные черты рельефа дна океана в той степени, в какой они изостатически скомпенсированы, поскольку основной вклад в аномалии Буге вносит именно теоретическая поправка. [c.15]

Много меньше по площади плита Наска, но все же она может быть отнесена к крупным. Состоит плита Наска только из океанической литосферы и занимает дно Тихого океана к востоку от оси ВТП до оси Перуано-Чилийского желоба. С севера эта плита ограничена рифтовой трещиной и трансформными разломами Галапагосского хребта, а с юга - Чилийского. [c.28]

Восьмая большая литосферная плйта -., 4h-тарктическая, она почти со всех сторон окружена срединно-океаническими хребтами и трансформными разломами. Только на одном участке - в районе самой северной окраины Антарктического полуострова - происходит поддвигание океанической литосферы здесь конвергентная граница проходит по оси глубоководных Шетлендского и Оркнейского желобов. [c.29]

Вся океаническая литосфера в полярной и субполярной областях Атлантики образовалась в кайнозое, ибо только в самом позднем мелу Гренлан-дия начала откалываться от Северной Америки и от Европы. В кайнозое нынешний подводный хребет Ломоносова оторвался от современного арктического склона Европы и, удаляясь, привел к образованию в Северном Ледовитом океане Евразийской котловины (Нансена-Амундсена), которая разрастается до сего времени. Только для Канадской котловины Арктического бассейна пока не получено достоверных результатов для геоисторической интерпретации аномального магнитного поля. [c.34]

СТРОЕНИЕ И МОЩНОСТЬ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ, ПРИРОДА СРЕДИННООКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ [c.36]

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. [c.36]

В отношении океанических плит такой вопрос не совсем уместен, поскольку все они рано или поздно погружаются в мантию и тонут в ней под зонами поддвига плит. И именно потому,, что древние фрагменты океанической литосферы уже утонули в горячей мантии, современный возраст океа-. нического дна повсеместно моложе 170 млн лет. [c.39]

В пределах же 170 млн. лет океаническая литосфера сохраняется на плаву, подобно металлическим судам, удерживающимся на поверхности воды, несмотря на значительную разность плотностей железа и врды. Действительно, стабильные, не опускающиеся в мантию океанические плиты напоминают по своему строению гигантские блюдца, ограниченные со всех сторон приподнятыми бортами - гребнями СОХ и континентальными окраинами (примером может служить литосфера под Атлантическим океаном)., У таких плит возникает нейтральная плавучесть, поскольку в полном соответствии с Законом Архимеда вес вытесняемой из-под них астеносферы оказывается строго равным весу самих плит и заполняющей абиссальные впадины воды. Возникающие же в плитах благодаря тектоническим напряжения разломы, обычно быстро самозалечиваются путем кристаллизации проникающих в них базальтовых магм. [c.39]

Используя описанный здесь подход, а также эмпирические данные по средним глубинам Мирового океана и возрасту дна, была построена карта мощности океанической лцтосферы, изображенная на рис. 1.14 [121]. Карта наглядно показывает, что мощность океанической литосферы закономерно увеличивается в направлении от осевых частей СОХ, где она близка к 2-3 км, к глубоководным котловинам, под которыми ее мощность возрастает до 70-80 км. Наибольшая мощность океанической литосферы 85-90 км отмечается в наиболее древних районах океанического дна (мезозойского возраста) в Северо-Западной котловине Тихого океана, а также под абиссальными котловинами Атлантического океана, протянувшимися вдоль его побережий по обе стороны срединного хребта. [c.40]

Рассматривая природу мантийной конвекции, следует подчеркивать ведущую роль в ее возникновении процесса химико-плотностной дифференциации земного вещества. Однако при этом не следует забывать и о вкладе тепловой составляющей конвекции. Этот вклад определяется как непосредственным разогревом мантийного вещества и распадом рассеянных в нем радиоактивных элементов, так и косвенным воздействием дополнительного разогрева вещества, благодаря диссипации энергии вязких течений в мантии, а также влиянием погружающихся в мантию холодных океанических литосферных плит. Судя по энергетическим оценкам, вклад радиогенного тепла в конвективный массо-оборот мантийного вещества не превышает 10%. Диссипативная же составляющая тепловой энергии конвекции и ее часть, определяемая охлаждением океанической литосферы, черпается из гравитационной энергии самого процесса дифференциации земного вещества. Поэтому, определяя природу тектонической (или точнее тек-тоно-магматической) активности Земли, следует ее связывать не просто с гравитационной, а именно с гравитационно-тепловой конвекцией. В дальнейшем как синоним этого понятия мы будем широко использовать термин химико-плотностная конвекция , понимая под ним, что плотностные неоднородности в мантии возникают не только за счет изменений химического состава, но и благодаря ее температурным неоднородностям. [c.41]

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 [214, 326, 190] (см. рис. 2.1). Вне зоны активного сбросообразования, океаническую литосферу мон<но рассматривать как относительно жесткое тело. Граница зоны активных сбросов тем самым отмечает положение края границы плит или начала области квазижесткого поведения плит. [c.57]

Изучение картины магнитных аномалий в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов проводилось многими исследователями и преследовало три основные цели 1) геоисторическое изучение геохронологической последовательности эволюции океанической литосферы и истории спрединга океанической коры с помощью анализа линейных магнитных аномалий 2) выявление закономерностей кинематической и геометрической стабильности осевой зоны спрединга и особенностей ее перестройки 3) исследование процессов аккреции океанической коры, формирования ее магнитоактивных слоев и изучение петрохимической природы их намагниченности. [c.66]

В последние годы появились работы, способствующие достижению третьей целевой задачи изучения магнитного поля океана - выявлению природы намагниченности слоев океанической коры [77, 34, 97, 101]. 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). [c.68]

Еще одной важной проблемой является проблема вклада в аномалии магнитного поля серпентинитов, высокая намагниченность и магнитная стабильность которых убедительно подтверждаются экспериментальными данными [34, 99, 229]. Повышенная магнитоактивность серпентинитов обусловлена магнетитом, образующимся в процессе серпентинизации гипербазитов. Серпентинизированные перидотиты встречаются в пределах океанической литосферы довольно широко их обнаруживают на склонах рифтовых долин и на флангах медленно раздвигающихся СОХ, в зонах транс- [c.69]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология