WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


Pages:     || 2 |
THE ROLE РОЛЬ МАГМАТИЗМА OF MAGMATISM В ОБРАЗОВАНИИ ОКЕАНОВ IN THE CREATION OF OCEANS..

T. I. FROLOVA ‚ „‰‡‚ ‚... ‚‡ Endogenic processes in oceanic mantle are more Океаны преобладают на нашей планете. Если active than those in contiповерхность суши составляет 148,8 млн. км2, или 29% всей площади Земли, то океаны совместно с nental one, thus the magморями занимают 361,1 млн. км2, или 71% этой плоmatic rocks play the leadщади. Они сосредоточены в одном полушарии, ing role in composition of причем преимущественно в южной его части. Однако, несмотря на то, что бльшая часть нашей планеoceanic crust. Two types ты покрыта водой, дно океана долгое время было of magmatic processes in недоступно для изучения, и наука геология развиваoceans are discussed: a лась на основе изучения континентов. Первые научные экспедиции на корветах “Бигль” (в которой more shallow magm‡tism участвовал Чарльз Дарвин) и “Челенджер” относятof middle ocean ridges ся ко второй половине XIX века. Тогда впервые быand deep-seated intraplate ло обнаружено сложное строение океанического дна, наличие в нем горных цепей, отдельных гор, magmatism. Intensity of холмов и глубоких многокилометровых желобов.

oceanic magmatism and Однако целенаправленное, планомерное изучение creation of oceans has океана началось в середине XX века, когда путем драгирования, а также бурения с американского been increasing in the last судна “Гломар Челленджер” был изучен состав сла100 million years.

гающих дно океана пород и составлены его карты.

Установлено, что главными элементами рельефа и структуры являются срединные океанические хреб‡fl ‰ ‡‡ ты и океанические равнины (или плиты) с располо·‡‰‡ · ‰женными на них поднятиями, хребтами и котлови„ ‡‚, нами. Глубоководные желоба обрамляют окраины континентов (Южная Америка) или же цепи остро‰ ‡, вов (островные дуги), отделенные от континентов ‰fl ‚‰ морями, получившими название окраинных (за ‡„‡ - падная окраина Тихого океана). Установлено также, что среди пород, слагающих океаническое дно, ог‰ ‚ ‡ ромная роль принадлежит магматическим глубин. ‡ ‰‚‡ ным породам, но их состав более однообразен, чем ‡ ‡„‡ - состав магматических пород континентов. Это так называемые основные и ультраосновные породы ‚ ‚ ‡‡: ‡„‡(рис. 1), содержание кремнезема в которых не пре ‰-‡вышает 50 – 53%, и только на океанических остро ·‚ · вах встречаются в небольшом количестве более кремнеземистые породы, вплоть до гранитов, столь „· ‚широко распространенных на континентах. Но са ‡„‡. ‰мая большая сенсация была получена при изучении 100. ‚‡- строения земной коры океанов геофизическими методами. Оказалось, что земная кора под ними ‡ ‚ значительно тоньше (7 – 10 км), чем под контине퇄 ‡„‡‡ тами (40 – 70 км), и в ней отсутствует так называе ‚ ‡·- мый гранитный, богатый кремнеземом и глиноземом слой, повсеместно присутствующий в коре ‡‚‡fl.

континентальной. Поскольку среди магматических пород океанов отсутствуют граниты, это означало,.. © ‚‡.., срединных океанических хребтах при их раздвигаП О Р О Д Ы нии (спрединге) за счет магматических расплавов, Ультра- Основ- поступающих из глубин Земли и застывающих, обраСредние Кислые основные ные зуя магматические горные породы. Таким образом, расширяется океаническое дно и увеличивается площадь океанов. Поскольку считается,что радиус Земли оставался неизменным в течение геологической Фонолиты истории, представление об образовании океанической коры было дополнено представлениями об ее исчезновении в результате засасывания в глубоководные желоба, расположенные на окраинах континентов, с последующим погружением в мантию (так называемая субдукция). Спредингом и субдукцией тектоника плит объясняет образование океанов. Подтверждением этих процессов считается мо6 Дациты лодость пород, слагающих океаническое дно: они не древнее мезозойских (160 – 180 млн. лет), в то Андезиты время как такой океан, как Тихий, судя по геологиБазальты ческим данным, существует не менее 500 млн. лет.

