Земная кора дна океана и ее рециклинг

C http://www.seapeace.ru/underwater/bottom/675.html

Земная кора дна океана состоит из осадочных, изверженных и метаморфических пород. Скорости океанского осадкообразования оцениваются по возрастам слоев в колонках грунтовых трубок и в кернах.

Относительный возраст определяют по видам организмов с известковыми раковинками — корненожек форашшифер и кокколитовых водорослей, а также организмов с кремнеземными раковинками — диатомовых водорослей и одноклеточных животных радиолярий; анализируются пыльца и споры растений. Слои разного возраста различаются также по характеру намагниченности, на чем основаны методы палеомагнитной стратиграфии. Полученные карты типов осадков показывают, что в осадкообразовании проявляется широтная, циркумконтинентальная и вертикальная зональность.

В зонах срединно-океанских хребтов осадки встречаются лишь в «карманах». Наименьшие скорости осадкообразования — меньше 1 мм за 1000 лет, а местами даже меньше 0,1 мм — наблюдаются в глубоких центральный котловинах океанов, осадки там имеют вид тонких слоев плотных красных глин. На большей части площадей Тихого и Индийского океанов осадконакопление происходит со скоростями 3—10 мм за 1000 лет, причем образуются преимущественно карбонатные осадки. В высокое широтных и экваториальной зонах Тихого и Индийского океанов и на большей части площади Атлантического океана (в котором осадкообразование происходит в несколько раз интенсивнее, чем в Тихом) скорость осадкообразования увеличивается до 10—30 мм за 1000 лет, а ближе к берегам —до 30—100, в краевых морях — до 100—500, а напротив устьев больших и мутных рек — до тысяч и даже десятков тысяч миллиметров за 1000 лет.

Другой способ оценки средней скорости осадкообразования заключается в подсчете источников осаждающегося вещества. /Главным источником является твердое вещество, выносимое с континентов реками в виде взвеси; по данным, изложенным в книге А. П. Лисицына (1974), его масса оценивается в 18,5 млрд. т в год, причем около 40% этой суммы дают 11 крупнейших рек —Хуанхэ, Ганг, Брахмапутра, Янцзы, Миссисипи, Амазонка, Инд, Иравади, Меконг, Оранжевая и Колорадо. Сток растворенных веществ оценивается в 3,2 млрд. т, снос твердого вещества ледниками и ветром — соответственно в 1,5 и 1,6 млрд. т, скорость размыва морских берегов и дна — в 0,5 млрд. т в год. Вклад вулканического пепла в океаническое осадкообразование оценивается в 2—3 млрд. т в год. Наконец, из огромной годичной продукции планктона, порядка 550 млрд. т живого или 110 млрд. т сухого вещества, на дно океана осаждается лишь очень малая доля: карбонатного вещества — 1,36 и кремнистого — 0,46 млрд. т. По зтим данным суммарная скорость океанского осадкообразования оценивается в 27 млрд. т в год. Поделив.эту цифру на площадь океанов 3,6Х1018 см2 и на типичный объемный вес твердой фазы рыхлых осадков натуральной влажности, скажем на 1,5 г/см3, получим среднюю скорость осадкообразования, равную 50 мм за 1000 лег, в хорошем соответствия с пряными намерениями.

Средняя скорость наращивания осадочных пород плотностью 2,5 г/см3 подучается равной: 3 см за 1000 лет (а скорость эрозии суши вдвое больше). При такой скорости осадкообразования да 4 млрд. лет геологического времени сформировалась бы кора из осадочных пород толщиной 120 км, тогда как вся земная кора, состоящая из осадочных, изверженных и метаморфических пород, имеет среднюю толщину 33 км, что свидетельствует о погружении осадков в мантию и их дальнейшей переработке.

Опускаться в мантию осадочные породы могут вместе с несущей кору литосферной плитой. Наиболее подходящиe места таких процессов - зоны субдукции. 3аглубляющиeся плиты уходят вглубь сначала под небольшим углом к горизонту, затем — после излома под тяжестью верхней плиты — под углом 45°, а с глубин в несколько сот километров еще круче).

Механизмы глубокофокусных землетрясений, в том числе направления происходящих при них смещений в литосфере, соответствуют заглублению океанических плит под континентальные; скорости распространения сейсмических волн от промежуточных и глубоких очагов в пределах фокальной зоны на 4—7% выше, а затухание этих волн на порядок ниже, чем в окружающей мантии, т. в. фокальная зона действительно представляет собою плиту, более жесткую, чем окружающая мантия. Движение плит вглубь создает вдоль океанических желобов, обычно на их континентальной стороне, зоны больших отрицательных аномалий силы тяжести, а перед ними, в зоне сжатия, и особенно за ними, над уплотняющейся заглубившейся частью океанских плит, наблюдаются положительные гравитационные аномалии, но меньшие по величине.

Большую долю периферии Тихoгo океанa образуют зоны Беньофа, в которых океанская литосфера уходит в мантию Земли. Значит, внутри океана должны находиться области зарождения и спрединга новой океанской литосферы -срединно-океанические хребты. Hа их осях в рифтовых долинах граница Мохоровичича, т. е. поверхность мантии выходит к поверхности (драгирование на ней приносит образцы ультраосновных мантийных пород). Геотермический поток тепла здесь достигает максимума, широко развит подводный и надводный вулканизм с излияниями толеитовых базальтов, выходами гидротерм и гидротермальными изменениями коренных пород. Рифтовые зоны на осях срединно-океанских хребтов весьма сейсмичны. Землетрясения в этих зонах только мелкофокусные, с глубинами очагов до 10—20 км ( глубже начинается приподнятая вязкая астеносфера, в которой землетрясений не бывает). Смещения при землетрясениях имеют характер сбросов, что, как и провалившиеся вниз рифтовые долины, указывает на происходящее горизонтальное растяжение литосферы (расходящимися течениями на вершине восходящей ветви конвекции в мантии).