Океаническая кора имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубине около 6-6,5 км, тогда как на гребнях СОХ, иногда расчлененных глубокими ущельями (рифтовыми долинами), его уровень приподнят примерно до отметок -2,5 км, а в некоторых местах океанское дно выходит непосредственно на дневную поверхность Земли (например, на о-ве Исландия и в провинции Афар в Северной Эфиопии). Перед островными дугами, окружающими западную периферию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед дугой малых Антильских и Южно-Сандвичевых островов в Атлантике, а также перед активной окраиной континента в Центральной и Южной Америке океаническая кора прогибается и погружается до глубины 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяженные глубоководные желоба.[ ...]
Океаническая кора формируется в рифтов ых зонах СОХ за счет происходящего под ними выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и излияния толеитовых базальтов на океанское дно (см. рис. 1.2). Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, кристаллизуется и изливается на океанское дно не менее 12 км3 базальтовых расплавов, которые формируют весь второй и часть третьего слоя океанической коры. Эти грандиозные тектоно-магматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями СОХ, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью.[ ...]
Океаническая кора сравнительно проста по своему составу и, по существу, представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. За последние десятилетия благодаря проведению сейсмических работ в Мировом океане и развитию новых сейсмических методов получены обобщающие модели строения океанической коры и выявлены основные характеристики, составляющих ее слоев. В океанической коре выделяются три основных слоя.[ ...]
Океаническая кора значительно тоньше материковой и состоит из двух слоев. Ее минимальная мощность не превышает 5 - 7 км. Верхний слой земной коры здесь представлен рыхлыми глубоководными осадками. Мощность его обычно определяется в несколько сотен метров, а ниже располагается базальтовый слой мощностью в несколько километров.[ ...]
Слои океанической коры условно делятся на первично-магнитные и первично-немагнитные. К первой группе относят слой 2А (экструзивные базальты), слой 2Б (дайковый комплекс) и слой ЗА (интрузивное изотропное габбро). Ко второй группе относят слой ЗБ (кумулятивное габбро и расслоенный комплекс) . Такое деление пород происходит в процессе дифференциации магмы и кристаллизации остаточного расплава. Степень дифференциации остаточного расплава определяет количество и состояние титаномагнетита - основного ферромагнитного минерала в экструзивных породах. Первичные титаномагнетиты образуются в осевой части рифтовой зоны СОХ при кристаллизации базальтовых расплавов и приобретают намагниченность при охлаждении этих базальтов до температуры Кюри.[ ...]
Слой 2Б океанической коры представляет собой комплекс даек, близких по составу перекрывающему их базальтовому слою 2А. Породы слоя 2Б менее доступны для изучения, чем базальты слоя 2А, гак как вскрываются в основном в офиолитовых комплексах, в трансформных разломах и в редких скважинах глубоководного бурения (например, скв.504Б на южном фланге хребта Коста-Рика). Вследствие малой доступности пород слоя 2Б изученность их петромагнитных свойств хуже, чем для базальтов слоя 2А. Разброс значений естественной остаточной намагниченности и фактора Кенигсберга для этих пород очень велик. Хотя наиболее реальные их средние значения варьируют, соответственно, от 1,5 до 2 А/м и около 5 А/м .[ ...]
Земная кора неодинакова по составу, строению и мощности. Различают континентальную, океаническую и промежуточную коры. Континентальная (материковая) кора покрывает третью часть земного шара, она присуща континентам, включая их подводные окраины, имеет толщину 35-70 км и состоит из 3 слоев: осадочного, гранитного и базальтового. Океаническая кора располагается под океанами, имеет толщину 5- 15 км и состоит из 3 слоев: осадочного, базальтового и габбро-серпентинитового. Промежуточная (переходная) кора имеет черты как континентальной, так и океанической коры.[ ...]
Океанская кора резко отличается от континентальной однородностью своего состава. Под тонким слоем осадков она представлена толеитовыми базальтами практически неизменного химического состава (см. табл. 1.2) в любой точке Мирового океана. Можно говорить о постоянстве состава океанической коры так же, как мы говорим о постоянстве состава морской воды или атмосферы. Это - одна из глобальных констант, свидетельствующая вместе с постоянной мощностью океанической коры об едином механизме ее формирования. В коре отмечаются повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов -урана (232 3), тория (МТЬ) и калия (К). Наибольшая концентрация радиоактивных элементов характерна для «гранитного» слоя континентальной коры. Содержание радиоактивных элементов в океанской коре ничтожно мало.[ ...]
Второй слой океанической коры - базальтовый, в верхней своей части сложен подушечными лавами толеитовых базальтов океанского типа (слой 2А). Ниже располагаются долеритовые дайки того же состава (слой 2Б) (рис. 1.2). Общая мощность базальтового слоя океанической коры, по сейсмическим данным, достигает 1,4-1,5, иногда 2 км.[ ...]
Растрескивание коры, вероятно, является причиной пониженных значений сейсмических волн в слое 2А океанической коры. Этот слой при толщине около 500 м характеризуется значением объемной скорости сейсмических волн всего лишь 2,5-3,8 км/с , что заметно меньше, чем скорость, характерная для отдельных образцов (5,6-6,0 км/с). Впоследствии трещины заполняются осадками, запечатываются в процессе низкотемпературной диагенетической цементации. Высокотемпературные металлоносные растворы также стремятся заполнить трещины гидротермальными минералами. По мере того как продолжаются эти процессы сейсмическая скорость слоя 2А будет увеличиваться (до 5,5 км/сек), и зону трещиноватости трудно выделить по скоростям сейсмических волн.[ ...]
