Взаимодействие континентальной и океанической коры

Источники пищи глубинных животных — бактерии, а также «дождь трупов» и органический детрит, поступающие сверху. Поэтому глубинные животные — детрияторы и хищники. Глубинные животные или слепые, или с очень развитыми глазами, часто телескопическими; многие рыбы и головоногие моллюски с фотофторами; у других форм светится поверхность тела или ее участки. Для информации используются гидроакустические способы. Окраска темная, у рыб — бархатночерная. Низкая температура и обилие углекислого газа затрудняют выпадение извести из раствора. Это ведет к уменьшению обызвествления скелета, иногда к желеобразности тканей.

Отсутствие скелета и уплощение тела препятствуют погружению глубинных животных в ил. Длинные конечности (ходули), иглы, стебли удерживают тело над дном. Постоянство условий среды обусловило высокую чувствительность глубинных животных к изменениям. Однако некоторые виды совершают вертикальные миграции большого масштаба. Например, каракатица Abraliopsi uratasenia у берегов Японии для размножения стаями поднимается на поверхность.

Скудные запасы пищи — причина малых размеров и разреженности поселений глубинных животных, развития хищничества и появления ловчих и защитных приспособлений. Гигантизм глубинных животных довольно редок. Например, полип Monocaulus достигает вместе с ножкой 3 метров длины, асцидии — до 1 метра высоты, кальмары и рыбы-удильщики с фотофорами и отростками-приманками, зубастые змеевидные Stomias boa, угреобразные с огромным ртом Saccopharynx и Eurypharynx, светящиеся анчоусы, бесцветный мягкотелый Paraliparis, слепой с длиннейшими лучами плавников Benthosaurus и т. д. Рыба Chiasmodon глотает жертву, в 2−3 раза превышающую длину собственного тела. Креветки Acanthephyra, каракатица Heterotheutis выпускают как дымовую завесу клубы светящийся жидкости.

Глубоководные желоба — одни из интереснейших геологических структур дна мирового океана, строение которых во многом еще не познано специалистами. Желоба всегда сочетаются с островными дугами, поэтому их рассматривают как единые системы. В их строении выделяют приокеанический и приостровной склоны. Первый — более пологий, от смежных глубоководных котловин отделен краевым валом высотой в пределах 500 м. Системы тектонических нарушений разбивают склоны и желоб на горстовидные поднятия и грабенообразные прогибы. Возникновение такой чешуйчатой структуры объясняется существованием сжимающих усилий в результате заталкивания океанической литосферы под приостровной склон желоба.

5. Механизм поддвижения океанической коры под континентальную Обычно выделяют две основные причины, способные вызвать перемещения плит относительно друг друга и по отношению к мантии. Первая из них — это соскальзывание океанических плит со склонов астеносферных линз, расположенных под срединно-океаническими хребтами. Вторая причина связана с погружением холодных и поэтому более тяжелых океанических плит в горячую мантию по зонам субдукции. При этом опускающийся в мантию край литосферы как бы тянет за собой и основную часть еще остающуюся «на плаву», т. е. на земной поверхности плиты (рис. 8).

Рис. 8. Затягивание океанической литосферы в мантию по зонам субдукции

Соскальзывающая с астеносферного поднятия литосферная плита приводит к сжатию ее периферийных участков. Давление сжатия, действующее на основание плиты, характеризующейся возрастом около 100 млн лет, достигает приблизительно 800 кг/см2, т. е. приближается к пределу долговременной прочности пород на скол — порядка 1 т/см2.

Если океаническая литосфера по зоне субдукции погрузилась в мантию на некоторую глубину h (рис. 8), то за счет бóльшей плотности ее холодных пород по сравнению с плотностью горячего вещества мантии возникает отрицательная Архимедова сила. При отсутствии трения эта затягивающая сила создает в приповерхностном сечении литосферы напряжение растяжения. Например, если погружающаяся плита опустилась до глубины 400 км, то напряжение растяжения в океанической литосфере перед глубоководным желобом в зависимости от значения угла погружения может достигать 2−3 кбар (т/см2). При этом надо учитывать, что погружение холодной океанической литосферы на уровень экзотермического фазового перехода в горячей мантии приводит к увеличению ее плотности над этой границей и тем самым к усилению эффекта затягивания плиты в мантию.