Пикриты За несколько десятилетий существования гипотезы Коматиты глобальной тектоники накопилось множество фак40 50 60 тического материала, часть которого может быть ею SiO2, % объяснена, другая часть противоречит ее главным положениям. Однако анализ гипотезы глобальной Рис. 1. Номенклатура главных типов вулканичестектоники не является целью данной статьи, посвяких пород в координатах SiO2 – K2O + Na2O (Cox et щенной магматизму и его роли в формировании al., 1979) с дополнениями автора.

океанической коры.

1 – разделительная линия между породами нормальной щелочности и щелочными (Miyahiro, 1978); 2 – границы между типами пород; 3 – ли ния, ограничивающая поле существования природных вулканических пород.

Океаническая кора составляет 42% поверхности Земли (так как не вся кора под океанами является океанической). В ней выделяют три слоя. Слой 1, что в пределах океана, где нет гранитного слоя, грасредней мощностью около 0,5 км, состоит из осаниты не образуются.

дочных пород со скоростями продольных сейсмиКогда все эти загадки встали перед исследова- ческих волн (Vp), равными 1,7 – 2 км/с. Слой телями, появилась настоятельная необходимость (средняя мощность около 2 км, Vp = 4,4 – 6 км/с) осмыслить их и создать общую гипотезу развития сложен преимущественно вулканическими породаЗемли, включив в нее данные, полученные при ис- ми базальтового состава. Состав слоя 3 (средняя следовании океанов. Такой попыткой явилось со- мощность 5 км, Vp = 6,5 – 7,5 км/с) наиболее проблездание гипотезы литосферных плит. Литосфера матичен. Судя по данным драгирования и бурения, представляет собою верхнюю часть Земли, в кото- он состоит из измененных базальтов,превращенных рую входят земная кора и самая верхняя часть ман- процессами метаморфизма в зеленые сланцы и амтии, ограниченная снизу более пластичной и менее фиболиты, вмещающих многочисленные интруплотной ее частью – астеносферой, содержащей не- зивные тела основных и ультраосновных пород которое количество расплавленного вещества. Со- (Т.И. Фролова, СОЖ, № 2, 1996). Все три слоя изгласно гипотезе литосферных плит, литосфера разде- менчивы по толщине (мощности). Так, первый слой лена на ряд плит разного размера, которые находятся практически отсутствует в срединно-океанических в постоянном относительном движении по поверх- хребтах, резко увеличиваясь вблизи окраин континости астеносферы.



нентов. Наибольшей мощности (15 – 20 км) океаническая кора достигает под поднятиями и хребтаГипотезу литосферных плит иногда называют ми, осложняющими океаническое дно.

гипотезой новой глобальной тектоники, так как впервые сделана попытка объяснить развитие Зем- Для плавления холодной маломощной океанили, учитывая данные как по океанам, так и по кон- ческой коры не хватает глубинного тепла, поэтому тинентам. Эта гипотеза широко известна и даже все магматические породы океанов являются провключена в школьные учебники, поэтому ограни- изводными расплавов, зарождающихся в мантии.

чимся только теми аспектами, которые непосредст- Обращает на себя внимание, что магматизм океавенно связаны с формированием океанов. Соглас- нов имеет ультраосновной и основной состав, а но этой гипотезе, океаническая кора образуется в сколько-нибудь крупные объемы средних и кислых, ‹8, Na O + K O, % Андезитобазальты Риолиты пород в них отсутствуют. Это объясняется невозможностью выплавления богатых кремнеземом пород из перидотитового вещества мантии. В океанах может появиться лишь небольшое количество кислых и средних дифференциатов основной магмы, что в действительности имеет место. Таким обра–5 км зом, океанический магматизм является следствием гигантского эксперимента, поставленного самой +5 км природой, показывающего, что для формирования –5 км больших объемов пород с высоким содержанием кремнезема, помимо мантийного материала, необходим материал континентальной земной коры.

–5 км Однако это не относится к ранним этапам развития Земли, когда обстановка на Земле была иной и процессы магмообразования протекали по-другому.