Континентальная кора как по строению, так и по составу резко отличается от океанической: ее мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например, под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. Мощность континентальной коры под древними платформами в среднем равна 40 км , а ее масса составляет около 0,4 % массы Земли.[ ...]
Л. различна на материках и под океанами. Материковая кора состоит из прерывистой слоистой оболочки и расположенных под ней гранитного и еще ниже базальтового слоев. Общая толщина литосферы составляет 35-45 км (в горных областях до 50-70 км). Океаническая кора имеет толщину 5-10 км и состоит из тонкого (в среднем менее 1 км) слоя осадков, под которым находятся основные породы (базальт, габбро).[ ...]
Поверхность земной коры формируется благодаря трем разнонаправленным воздействиям: 1) эндогенным, включающим тектонические и магматические процессы, создающие неровности рельефа; 2) экзогенным, вызывающим денудацию (выравнивание) этого рельефа за счет разрушения и выветривания слагающих его горных пород и 3) осадко-накоплению, скрывающему неровности рельефа фундамента и формирующего самый верхний слой земной коры. Выделяют два основных типа земной коры: «базальтовая» океаническая и «гранитная» континентальная.[ ...]
Процессы генерации океанической коры и формирования термического режима литосферы, включающие и образование подосевого очага магмы, тесно связаны с выделением расплава под осевыми зонами спрединга вследствие адиабатической декомпрессии при апвеллинге мантийного материала, а также с механизмами миграции расплава от зон его сегрегации в мантии до осевой зоны генерации коры. Анализу этих механизмов посвящено много моделей .[ ...]
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.[ ...]
После преобразований океанической коры вновь начался рост массы океана, но примерно 1 млрд лет назад она приблизилась к современной, и темпы роста ее сильно замедлились. Процесс изменения массы гидросферы за счет дегазации тесно связан с эволюцией недр Земли и определяется скоростью роста плотного ядра планеты за счет сепарации в нем соединений железа.[ ...]
В процессе переплавки океанической коры после ее погружения в недра Земли вода играет важную роль, так как водонасыщенные силикатные слои плавятся при температурах около 700 °С, тогда как сухие при более 1000 °С.[ ...]
При формировании новой океанической коры в медленно раздвигающихся хребтах рассматривают два типа моделей: в первой (дайковой) модели океаническая кора формируется посредством внедрения большого количества даек, случайно распределенных в пределах осевой неовулканической зоны. Во второй модели предполагается, что вулканические лавовые потоки простираются с обеих сторон от даек, накладываясь друг на друга . В действительности существует комбинация обеих этих эффектов, о чем свидетельствуют наблюдения на 37 с.ш. САХ в области ФАМОУС . При бурении трех скважин ОББР в Атлантике (332В, 395А, 418А), проникших более чем на 500 м в базальтовую кору, было обнаружено аномальное наклонение и многочисленные инверсии в пределах одной скважины. В большинстве случаев разрез в 500 м целиком не соответствовал известному распределению магнитных инверсий . Эти результаты явно противоречили первоначальному допущению, сделанному из наблюдений аномалий на ВТП о том, что магнитные источники располагаются в слое толщиной около 1 км, а также противоречили наблюдаемой форме и резкой границе между положительными и отрицательными аномалиям, изученными с ПОА “Элвин” на ВТП.[ ...]
В осевой части срединно-океанических хребтов глубина очага землетрясений редко превосходит 5 км. При этом по характеру механизма в очаге достаточно четко выделяются два типа землетрясений. Очаги первого типа сосредоточены в пределах узких зон сейсмической активности, протягивающихся вдоль гребня срединно-океанического хребта. В этих зонах возникают роли мелкофокусных землетрясений, глубина очагов которых, как правило, не превышает первых километров от дна. В очагах преобладают механизмы субгоризонтального растяжения в направлении, перпендикулярном простиранию оси спрединга срединно-океанического хребта. Спрединг - процесс разрастания новообразованной океанической коры в обе стороны от оси разрастания.[ ...]
Кроме континентальной и океанической коры существуют разнообразные промежуточные типы коры. Для таких типов, когда «гранитный» слой в коре сейсмически выражен слабо, используют термины субконтинентальный или субокеани-ческий.[ ...]
Вдоль осевых зон срединно-океанических хребтов в океанах прослеживаются многочисленные вулканические постройки, которые, наряду с щелевыми экструзивными аппаратами, участвуют в процессе формирования новой океанической коры нашей планеты. Процесс формирования сопровождается землетрясениями, высоким тепловым потоком, существенной гидротермальной деятельностью, рудообразованием и т.д. Эта сейсмовулка-ническая зона длиною около 70 тыс. км прослеживается во всех океанах Земли.[ ...]
Геодинамика современного океанического риф-тогенеза - новое направление, позволяющее на основе комплекса геолого-геофизических данных представить модели глубинного строения рифтовых зон и развития этих зон на поверхности Земли, где происходит зарождение океанической коры и литосферы. Изучению глубинных процессов, определяющих строение рифтовых зон океана, закономерности их современного морфоструктурного плана и аномальных геофизических полей, а также особенностям распределения глубоководных сульфидных руд и посвящена эта книга. Различная степень изученности и сложность глубинного строения современных рифтовых зон послужили причиной того, что разные аспекты их строения и эволюции в настоящее время освещены с различной степенью достоверности. Поэтому там, где процессы достаточно сложны, а фактических данных не очень много, использовались различные геодина-мические модели. При этом внимание акцентировалось на тех моделях, которые, по нашему мнению, наиболее адекватны реальной ситуации.[ ...]