Аналогично этому экзотермические фазовые переходы в мантийном веществе будут только способствовать подъему более горячих восходящих потоков в мантии. Температура восходящего потока приблизительно на 30 °C выше средней температуры окружающей мантии.

Поскольку восходящие потоки в мантии формируются все-таки на поверхности земного ядра, т. е. на глубинах около 3000 км, их подъемная сила порядка 0,5−1,0 кбар намного превышает «запирающее» воздействие эндотермической границы на глубине 670 км. Поэтому глобальная конвекция остается единой для верхней и нижней мантии, хотя «запирающее» воздействие такой границы может несколько осложнять конвекцию и приводить к пульсирующему режиму ее функционирования.

В реальных условиях, как давление сжатия океанической литосферы в месте ее контакта с пассивной окраиной континента, так и напряжение растяжения литосферы перед зоной поддвига плит могут существенно отличаться от простых оценок.

Связано это с взаимодействием движущихся плит с другими плитами и с мантийным веществом. Поскольку в этой модели движения плит они перемещаются по отношению к неподвижной мантии, то обязательно должны возникать силы вязкого трения с мантийным веществом и противодействующие их перемещениям касательные напряжения торможения. Свой тормозящий вклад вносит также трение плит в зонах субдукции и активных частях трансформных разломов. В результате движение плит оказывается значительно заторможенным, а соответствующие силы затягивания плит в мантию − существенно ослабленными. Поскольку величина сил вязкого торможения возрастает с увеличением скорости перемещения плит, их движение происходит активных частях трансформных разломов. В результате движение плит оказывается значительно заторможенным, а соответствующие силы затягивания плит в мантию − существенно ослабленными. Поскольку величина сил вязкого торможения возрастает с увеличением скорости перемещения плит, их движение происходит приблизительно с постоянными скоростями — порядка нескольких сантиметров в год. В стационарном случае сумма движущих сил полностью уравновешивается суммой тормозящих сил.

В настоящее время ежегодно по зонам субдукции в мантию погружается приблизительно 7,6· 1017 г/год, или около 230 км3/год охлажденных пород океанических литосферных плит. Анализ теплопотерь Земли свидетельствует, что основные потери эндогенного тепла происходят и всегда происходили через океаническую кору в процессе формирования океанических плит.

Масса современной конвектирующей мантии (без континентальной коры) приблизительно равна 4· 1027 г. Следовательно, за время действия механизма тектоники литосферных плит, т. е. за последние 2,6 млрд лет, в мантию Земли погрузилось литосферных плит несколько больше, чем масса самой мантии. Отсюда видно, что за это же время все вещество мантии по крайней мере один раз успело полностью «прокрутиться» в конвективном цикле.

Из приведенных оценок видно, что рассмотренные механизмы «самодвижения» литосферных плит действительно могли бы создать крупномасштабную конвекцию с заметным массообменом в мантии. Однако по сути рассмотренная конвекция является типично тепловой с тем лишь отличием от классического случая, что в ней ведущую роль играет не подъем разогретого мантийного вещества в земных недрах, а, наоборот, погружение охлажденного на поверхности пограничного слоя мантии, т. е. океанических литосферных плит.

Для длительного функционирования описанной здесь конвекции, как и любой тепловой конвекции, к веществу мантии необходимо подводить энергию не меньшую, чем связанные с ней теплопотери. При этом интенсивность конвективного массообмена в мантии, а в нашем случае и средние скорости движения океанических плит (т.е. средняя интенсивность тектонической активности Земли), по-видимому, будет полностью контролироваться скоростью генерации в мантии энергии. Связано это с сильной экспоненциальной зависимостью вязкости мантийного вещества от температуры, а следовательно, и от подвода к нему тепловой энергии: при снижении скорости генерации тепла в мантии ее вязкость будет повышаться и соответственно возрастут силы вязкого трения, препятствующие движению плит по рассмотренным здесь механизмам. И наоборот, при поступлении дополнительной энергии вязкость мантии и силы трения уменьшаются, а скорость «самодвижения» плит возрастает.

Заключение

Океаническая и континентальная земные коры имеют различное строение:

Океаническая кора обладает 3-х слойным строением:

1-й слой представлен осадочными породами, в глубоководных котловинах не превышающей в мощности 1 км и до 15 км вблизи континентов. Породы представлены карбонатными, глинистыми и кремнистыми породами. Важно подчеркнуть, что нигде в океанах возраст осадков не превышает 170−180 млн. лет.

