Пассивные окраины — континентальная и океаническая кора

Вероятно, лучше всего изученный пример пассивной окраины — сочленение между восточным побережьем США и западным краем морского дна Северной Атлантики. На рис. 21.12 показан геологический разрез через этот регион от океанического хребта и рифтовой зоны (подробно показанной на рис. 21.10) до собственно Северо-Американского континента.

Он иллюстрирует по меньшей мере два из наиболее интересных аспектов тектоники плит: во-первых, что океаническая кора остается наклонной на любом расстоянии от “центра спрединга” и, во-вторых, то, как на разрастающейся океанической коре накапливаются осадки.

Наклон океанической коры. Этот наклон очень хорошо виден на разрезе, приведенном на рис. 21.12. Вблизи рифтовой зоны остывшая и затвердевшая кора, образовавшаяся из поднимающихся мантийных плюмов, легко растаскивается в стороны, что связано с двумя причинами: во-первых, здесь океаническое дно наклонено наиболее круто, так что остывшая кора подвергается растяжению из-за тенденции сползать вниз; во-вторых, затвердевшая кора здесь тоньше всего и легче разрывается. Это служит основной причиной появления многочисленных даек, образующихся в результате того, что дополнительная магма внедряется в рифты и цементирует куски коры в единое целое. С удалением от осевой зоны рифта остывание и затвердевание захватывают более глубокие области астеносферы, и литосферная плита становится толще, но мощности самых верхних ее слоев не меняются. В конце концов даже этот процесс утолщения коры прекращается, так как магма все сильнее изолируется от охлаждающих океанических вод.

По мере остывания и затвердевания магма уменьшается в объеме. Следовательно, произойдет одно из двух: либо более плотная твердая кора утонет в менее плотном пластичном веществе расположенной ниже астеносферы, либо она будет плавать, все глубже погружаясь в это вещество. Поскольку твердая литосфера представляет собой цельную структуру, она не распадается на куски и погружается, как погружался бы тонущий корабль.

Тем не менее, если где- либо в пределах плиты появится рифт, огромный вес вышележащих пород выдавливает магму наверх, и часто такие выходы магмы образуют подводные горы, как показано на рис. 21.12. Эти горы сначала выступают над поверхностью моря, затем под действием эрозии они становятся более плоскими и позднее совсем скрываются под водой в результате непрерывного погружения первичной коры с удалением от центра спрединга. На рис. 4.1 видно, что на дне Тихого океана подводных гор намного больше, чем в Атлантике.

Очевидно, океаническая кора погружается до тех пор, пока не достигнет глубины около 6000 м ниже уровня моря, что происходит примерно через 75—100 млн. лет после ее образования [20]. На рис. 21.12 это приблизительно соответствует глубине кровли коры там, где она соприкасается с Американским континентом. В этой точке кора перекрыта несколькими километрами осадков.

Осадконакопление на океанической коре. На рис. 21.10 показано, что первые осадки, накапливающиеся на новообразованной океанической коре, — это “илы”, образованные сульфидами металлов. Эти химические соединения растворимы в горячей морской воде; среди них — сульфиды железа, марганца, меди, никеля, свинца и кобальта (гл. 19, рис. 19.15). Хотя есть причина считать, что этот илистый осадок присутствует по всему дну океанов, только вблизи хребтов он достаточно обнажен, чтобы его можно было добывать.

По мере того как кора все дальше отодвигается от рифтовой зоны, на ней накапливаются биогенные осадки — главным образом в форме известковых раковин морских организмов. Еще дальше от рифтовой зоны и глубже по водному столбу накопление известковых осадков на океаническом дне уже не происходит, поскольку раковины, как правило, растворяются в холодной воде на глубине более 4000 м. Это явление, называемое компенсацией карбонатонакопления на глубине, препятствует дополнительному накоплению такого осадка (гл. 5). Однако уже отложившиеся известковые осадки иногда сохраняются и постепенно перекрываются лютитами — красноватыми глинами, типичными осадками более глубоких частей океанических бассейнов.

Ближе к окраине континента характер осадков резко меняется от довольно однородных илов до беспорядочной смеси материалов разного типа — от илов до обломочных частиц, образовавшихся при размыве на континентах. Это турбидиты — отложения турбидных потоков, которые время от времени проносятся по континентальному склону и подводным каньонам, вынося неотсортированные осадки на дно абиссальных равнин континентального подножия.