В настоящее время под земной корой понимают верхний слой твердого тела планеты, расположенный выше сейсмической границы. Эта граница находится на разных глубинах, где отмечается резкий скачок скорости сейсмических волн, возникающих при землетрясении. Выделяют два типа земной коры - континентальный и океанический. Континентальный отличается более глубоким залеганием сейсмической границы. В настоящее время чаще используется термин литосфера, предложенный еще Э. Зюс-сом, под которым понимают более обширную, чем земная кора, область.[ ...]
Всего же за время перемещения океанической коры через зону ее активной гидротермальной промывки (около 50 млн. лет) перетекает приблизительно 6-1025 г воды, что в 40-45 раз больше объемов воды в самом океане. Следовательно, полный оборот океанических вод через гидротермальные источники на склонах СОХ происходит всего за 1-1,2 млн лет .[ ...]
Твердая оболочка Земли - земная кора, сложенная осадочными и кристаллическими породами, образует сплошную оболочку, 2/3 которой перекрыто водами океанов и морей. Наибольшая мощность земной коры 40-100 км, под океанами толща ее резко сокращается. По физическим свойствам земная кора делится на два типа: материковый и океанический. Земная кора материкового типа - равнинных и горных районов - богата кремнием и алюминием, характерными для пород группы гранита. Мощность гранитного слоя (сиаля) увеличивается в горах. Океанический тип земной коры представлен породами типа базальта с преобладанием кремния и магния. Здесь гранитный слой отсутствует, а мощность базальтового слоя (сима) доходит до 15 км.[ ...]
Весьма важным обстоятельством, отличающим земную кору от других геосфер, является повышенное содержание в ней долгоживущих радиоактивных изотопов урана 232и, теория 238ТЬ, калия 40К, причем их наибольшая концентрация выявлена в «гранитном» слое континентальной коры. В океанической коре радиоактивные элементы представлены «следами».[ ...]
Различают два наиболее распространенных типа земной коры: континентальный и океанический. Континентальный тип состоит из трех главных слоев - осадочного, гранитного и.базальтового, а океанический - из осадочного и базальтового. Однако такую классификацию типов земной коры некоторые ученые оспаривают. Они считают (Афанасьев и др.), что кора едина, как правило, состоит из трех слоев и различается только по мощности.[ ...]
Если принять, что т - 120 млн лет, то средний тепловой поток через океаническую кору оказывается равным 40Кц= 2,41-10 6 кал/см -с.[ ...]
На основе различия в составе и мощности выделяют три типа земной коры: 1) материковая; 2) океаническая; 3) кора переходных областей.[ ...]
Рифтовые зоны на материках - это области деградации континентальной коры, ее перерождения в кору океаническую (рис. 15). Рифтогенез в настоящее время геологи стали рассматривать в качестве одного из важнейших процессов развития земной коры, сравнимого по своему значению с геосинклинальным процессом.[ ...]
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 (см. рис. 2.1). Вне зоны активного сбросообразования, океаническую литосферу можно рассматривать как относительно жесткое тело. Граница зоны активных сбросов тем самым отмечает положение края границы плит или начала области квазижесткого поведения плит.[ ...]
Можно ожидать, что в центре спрединговых сегментов, над зоной максимального образования расплава, океаническая кора будет отражать присутствие неустановившихся магматических камер и будет демонстрировать четкую структуру слоев коры. Около окончаний сегментов, где образование расплава наименьшее, океаническая кора может быть высоко гетерогенной, отражающей прошлое присутствие недолговечных магматических тел, или может состоять только из тонкого базальтового слоя, перекрывающего мантийные перидотиты. В последнем случае отсутствие слоя габбро будет отражать отсутствие магматического очага и подразумевать латеральное перемещение базальтового расплава от середины сегмента к его границам .[ ...]
Значения скоростей продольных волн внутри большей части ЗПС понижены, по сравнению с нормальными скоростями для слоя 3 океанической коры на 1 км/с. Самые низкие значения скоростей (7 5км/с) приурочены к узкой ([ ...]
Понимание закономерностей и особенностей морфологии, магматизма и распределения дизъюнктивных нарушений литосферы и коры разного возраста в окрестности СОХ являются одной из фундаментальных задач современной морской геотектоники. Актуальность этой задачи усиливается еще и тем обстоятельством, что с разломо- и тре-щинообразованием в рифтовых зонах СОХ самым непосредственным образом связана гидротермальная деятельность, а следовательно, и распределение глубоководных полиметаллических сульфидов. Очевидно, процессы аккреции океанической коры, а также разломо- и трещинообразования в рифтовых зонах зависят от геодинамических процессов, управляющих формированием и эволюцией большого разнообразия морфотектонических структур разных масштабных уровней. Поэтому и проблему структурообразо-вания, видимо, следует рассматривать в контексте существующих уровней геодинами-ческой сегментации СОХ.[ ...]
Самые крупные и сложные геокомплексы Земли - это континенты и океаны. Они формируются на самых крупных формах рельефа - континентальных выступах и океанических впадинах Земли с различными типами земной коры. Земная кора континентов в отличие от океанической имеет значительно большую мощность и гранитный слой. Граница между континентами и океанами как геокомплексами проходит по береговой линии. К океанам как аквальным геокомплексам относится затопленная часть континентов-шельф, материковый склон и дно, сложенное базальтовым слоем.[ ...]