2-й слой сложен, в основном, базальтовыми пиллоу (подушечными) лавами, с тонкими прослоями осадочных пород.

3-й слой представлен кристаллическими магматическими породами, главным образом, основного состава — габбро и реже ультраосновного, располагающимся в нижней части слоя, глубже которого располагается поверхность М и верхняя мантия.

Континентальная земная кора также имеет 3-х членное строение, но структура ее иная:

1-й осадочно-вулканогенный слой обладает мощностью от 0 на щитах платформ до 25 км в глубоких впадинах. Возраст осадочного слоя колеблется от раннего протерозоя до четвертичного.

2-й слой образован различными метаморфическими породами: кристаллическими сланцами и гнейсами, а также гранитными интрузиями. Мощность слоя изменятся от 15 до 30 км в различных структурах.

3-й слой, образующий нижнюю кору, сложен сильно метаморфизованными породами, в составе которых преобладают основные породы. Поэтому он называется гранулито-базитовым. Нижняя кора обладает изменчивой мощностью в 10−30 км. Граница раздела между 2-ым и 3-м слоем континентальной коры нечеткая, в связи с чем иногда в консолидированной части коры (ниже осадочного слоя) выделяют 3, а не 2 слоя.

Тектоника плит — современная геологическая теория о движении литосферы. Она утверждает, что земная кора состоит из относительно целостных блоков — плит, которые находятся в постоянном движении друг относительно друга. При этом в зонах расширения (срединно-океанических хребтах и континентальных рифтах) в результате спрединга образуется новая океаническая кора, а старая поглощается в зонах субдукции. Теория объясняет землетрясения, вулканическую деятельность и горообразование, большая часть которых приурочена к границам плит.

Список литературы

Белоусов В. В. Геотектоника. М: Изд-во МГУ, 1976. 334 с.

Гаврилов В. П. Геотектоника: Учебник для вузов. — М.: ФГУП Изд-во «Нефть и газ» РГУ нефти и газа им. И. М. Губкина, 2005. — 368 с.

Короновский Н. В. Общая геология. М.: Изд-во МГУ, 2002. 448 с.

Короновский Н.В., Якушева А. Ф. Основы геологии. М.: Высшая школа, 1991. — 416 с.

Сорохтин О.Г., Ушаков С. А. Развитие Земли. М: Изд-во МГУ, 2002. 506 с.

Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов. — М.: Научный мир, 2001. — 606 с.

Хмелевской. Геофизические методы исследований земной коры. Книга 1. Методы прикладной и скважинной геофизики. Дубна, 1997. — 284 с.

Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов. — М.: Научный мир, 2001. — С. 14

Белоусов В. В. Геотектоника. М: Изд-во МГУ, 1976. — С. 34

Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов. — М.: Научный мир, 2001. — С. 16

Хмелевской. Геофизические методы исследований земной коры. Книга 1. Методы прикладной и скважинной геофизики. Дубна, 1997. — С. 147

Короновский Н.В., Якушева А. Ф. Основы геологии. М.: Высшая школа, 1991. — С. 24

Короновский Н. В. Общая геология. М.: Изд-во МГУ, 2002. — С. 58

Короновский Н. В. Общая геология. М.: Изд-во МГУ, 2002. — С. 63

Сорохтин О.Г., Ушаков С. А. Развитие Земли. М: Изд-во МГУ, 2002. — С. 80

Белоусов В. В. Геотектоника. М: Изд-во МГУ, 1976. — С. 178

Сорохтин О.Г., Ушаков С. А. Развитие Земли. М: Изд-во МГУ, 2002. — С. 87

Гаврилов В. П. Геотектоника: Учебник для вузов. — М.: ФГУП Изд-во «Нефть и газ» РГУ нефти и газа им. И. М. Губкина, 2005. — С. 234

Сорохтин О.Г., Ушаков С. А. Развитие Земли. М: Изд-во МГУ, 2002. — С. 149

Гаврилов В. П. Геотектоника: Учебник для вузов. — М.: ФГУП Изд-во «Нефть и газ» РГУ нефти и газа им. И. М. Губкина, 2005. — С. 246

Земная кора Внутреннее ядро Верхняя мантия Внешнее ядро Нижняя мантия