Пассивное сочленение континентальной и океанической плит. Как показано на рис. 21.12, зона соединения континентальной и океанической плит имеет настолько сложное строение, что для его общего описания используют термин “переходная зона”. Здесь накапливается огромная масса грубого материала, сносимого с континента. Сам континент по периметру нарушен разломами. Но наиболее важные особенности этого сочленения таковы: 1) сейсмически оно совершенно неактивно; 2) нарушенная разломами, раздробленная, иногда смятая в складки зона сочленения вполне приспособлена для накопления органических осадков, которые впоследствии естественным путем превращаются в углеводороды; 3) как шельф, так и сам берег, как правило, имеют большую ширину, обширные прибрежные равнины и сложные, обладающие высокой продуктивностью системы эстуариев.

Активные окраины: океаническая плита поддвигается под континентальную. На рис. 21.13 показан обобщенный разрез зоны субдукции, в которой океаническая кора затягивается под континентальный блок.

Существует много разновидностей этой зоны, но некоторые наиболее важные особенности характерны для них всех.

Поддвигание и эпицентры землетрясений. Океаническая кора, будучи тоньше и плотнее, чем континентальная, либо заталкивается, либо затягивается вниз и поддвигается под континент. В районе, где океаническая кора испытывает изгиб, часто фиксируются неглубокие очаги землетрясений. Следовательно, сейсмическая активность, по крайней мере частично, — результат эпизодического образования срывов и сбросов в коре.

Во время поддвигани океаническая кора бывает уже довольно древней и вполне остывшей. По мере погружения она получает тепло от окружающего вещества, но в пластичную астеносферу входит, вероятно, все еще в сравнительно консолидированном состоянии. Трение между океанической и континентальной плитами в самой нижней части, на глубине, скажем, 100 км, — один из источников глубокофокусных землетрясений (см. также рис. 21.9).

Глубоководные желоба и аккреционные призмы. Как видно на рис. 21.13, при поддвигании океаническая кора изгибается и оставляет в морском дне “пустой клин” — так образуются глубоководные желоба, проходящие почти по всей периферии Тихого океана. В зависимости от многих условий такие желоба могут быть или не быть в значительной степени заполнены осадком. Фактически имеются два главных механизма, посредством которых осадки могут поступать в желоб. Первый и наиболее очевидный — это просто соскабливание осадка с верхних слоев океанической коры, пока она скользит и уходит своим путем под континент. Если относительное перемещение плит происходит эпизодически, как обычно и бывает, мы обнаруживаем, что эти осадки наращивают край континента в виде масс, имеющих форму клиньев, — в виде аккреционных призм.

Иногда нарастившие континент клинья надстраиваются вверх и выступают над поверхностью моря. Тогда впадина, образовавшаяся со стороны суши от этого хребта, может заполняться осадками, сносимыми с континента. В конце концов такие заполненные впадины могут превратиться в прибрежные равнины, прибрежные возвышенности или стать частью шельфа в зависимости от отношения скорости аккреции к скорости эрозии и от других факторов.

Глубинное плавление и андезитовые вулканы. Когда поддвигающаяся океаническая кора целиком проходит под основание континента и попадает в толщу астеносферы, она плавится, и расплавленная магма может снова подняться к поверхности. Это источник вулканической деятельности, которая вызывает формирование горных цепей на суше на значительном расстоянии от зоны столкновения плит, например Анд в Южной Америке и горных цепей Центральной Америки.

Важно то, что извергающиеся из этих вулканов лавы по минеральному составу резко отличаются от лав, извергающихся вдоль срединно-океанических хребтов. Вулканы на континентах являются андезитовыми, т. е. их лава значительно богаче кремнеземом (50—60%), чем базальты подводных гор и хребтов (до 50%). Андезитовый характер вулканического материала, извергающегося вблизи зон субдукции, давно известен и изучается по меньшей мере столетие. Открытие подводных гидротермальных источников вдоль срединно-океанических рифтов частично объясняет, почему океанические базальты имеют особый минеральный состав. Не только отдельные металлы выносятся из остывающей магмы в виде сульфидов, но и некоторые ионы удаляются из просачивающейся морской воды, в результате чего внутри блоков коры образуются карманы с повышенным содержанием сульфидов.