Очаги второго типа простираются также в виде достаточно узких зон, как правило, перпендикулярных к генеральному простиранию оси спрединга срединно-океанического хребта. В таких очагах преобладают преимущественно субгоризонталь-ные сдвиги в направлении, ортогональном простиранию хребта. Сейсмофокальные зоны со сдвиговыми механизмами в очагах землетрясений свидетельствуют о субгоризонтальном смещении краев плит. В абсолютном большинстве случаев каждая такая сейсмическая зона расположена между двумя отрезками оси спрединга. Эта зона фиксирует собой живущий трансформный разлом, который представляет собою линейную тектоническую структуру, при переходе через которую разрастание новой океанической коры меняет свое направление (трансформируется) на противоположное. Глубина очагов вдоль трансформных разломов срединно-океанических хребтов обычно невелика: в абсолютном большинстве случаев она не превышает десятков километров. Простирающиеся в осевой области срединно-океанических хребтов сейсмоактивные зоны маркируют собой смещение краев плит в рифтовых трещинах и по трансформным разломам.[ ...]
С точки зрения тектоники это является свидетельством некоторой обособленности аккреционных процессов, формирующих преимущественно нижнюю часть разреза океанической коры (габбро-вый слой) от эруптивных излияний базальтовых магм, приводящих к образованию слоя 2А . В дополнение к изменению толщины из-за сокращения снабжения расплавом на удалении от локализованной зоны мантийного апвеллинга структура океанической коры под нетрансформными нарушениями может существенно отличаться от структуры коры под срединными частями сегментов.[ ...]
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.[ ...]
В последние годы появились работы, способствующие достижению третьей целевой задачи изучения магнитного поля океана - выявлению природы намагниченности слоев океанической коры . 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).[ ...]
Работа представляет интерес для геологов, петрографов, тектонистов и геофизиков, интересующихся вопросам геологии и петрологии метаморфических пород, проблемами соотношения материковых и океанических структур и эволюции земной коры на континентальных окраинах.[ ...]
Такой же синусоидальный характер имеют и вдольосевые профили изменения аномалий в свободном воздухе, мантийных аномалий Буге, изменения интенсивности осевой магнитной аномалии и изменения мощности океанической коры . Изменение мантийных аномалий Буге (МАБ) свидетельствует о наличии плотностных неоднородностей в верхней мантии. Пониженные отрицательные значения МАБ фиксируются над более разуплотненной, т.е. над более горячей мантией (изометричные аномалии “бычий глаз”). Из-за того, что граница литосферы определяется положением изотермы плавления, литосфера будет тоньше там, где изотерма плавления будет подходить ближе к поверхности, т.е. в более горячих областях мантии. Поэтому пониженные значения МАБ соответствуют более тонкому слою литосферы. Они, как правило, приурочены к центрам сегментов (см. рис. 3.36), что говорит об уменьшении мощности литосферы по направлению к центрам сегментов, т.е. середина каждого сегмента обычно является более горячей областью по сравнению с его краями.[ ...]
На некотором удалении от гребней СОХ по сейсмическим данным прослеживается и нижняя часть этого слоя (слой ЗБ), вероятнее всего, сложенная серпентинитами, отвечающими гидратированным перидотитам (см. рис. 1.2). Судя по сейсмическим данным, мощность габбро-серпен-тинитового третьего слоя океанической коры достигает 4,7-5 км. ,Общая мощность океанической коры, без осадочного слоя, достигает 5-8 км и не зависит от возраста. Под гребнями СОХ мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 км и даже до 1,5-2 км (непосредственно под рифтовыми долинами).[ ...]
Советские исследователи открыли в Арктическом бассейне подводные хребты, названные в честь Ломоносова, Менделеева и крупного отечественного океанолога Гаккеля. Ряд советских ученых, в том числе известный океанолог В. В. Дибнер, отмечали тесную связь строения океанического дна и прилегающих областей материка, в частности Арктического бассейна и северо-восточной части Азиатского материка. Так, современные горы в геосинклянальных зонах (например, Уральские) - это «выродившиеся» более древние горные образования. Результатом процесса преобразования и «вырождения» ранее существовавших хребтов являются и ложбины суши типа той, которую заполняет ныне Аральское море, а на океаническом дне - впадины-желоба, напримео, Новоземельский или желоб св. Анны в Северном Ледовитом океане. Предполагают, что на последующем этапе преобразования земной коры возникнут новые горные хребты. Но уже не складчатые, как прежние, «выродившиеся», а вулканические (примером их может служить подводный хребет Гаккеля).[ ...]
Результаты экспериментов свидетельствуют о том, что при увеличении толщины хрупкого слоя картина сегментации и типы образующихся структур принципиально не меняются, за исключением мелкомасштабных сегментов. В процессе развития рифтовой зоны при механическом разрушении хрупкого слоя океанической коры во время ее растяжения закладываются генеральные черты геометрии трещин и формируются основные морфоструктурные неоднородности, создающие естественную разномасштабную сегментацию рифтовой зоны.[ ...]
Крупные перекрытия могут мигрировать вдоль оси рифта, что сопровождается продвижением одной ветви оси и отступанием другой . Их движение фиксируется в У-образных следах, расположенных под углом к оси рифта, которые тянутся от современного положения перекрытий в более древние участки коры (см. рис. 3.3, а). Следы представляют собой зоны с возмущенным магнитным полем, вдоль которых смещены линейные магнитные аномалии. Эти следы характеризуются аномальным строением коры и рельефа, которое выражается в отклонении на 10-30° простирания линейных поднятий и впадин по сравнению с “нормальными” участками океанического дна . Такие следы представляют собой отмершие в результате эволюции ПЦС концевые отрезки перекрывающихся вулканических хребтов и отсеченные части центрального бассейна. В областях мелких перекрытий не наблюдается каких-либо отклонений в разрывных нарушениях и рельефе, указывающих на наличие У-образных следов.[ ...]