Поскольку океанический магматизм является производным глубинной оболочки Земли – мантии, остановимся кратко на особенностях мантии Рис. 2. Сверхглубинные неоднородности Тихоокепод океанами по сравнению с таковой под контианского региона. Изолинии соответствуют рельнентами. Они установлены в последние десятилетия ефу границы кора–мантия (крайние значения благодаря прогрессу геофизических и геохимичес- (+5км) – (-5км); по A. Morelli, A.Dzevonsky, 1987.

ких исследований. Самым продуктивным из первых является метод сейсмической томографии, котоната и пироксена, а также близкие к ним по кремнерый дает возможность по особенностям распростзему пироксениты (Добрецов, Соболев, 1988).

ранения сейсмических волн как бы “просвечивать” Сказанное позволяет говорить о менее глубоких Землю до ядра включительно, а также данные грауровнях магмообразования под океанами, а также о виметрии и геотермии. Установлено, что мантия слоистом строении мантии, что подкрепляется и гепод океанами менее плотная, чем под континентаофизическими данными, согласно которым в ней ми, причем эти различия в плотностях прослеживаустановлены границы раздела. Все сказанное свидеются до глубин 300 – 400 км. Под океанами астенотельствует о высокой эндогенной активности земсфера расположена выше, чем под континентами ных недр океанов в целом по сравнению с континен(от 50 – 80 до 250 – 400 км), а под срединными хребтами, что определяет и их высокую магматическую тами – начиная почти с поверхности. Различия под активность.

океанами и континентами прослеживаются и на границе мантии и ядра. Так, в Тихом океане под его восточной частью с более молодым возрастом океа нической коры наблюдается подъем поверхности ядра примерно на 5 км по отношению к некоему Современные срединные океанические хребты среднему уровню по сравнению с континентами, (СОХ), известные во всех океанах, входят в состав где эта поверхность на столько же ниже (Morelli, единой Мировой рифтовой системы общей протяDzevonsky, 1987) (рис. 2). женностью около 60 тыс. км. В некоторых районах Земли отдельные звенья СОХ как бы внедряются в Отличается мантия океанов и по тепловому поконтиненты и продолжаются в виде рифтовых току, непрерывно поступающему на поверхность структур в их пределах. Примерами являются АденЗемли из недр. По абсолютным величинам теплоский и Калифорнийский заливы. СОХ имеют шивые потоки океанов и континентов практически рину от сотен до 2 – 2,5 тыс. км и возвышаются над равны. Однако если под континентами две трети дном океана на 1 – 3 км. Строение СОХ различно: в этой величины образуются в земной коре за счет раосевой части одних, обладающих крутыми склонадиоактивных элементов, генерирующих тепло, то в ми, четко выражено рифтовое ущелье, осложненокеанической коре все тепло поступает из мантии и ное сбросами (Срединно-Атлантический и Срединявляется глубинным.

но-Индийский хребты), в других склоны хребтов В более разогретой мантии океанов плавление пологие и центральный рифт отсутствует (Восточстановится возможным на меньших глубинах. Об- но-Тихоокеанское поднятие) (рис. 3). В пределах ломки и блоки мантийного вещества, выносимые хребтов установлены зияющие трещины – гъяры, на поверхность вулканическими процессами (ксе- свидетельствующие об обстановке растяжения.





нолиты), представлены преимущественно ультра- Считается, что растяжение во втором типе хребтов базитами, в то время как под континентами наряду более интенсивно. Хребты разбиты поперечными по с ультрабазитами появляются породы высоких дав- отношению к ним разломами, носящими название лений, так называемые эклогиты, состоящие из гра- трансформных. Эти разломы как бы компенсируют.. Вершинный грабен а Вулканический слой 2000 м Дайки Осевая магматическая Габбро камера 2500 м Сильно разогретые 5 км 0 или частично Расплав б расплавленные породы Граница Мохо 3500 м Рис. 4. Схематичный поперечный разрез осевой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия. Веще5 км 0 5 ство осевой зоны магматической камеры, содержащей более 5% расплава, находится внутри более крупного резервуара, степень плавления коРис. 3. Профили океанических рифтовых (спреторого не превышает нескольких процентов.