Среди них — сульфиды железа, серебра, золота, меди и свинца. По мере того как древняя океаническая кора испытывает субдукцию (рис. 21.13), часть чехла, образованного биогенными осадками, часто богатыми кремнеземом, также оказывается в зоне субдукции. Когда смесь древней коры и осадка расплавляется, образующаяся в результате этого новая магма будет содержать больше кремнезема, а следовательно, ее состав будет андезитовым. По мере того как эта магма извергается, формируя горные цепи, подобные Андам, концентрации сульфидов увеличиваются — образуются руды минералов, которые мы добываем, чтобы извлечь медь, золото и т. п.

Активные окраины — океаническая плита поддвигается под другую океаническую плиту. Более столетия назад геологи обратили внимание на то, что островные “дуги” столь многочисленны и похожи по форме, что их трудно считать результатом случайных процессов. “Первое” объяснение их образования было дано в 1968 г., когда Франк [7] указал, что геометрия тонкой жесткой оболочки на сфере налагает ограничения на то, как эта оболочка может искривляться. Если надавить на шарик от пинг-понга, то вмятина на нем будет иметь характерную дугообразную форму. На рис. 21.11 можно различить три наиболее крупные островные дуги: цепь Алеутских островов, Марианские острова и дугу Скоша в Южном океане.

Строение островных дуг представляет особый интерес не только потому, что они часто встречаются, но и потому, что они удалены от непосредственного влияния континентов. Более того, вулканический материал, формирующий острова в этих дугах, очень похож на материал, слагающий континенты, так что четкое представление об этих островных дугах может способствовать лучшему пониманию происхождения континентов. На рис. 21.14 приведен профиль через Алеутскую дугу, построенный по данным, которые были получены тремя разными способами.

1. Прежде всего геофизики использовали сейсмические волны для зондирования верхних нескольких километров земной коры. Они показали, что сами вулканы поддерживаются утолщенным слоем того же вещества, которое слагает океаническую кору; плотность его 2,9 т/м3. Другая информация, полученная в результате сейсмического зондирования, показала, что плотность океанической коры ниже поверхности Мохо равна 3,4 т/м3, т. е. чуть больше плотности астеносферы, равной 3,35 т/м3; это подтверждает идею о том, что океаническая кора, начав погружаться, должна продолжать “тонуть” в мантии благодаря своей большей плотности.

2. Затем исследователи нанесли на разрез гипоцентры землетрясений. Их расположение свидетельствует о том, что сейсмический рой возникает на глубине около 60 км между глубоководным желобом и вулканической островной дугой. Показаны также глубокие очаги — до 250 км ниже уровня моря.

3. Прямо за областью, где теснятся гипоцентры землетрясений, исследователи обнаружили вертикальную зону, в которой плотность вещества немного меньше плотности окружающего материала на этом же уровне; это свидетельствует о том, что легкая магма вытесняется вверх и питает вулканы.

4. С противоположной от желоба стороны вулканической дуги располагается другой океанический бассейн — Берингово морс. Его единственной отличительной особенностью является то, что он несет более мощный слой осадков.

Активные окраины — океаническая плита, скользящая вдоль границы другой океанической плиты. Окраины, где две океанические плиты скользят относительно друг друга, активны повсюду в океанических бассейнах, где только существуют разломы. Можем отослать читателя к рис. 21.7 как к примеру очень крупного, приблизительно на 1150 км, проскальзывания между участками коры севернее зоны разлома Мендосино и корой, расположенной непосредственно к югу от него.

Активные окраины — проскальзывание между окраинами двух континентальных плит. Классический пример проскальзывания между двумя континентальными плитами Северной Америки представляют движения по разлому Сан-Андреас в Калифорнии. Здесь два континентальных блока перемешаются в северо-западном направлении, но южный блок движется примерно на 6 см/год быстрее, что время от времени вызывает мелкофокусные землетрясения. Непосредственно к югу от разлома Сан-Андреас проходит особая рифтовая зона между Нижней Калифорнией и континентальной территорией Мексики; эти континентальные блоки, по-видимому, раздвигаются.