Для объяснения природы знакопеременного и симметричного аномального магнитного поля океанского дна Ф.Вайн и Д.Мэтьюз предположили, что магнитные аномалии океана есть не что иное, как запись инверсий магнитного поля Земли в геологическом прошлом на гигантской природной «магнитофонной» ленте - океанической коре, которая, застывая в рифтовой трещине, рвется в ней примерно по середине и каждая половина раздвигается в стороны от места своего рождения (рис. 1.4). Зная порядок чередования и время каждой инверсии главного магнитного поля Земли, можно составить единую шкалу геомагнитных инверсий, скоррелированную с геохронологической шкалой, и по рисунку аномалий определить возраст дна океана (рис. 1.5). Геоисторическая интерпретация аномального магнитного поля океана, подтвержденная данными глубоководного бурения, убедительно показала геологическую молодость океанического дна. В рифтовых трещинах располагаются самые молодые породьи имеющие современный возраст, а на флангах СОХ и в районах абиссальных котловин возраст пород достигает 80-100 млн лет. Самый древний возраст океанической коры не превышает 160-170 млн лет, что составляет всего 1 /30 от возраста нашей планеты.[ ...]
Интенсивные аномалии силы тяжести в свободном воздухе (+190 мГал над хребтом и -90 мГал -над желобом), а также характерная форма гравитационной кривой свидетельствуют об явном нарушении изостазии, вызванном динамическим сжатием краев соседних литосферных плит. В модели, представленной на рис. 3.19,6, при выборе плотностных параметров использованы сейсмические данные, полученные при исследовании этого района . Здесь, как и в случае разлома Барракуда, мы полагали, что при сжатии происходят “задирание” слоев надвигаемого блока и частичное погружение под-двигаемого блока. Значительная роль в погружении последнего блока отводится нагрузке осадков, прогибающей слои океанической коры южнее хребта Г орриндж.
Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.
Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:
- 1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);
- 2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);
- 3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).
Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора. Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:
- 1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);
- 2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;
- 3) верхний слой - осадочный. Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой. Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).
На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.
Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.
Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.
Кроме двух основных типов - океанского и материкового - есть также участки смешанного (переходного) типа.
На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой. Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.
Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора». В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.
Понятие об изостазии . Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры - материки, горные страны, равнины - уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc - ровный, stasis - положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.
Изостазия - в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие. Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 60 0 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними. Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным - более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности - около 30 км.
Термические свойства земной коры . Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0-1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта. Он называется изотермическим слоем. Ниже изотермического слоя вглубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.
Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом. Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 1 0 С называется геотермической ступенью. Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м. В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.
Океаническая кора
1. Осадочный слой: от 0,5 км (срединная часть океана) до 15 км (материковый склон);
2. 1,5-2,0 км - подушечные лавы базальтов, подстилаемые долеритовыми дайками;
3. Мощность до 5 км - габбро, серпентиниты (основной состав). Плотность средняя 2,9 г/см3. Состав океанической коры - const. Образуется за счет выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя на дно океана в зонах срединно-океанического хребта.
Континентальная кора - отличается по мощности, от 20 км (островные дуги) - до 70 км (складчатые пояса). Состоит из трех слоев: 1) осадочный (от 0-15 км); 2) гранитный - (породы гранитного состава); 3) базальтовый слой. Наличие повышенного содержания радиоактивных элементов.
Химический состав Земной коры - Al-Si (легкоплавкие соединения). Из химических элементов - О - 46,6 %, Si - 27 %, Al - 8,7 %, Fe, Ca, Na, K, Mg, другие 90 элементов - 1,2 %.
Рис. 1 Литосфера и астеносфера, два типа земной коры.
Астеносфера - пластичная оболочка мантии, зона, где отсутствует жесткость (механические свойства отличаются от литосферы), преобладают высокие температуры и появляются первые проценты расплава, в геологическом времени обладает свойствами очень вязкой жидкости (рис.1).
Литосфера - жесткая внешняя оболочка земли, которая включает в себя земную кору и литосферную часть мантии (обладающими одинаковыми физическими свойствами), подстилается астеносферой.
Литосфера состоит из нескольких лиосферных плит (рис. 2), которые движутся друг относительно друга по астеносфере за счет конвективных течений в мантии. Это перемещение называется тектоникой плит. Тектоника плит отвечает за непрерывное изменение земной коры - породы непрерывно разрушаются и формируются в результате тектонической активности.
Рис. 2 Литосферные плиты
Тектоника плит
В 1915 г Альфред Вегенер (немецкий метеоролог) опубликовал теорию дрейфа континентов. Высказал гипотезу, что все ныне существующие материки были единым континентом Пангеей, состоящей их 2 частей: Лавразии (Европа, Азия без Индии, С.Америка) и Гондваны (Ю.Америка, Африка, Индостан, Австралия, Антарктида), разделенных океаном. 1) Очертания берегов Африки и Ю.Америки совпадают как мозаика. 2) Палеонтологические находки (окаменевшие остатки рептилии Т, растений и семян). 3) Оледенение, которое испытали 300 млн. лет назад Гондвана. Не было объяснения, почему движутся.
В 1928 г Артур Холмс и др. предположили наличие конвективных течений.
После войны открыт СОХ (составлена карта океанического дна) - точная линия совмещения континентов. Бурение океанического дна дало возможность изучить образцы базальтов океанической коры и определить возраст осадков. 140 млн. лет назад - литосферные плиты стали удаляться, образовавшиеся базальтовые расплавы в мантии изливались, образуя новую океаническую кору. Возраст пород увеличивается по мере удаления от СОХ.