динговых) зон: а – тип 1, с центральной рифтовой долиной (Срединно-Атлантический рифт, скорость раздвижения 2,5 см/год); б – тип 2, без ценся застывшими на глубине очагами базальтовой тральной рифтовой зоны (Восточно-Тихоокеанмагмы, представляя собою как бы корни излившихся ское поднятие, скорость раздвижения 15 см/год).

базальтов. Часто эти очаги испытывают дифференциацию в процессе своего застывания, расслаиваясь различную степень растяжения отдельных отрезков по гравитационному признаку на вышележащие габхребтов.

бро, диориты, а также ультрабазиты, которые формируются в основании застывающей магматичесНа основе шкалы инверсий магнитного поля кой камеры. Весь этот комплекс пород, начиная от Земли установлены линейные магнитные аномабазальтов и кончая базит-ультрабазитовыми интрулии, параллельные простиранию хребта, которые зивами основания, слагает океаническую кору, залефиксируют возраст формирующейся океаничесгая на мантийных породах также ультрабазитового кой коры и скорость раздвижения хребта в геолосостава. Все его члены связаны общностью происгическом времени. Оно происходит с различной хождения из единой мантийной магмы. Он носит скоростью (от 1 – 2 до 10 – 15 см/год) и часто неназвание офиолитового комплекса (или ассоциасимметрично в противоположных флангах хребта.

ции), общая мощность которого достигает 8 – 10 км В срединных хребтах сосредоточена современная (рис. 5).

магматическая деятельность, созидающая океаническую кору. Она связана с цепями вулканических Общий объем извергаемого в срединных хребтах холмов и плато, часто косо ориентированных по от- вулканического материала составляет около 4 км3 в ношению к простиранию хребта. Вулканическая год (Менард, 1966). Кроме резко преобладающих активность не является непрерывной как в прост- базальтов, вулканические породы представлены ранстве, так и во времени. Согласно известному пикритами и еще более редкими средними и кислыокеанологу Л. Франшто (1993), “срединно-океани- ми породами (см. рис. 1), объемы которых в целом ческие хребты – не колоссальная фабрика по произ- не превышают долей процентов. Помимо потоков водству океанической коры, а сеть небольших мас- пиллоу-лав и лавовых куполов встречаются гиатерских”. Многочисленность очагов расплавленной локластиты – продукты дробления и распыления магмы под хребтами доказывается также различия- базальтовой лавы, состоящие из остроугольных ми в составе магматических пород на отдельных уча- обломков вулканического стекла. Поскольку окестках хребтов. Эти очаги, или камеры, располагают- анические породы образуются в условиях растяжеся на небольших глубинах (от 40 км и выше), причем ния (спрединга), магматические камеры в литосфеверхние границы некоторых из них близки к поверх- ре под срединными хребтами недолговечны.

ности дна, залегая на глубине 2 – 3 км (рис. 4). Зем- Поэтому в базальтах океана относительно редки ная кора в пределах хребтов состоит из магматичес- свидетели ранней глубинной кристаллизации – ких пород, причем верхняя часть разреза сложена крупные минералы-вкрапленники, столь характербазальтами, имеющими обычно подушечную тексту- ные для вулканических пород. В большинстве свору (пиллоу-лавы), которые подстилаются вертикаль- ем океанические базальты – это стекловатые или ными дайками и пластовыми телами более раскрис- полустекловатые породы с мелкими кристаллами таллизованных пород того же состава – долеритов. плагиоклазов, оливинов и пироксенов. Базальты Еще ниже расположены тела интрузивных пород, срединных хребтов достаточно однородны по химипреимущественно габброидов. Последние являют- ческому составу и относятся к породам нормальной, ‹8, км деляются рядом факторов: к ним относятся размеры промежуточных камер магмы,локализованных под 0,5 2А хребтами, быстрота поступления находящихся там магматических расплавов на поверхность, гетеро2Б 1,генность состава мантии, определяющая разнообразие образующихся из этих расплавов выплавок и, наконец, этапы формирования структуры: наибо3А лее ранние базальты, как это установлено в Атлантическом и Тихом океанах, менее истощены щелочами по сравнению с более поздними.

3Б Помимо магматической деятельности, к срединным хребтам приурочена интенсивная гидротерI мальная деятельность, связанная с вулканизмом.

Pages:     || 2 |










© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.