В 60-е годы - открытие аномалий магнитного поля, от линии СОХ идет в обе стороны чередование положительных и отрицательных аномалий магнитного поля. СОХ - срединно-океанический хребет, цепи подводных гор высотой - 4000 м.
Наличие огненного кольца вулканов окружающее Тихий океан и эпицентры землетрясений - сосредоточены на границах литосферных плит.
Существует 3 типа границ между плитами:
Плиты удаляются друг от друга (обстановка спрединга);
Плиты движутся навстречу друг другу (обстановка коллизии);
Плиты перемещаются друг относительно друга в горизонтальной плоскости.
Рис. 3 Активные континентальные окраины (конвергентные плиты)
Плиты Наска и Ю.Америка - конвергентные (сближающиеся плиты) К - О. Океаническая погружается в мантию в зоне субдукции, т.к. плотность океанической коры больше чем континентальной, со >ск (рис. 3).
Рис. 4 Коллизия континентов
При коллизии плотности двух континентальных плит равны, поэтому погружения нет. Индия надвигается на Евразию - Тибет, Гималаи поднимаются до сих пор 1 см в год (рис. 4).
Рис. 5 Дивергентные плиты
Дивергентные - удаляющиеся плиты - СОХ, С.Американская и Евразийская, размер Исландии увеличивается 2см в год (рис.5).
Трансформные разломы - крупные сдвиги, которые пересекают всю литосферу. Разлом Сан - Андреас в Калифорнии является границей между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами. Тихоокеанская движется к северо-западу относительно С.Американской со скоростью 5-6 см/год.
Вулканизм горячих точек - Гавайи. Остров Кауай за 5 млн. лет переместился на 600 км, т.е. Тихоокеанская плита перемещается относительно горячей точки со скоростью 11-12 см/год.
Горообразование (орогенез) - Анды, Северо-Американские Кордильеры, Каледониды, Альпы, Урал, Гималаи - складчатые пояса (формируются по границам литосферных плит). Также существуют континентальные щиты и стабильные платформы. Вулканические пояса (Анды) образуются над зонами субдукции. Самые высокие горные пояса возникают при столкновении континентальных плит (Гималаи). Сразу после формирования складчатые пояса начинают разрушаться: 1) эрозия, 2) орогенный коллапс (разрушение за счет гравитационных сил).
Методы изучения
Для изучения глубинных слоев земли применяют геофизические методы.
Изучение внутренних оболочек Земли основано на разнице скоростей сейсмических волн при прохождении разных по плотности сред.
На границе различных по плотности слоев происходит преломление и частичное отражение волны (пример с лампой и стеклом). Используют сейсмические волны, порождаемые землетрясениями или искусственными взрывами.
Верхняя часть земной коры - сверхглубокие скважины (12,6 км на Кольском п-ове), самая глубокая шахта - Южная Африка - 3,6 км.
Тепловой режим Земли.
Земная кора имеет 2 источника тепла - Солнце и распад радиоактивных веществ на границе с мантией.
В земной коре выделяют 3 температурные зоны.
1 - зона переменных температур до гл. 30 м, определяется климатом местности;
В зимний период образуется подзона промерзания, которая зависит от климата и типа горной породы и определяется по карте в СНиП, по формулам, по многолетним наблюдениям.
2 - зона постоянных температур до глубины (15-40 м) - среднегодовая Тє местности.
3 - зона нарастания температур - возрастает с глубиной в зависимости от геотермического градиента.
Геотермический градиент - величина возрастания t на каждые 100 м глубины, а глубина, при которой tє повышается на 1є С называется геотермическая ступень. Теоретически средняя величина этой ступени составляет 33 м.
Куда девается океаническая кора
Процесс исчезновения океана заключается не просто в осушении и воздымании океанского дна. Прежде всего уменьшается пространство, занимаемое океаном. На него давят сходящиеся континентальные глыбы, позади которых происходит зарождение и раскрытие молодых океанических впадин. Под нажимом соседних литосферных плит площадь старого океана начинает сокращаться, как шагреневая кожа. Куда же девается при этом древняя океаническая кора?
Исследование районов, некогда входивших в состав мезозойского Тетиса или составлявших его окраины, позволяет говорить о трех возможных вариантах трансформации коры океана. Наиболее универсальный и в то же время загадочный – это погружение в мантию вдоль зоны Беньофа, в процессе которого кора расплавляется и теряет свою индивидуальность. Этот компенсационный механизм в настоящее время работает в пределах активных континентальных окраин и островных вулканических дуг.
В современную эпоху уничтожается в основном кора самого древнего, Тихого океана, хотя в районах дуги моря Скоша, Малой Антильской дуги, а также Зондской и Никобарской дуг уничтожаются блоки коры Атлантического и Индийского океанов. Таким образом, речь идет о перманентном процессе, а не о механизме, который включался бы только на этапе замыкания и исчезновения океана.
Свидетельством поглощения океанической коры в зоне субдукции, происходившего многие миллионы лет назад, являются цепочки гранитоидных плутонов. Они образуются на месте вулканов, некогда поднимавшихся над зоной Беньофа. Так, на тихоокеанской окраине Южной Америки в составе Береговой Кордильеры находятся огромные по протяженности гранитные батолиты, самый крупный из них – Андийский. Установив положение и возраст подобных батолитов, отмечающих древнюю окраину океана, мы можем с уверенностью говорить о существовании здесь зоны Беньофа, в которой происходило поглощение океанической коры.
Другим свидетельством этого может служить обилие вулканических продуктов в осадочных толщах, сформировавшихся в период активной деятельности вулканов, в системе краевой дуги – островной или на континентальном субстрате. Однако все это лишь косвенные следы существования древнего океанского дна. Прямым доказательством могут считаться лишь реликты самой океанической коры – породы офиолитовой ассоциации, т. е. толеитовые базальты, гипербазиты, дайковый комплекс, отложения глубоководного генезиса.
Известно, что многие современные активные окраины осложнены асейсмичными хребтами, в составе которых находятся породы, содранные с погружающейся в зону Беньофа океанской плиты. Этот аккреционный комплекс нередко сохраняется при закрытии древнего океана, хотя в процессе воздымания и эрозии значительная часть этих образований может быть размыта. Правда, геологи еще не всегда способны идентифицировать породы аккреционного комплекса в разрезах древних пород. А ведь в аккреционном комплексе встречаются и фрагменты нижних слоев океанической коры. Так, на островах Калифорнийского бордерленда обнаружены крупные пластины гипербазитов и базальтов, измененных до различных ступеней метаморфизма. Подобные включения известны и на тихоокеанской окраине Камчатки. Здесь они создают бескорневые комплексы, обнажающиеся в районах камчатских мысов. Как правило, офиолиты, находящиеся в составе аккреционных поднятий, особенно древних, сильно деформированы. Многие породы могут быть изменены практически до неузнаваемости. Нередко они присутствуют лишь в виде меланжа – мелкого крошева из разнокалиберных обломков. Первичные структурные и текстурные признаки в них с трудом поддаются распознаванию.
Другой механизм перемещения океанической коры получил название обдукции. Обдуцированные пластины офиолитов мы находим преимущественно на пассивных окраинах материков. В отличие от субдукции, заключающейся в погружении океанической коры под континентальную, при обдукции фрагменты ложа океана помещаются на окраину континента. Наиболее известным примером обдукционного комплекса является Оманский офиолит – мощный комплекс глубоководных отложений, надвинутых на мелководные образования типично шельфового облика. Подобные чужеродные по отношению ко всему окружающему толщи определяются как аллохтоны. В состав Оманского аллохтона входят преимущественно турбидиты и радиоляриевые кремнистые отложения мезозойского возраста. Турбидиты имеют в основном карбонатный состав и образованы скелетными остатками организмов, обитавших на шельфе. Впрочем, в турбидитных разрезах встречаются и кварцевые песчаники. Все это – отложения континентального подножия, типичные для подводных конусов выноса.
В аллохтонной толще Хавасина выделяются турбидиты, отложенные вблизи и на удалении от континентального склона. Контакты между ними тектонические, т. е. они находятся в различных надвиговых пластинах и когда‑то располагались на значительном расстоянии друг от друга. Дистальные турбидиты, накапливавшиеся на удалении от древнего континентального склона, переслаиваются с красными радиоляриевыми кремнями или аргиллитами. Это образования, типичные для глубоководных областей океана.
В западных отрогах Оманских гор комплексы турбидитов и кремней перекрыты серией окремнелых известняков и красных кремней с горизонтами подушечных лав, а на востоке Омана – красными и зелеными радиоляриевыми кремнями и кремнистыми аргиллитами. Все это – образования древней абиссали, входившие в состав верхних слоев океанической коры. Их возраст меняется в широких пределах – от позднетриасового до раннемелового, т. е. соответствует предполагаемому возрасту океанского дна Тетис. Важным компонентом Оманского офиолита являются экзотические блоки мелководных пород, в основном триасовых рифовых известняков. Считается, что это обрушенные участки шельфовой карбонатной платформы, перемещенные к основанию древнего континентального склона.
Таким образом, породы Оманского офиолита, несомненно, представляют собой реликты первого и второго слоев океанической коры Тетис, надвинувшейся на край Афро‑Аравийского континентального блока. Время обдукции определено достаточно четко – маастрихтский век. Предполагают, что обдукция фрагментов ложа океана Тетис была вызвана столкновением Оманского выступа этого блока с островной вулканической дугой, которая находилась на северной, активной окраине океана. Этому предположению, однако, противоречит состав пород в аллохтонном комплексе Оманских гор. Как можно было убедиться, в них отсутствуют вулканогенные образования, а также полевошпатовые граувакки, столь характерные для современных вулканических дуг. Напротив, немногочисленные песчаники в турбидитах представлены кварцевыми разностями, которые типичны для пассивных окраин континентов.
Аллохтоны, подобные Оманскому, встречаются по северному обрамлению Афро‑Аравийской глыбы. Это Рифский массив на северной окраине Марокко и массив Троодос на Кипре. Подобные же обдукционные комплексы описаны на островах Куба, Новая Каледония, Ньюфаундленд и в других районах. Обдукция океанической коры на пассивную континентальную окраину или островной архипелаг обусловлена мощнейшими сжатиями в полосе схождения противолежащих континентальных окраин или островных дуг. Почему в данном случае происходит выдавливание океанической коры на Континент, а не ее поглощение в зоне субдукции? Ответ на этот вопрос пока не ясен.
Можно предположить, что поглощение океанической коры в зоне Беньофа протекает лишь при наличии перед фронтом активной континентальной окраины (или островной дуги) спредингового хребта, где продолжается воспроизводство коры океана. Другими словами, для субдукции необходимо встречное движение: с одной стороны, коры океана, выдвигающейся в спрединговом конвейере, с другой – континента, находящегося на краю более молодой литосферной плиты. Встречное движение приводит к появлению гигантской структуры скола: более пластичная и менее мощная пластина (океаническая) погружается под более массивную и жесткую (континентальную).
Если же в океане отсутствует срединно‑океанический рифт, иначе говоря, останавливается спрединговый конвейер, то сжатия на границе континентального и океанического блоков способствуют взламыванию хрупкой коры океана и ее выдавливанию в виде нескольких чешуй на континентальную окраину или островную дугу. Таким образом, обдукция имеет место лишь на этапе исчезновения, захлопывания древнего океана, когда он уже, по существу, «мертв», так как воспроизводство океанической коры в нем прекратилось.
Если эти рассуждения правильны, то в восточном рукаве океана Тетис в период схождения Афро‑Аравийского и Евразийского континентальных блоков уже прекратился спрединг океанского дна. Однако за обдукцией Оманского офиолита последовало вскоре новое раскрытие океана и, видимо, снова возник рифт, где начала формироваться молодая океаническая кора. Этот рифт, вероятно, существовал до последних дней океана Тетис, кора которого погружалась и расплавлялась в субдукционных зонах Загроса, Малого Кавказа и других районов между Евразией и Африкой.
Реликты древнего дна океана могут сохраниться и в виде так называемых мантийных окон. Под ними понимаются участки, целиком сложенные офиолитами. И хотя они находятся в аллохтонном залегании, т. е. были сорваны со своего первоначального места, тем не менее образуют единый блок. По существу, в этих окнах на поверхность выступают породы мантии, некогда прикрытые тонкой пленкой океанической коры. Речь идет о дислоцированном и смятом дне океанических впадин, зажатом между реликтами вулканических островных дуг и древним краем континента.
Мантийные окна, таким образом, характерны для сложнопостроенных зон перехода от материка к океану и обычно являются рудиментами исчезнувших окраинных морей. Участки подобного строения были описаны С. М. Тильманом на северо‑востоке СССР. По‑видимому, это наименее измененные блоки коры океанического типа, которые мы находим на континенте после исчезновения окраинных котловинных морей. Подобные же «окна» обнаруживаются и на месте древних океанов в тех зонах, где по каким‑либо причинам напряжения, вызванные всеобщим сжатием, на ряде участков оказались рассеянными. Поэтому коровые и подкоровые массы вещества, слагавшие дно океана, не были выдавлены и перемяты, а лишь сорваны со своих мантийных корней.
Становится очевидным, что, несмотря на хрупкость и неустойчивость во времени океанической коры, ее фрагменты удается обнаружить в пределах древних континентальных окраин, ныне впаянных в материковые мегаблоки. Следами существования океана являются реликты его древнего ложа, а также парагенезы пород, выделяемые в качестве геологических формаций. Среди них лучше сохраняются осадочные формации древних окраин континентов. Изучая их, можно узнать об этапах развития океанов, давно исчезнувших с лица Земли.
В структуре Земли исследователи выделяют 2 типа земной коры - материковую и океаническую.
Что представляет собой материковая земная кора?
Материковая земная кора , именуемая также континентальной, характеризуется наличием в ее структуре 3 различных слоев. Верхний представлен осадочными породами, второй - гранитом или гнейсами, третий состоит из базальта, гранулитов и других метаморфических пород.
Материковая земная кора
Толщина материковой земной коры - порядка 35-45 км, иногда достигает 75 км (как правило, в областях горных массивов). Рассматриваемый тип земной коры покрывает примерно 40 % поверхности Земли. С точки зрения объема он соответствует приблизительно 70 % от земной коры.
Возраст материковой земной коры достигает 4,4 млрд лет.
Что представляет собой океаническая земная кора?
Основной минерал, формирующий океаническую земную кору , - базальт. Но кроме него в ее структуру входят:
- осадочные породы;
- расслоенные интрузии.
В соответствии с распространенной научной концепцией, океаническая кора формируется постоянно за счет тектонических процессов. Она значительно моложе материковой, возраст ее древнейших участков - около 200 млн лет.
Океаническая земная кора Толщина океанической коры составляет порядка 5-10 км в зависимости от конкретного участка измерений. Можно отметить, что с течением времени она почти не меняется. В среде ученых распространен подход, по которому океаническая кора должна рассматриваться как относящаяся к океанической литосфере. В свою очередь, ее толщина во многом зависит от возраста.
Сравнение
Главное отличие материковой земной коры от океанической заключается, очевидно, в их расположении. Первая размещает на себе континенты, сушу, вторая - океаны и моря.
Материковая кора представлена в основном осадочными породами, гранитами и гранулитами. Океаническая - преимущественно базальтом.
Материковая земная кора значительно толще и возрастнее. Она уступает океанической с точки зрения площади покрытия поверхности земли, но превосходит с точки зрения занимаемого объема во всей земной коре.
Можно отметить, что в некоторых случаях океаническая земная кора способна наслаиваться поверх материковой в процессе обдукции.
Определив, в чем разница между материковой и океанической земной корой, зафиксируем выводы в небольшой таблице.
Таблица
| Материковая земная кора | Океаническая земная кора |
| Размещает на себе континенты, сушу | Размещает на себе океаны и моря |
| Представлена в основном осадочными породами, гранитами, гранулитами | Состоит преимущественно из базальта |
| Имеет толщину до 75 км, обычно - 35-45 км | Имеет толщину обычно в пределах 10 км |
| Возраст некоторых участков материковой земной коры достигает 4,4 млрд лет | Самые старые участки океанической коры имеют возраст порядка 200 млн лет |
| Занимает около 40 % от поверхности Земли | Занимает порядка 60 % от поверхности Земли |
| Занимает около 70 % от объема земной коры | Занимает около 30 % от объема земной коры |
