ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ ПРОТЕРОЗОЯ И ФАНЕРОЗОЯ

Source http://www.evolbiol.ru/sorohtin11.pdf

В науках о Земле под этим термином «литосфера» обычно понимают твердую и прочную оболочку Земли, которая включает в себя не только земную кору, но и часть верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько остыло, что полностью раскристаллизовалось и превратилось в горную породу. Слово “плиты” в названии теории показывает, что литосферная оболочка Земли разбита на отдельные блоки, вертикальные размеры которых обычно много меньше горизонтальных.

Особенностью литосферных плит является их долговременная жесткость и способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение.

Для того чтобы литосферную плиту разрушить, необходимо приложить дополнительные напряжения, превышающие предел прочности слагающих ее пород, примерно равный 1 т/см2. Земная кора континентов сложена гранитоидами и породами среднего состава и покрыта сверху осадками. Суммарная мощность коры меняется от 30 до 80 км (в среднем близка к 40 км).

Консолидированная океаническая кора обычно достигает 6,5–7 км и сложена (сверху вниз) базальтами, габбро и серпентинитами. Мощность осадочных отложений на океанической коре не постоянная: она увеличивается в береговых зонах океанов и выклинивается на гребнях срединно-океанических хребтов (средняя мощность океанических осадков - 500 м). Снизу океаническая кора
подстилается массивными ультраосновными породами – перидотитами и лерцолитами.Суммарная мощность океанических литосферных плит меняется в пределах от 2–3 км в районе рифтовых зон океанов до 80–90 км вблизи океанических берегов.

Толщина древних континентальных плит достигает 200–250 км. С глубиной температура в Земле возрастает. Под океаническими плитами температура мантии достигает температуры плавления мантийных пород. Поэтому за подошву литосферы под океанами принимается поверхность начала плавления мантийного вещества с температурой его солидуса. Ниже океанической литосферы мантийное вещество оказывается частично расплавленным и пластичным с пониженной вязкостью. Пластичный слой мантии под такой литосферой выделяется в качестве самостоятельной оболочки – астеносферы, которая четко выражена только под океаническими плитами (под океанами она и была обнаружена как слой, образующий сейсмический волновод).

Под мощными континентальными плитами астеносфера отсутствует, хотя они и подстилаются пластичным веществом верхней мантии.

Астеносфера играет определяющую роль в формировании базальтового магматизма океанических плит и при взаимодействии конвективного массообмена мантии с литосферной оболочкой. Базальтовый же магматизм континентальных плит может проявиться только в том случае, когда горячее мантийное вещество благодаря расколу плиты поднимается до уровня начала плавления этого вещества (приблизительно на глубинах около 80–100 км).

В отличие от литосферы астеносфера не обладает пределом прочности, и ее вещество может течь под действием даже очень малых избыточных давлений, хотя этот процесс из-за высокой вязкости астеносферного вещества – порядка 1018–1020 П развивается чрезвычайно медленно (для сравнения – вязкость воды = 10–2 П, жидкой базальтовой лавы= 104–106, льда – около 1013 и каменной соли – порядка 1018 П). Под влиянием господствующих в недрах Земли высоких гидростатических давлений температура плавления силикатов с глубиной возрастает быстрее, чем сама температура мантии. Следовательно, глубже астеносферы частичное плавление мантийного вещества уже не происходит, хотя по свойствам оно остается пластичным, напоминающим сверхвязкую жидкость с вязкостью около 1022–1023 П.

На Земле выделяют семь ведущих плит: Тихоокеанскую, Евразийскую, Индо-Австралийскую, Антарктическую, Африканскую, Североамериканскую и Южноамериканскую, и столько же плит средних плит: плиты Наска и Кокос на востоке Тихого океана, Филиппинскую, Аравийскую, Сомалийскую, Карибскую и плиту Скотия, расположенную между Южной Америкой и Антарктидой. Иногда в пределах крупных континентальных плит выделяют как самостоятельные средние плиты:Амурскую, Южно-Китайскую, Охотскую, Индонезийскую, и множество мелких: Панонскую, Анатолийскую, Таримскую и др. Все плиты перемещаются относительно друг друга,
поэтому их границы обычно четко маркируются зонами повышенной сейсмичности.

Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить относительно друг друга. В первом случае между плитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, во втором – зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной из плит на другую, в третьем – сдвиговые зоны, трансформные разломы, вдоль которых и происходит смещение соседних плит.

В соответствии с разным характером деформаций, возникающих по периферии плит, различают три типа границ. К дивергентному относятся границы плит, вдоль которых происходят раздвижения (спрединг) литосферных плит с образованием рифтовых зон. В океанах этим границам отвечают гребни срединно-океанических хребтов: в Северном Ледовитом океане – хр. Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей; в Атлантическом – хр. Рейкьянес, Северо-Атлантический, Южно-Атлантический и Африканско-Антарктический; в Индийском океане – хр. Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Индийский и Австрало-Антарктическое
поднятие; в Тихом океане – Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия. На континентах к границам такого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая зона и Байкальский рифт в Азии.

Дивергентным границам плит в океанах соответствует мощнейший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, и мелкофокусная сейсмичность. На континентах дивергентные границы плит отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным бимодальным базальтово-сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями (до 200 км).

К границам конвергентного типа относятся зоны субдукции, в которых океанские литосферные плиты пододвигаются под островные дуги или под континентальные окраины (Андийский тип). Этим границам соответствует характерный рельеф: сопряженные структуры глубоководных желобов с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (высотой достигающих 7–8 км), если поддвиг происходит под континенты. Зоны подвига литосферных плит всегда “падают” под островные дуги или континентальные окраины и хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений. Погружающиеся в мантию плиты характеризуются повышенными значениями фактора сейсмической добротности Q, поскольку в опускающейся холодной литосферной плите затухание сейсмических волн всегда оказывается меньшим, чем в окружающей эту плиту горячей и частично расплавленной мантии. Зонам субдукции свойствен известково-щелочной магматизм андезитового состава. Андезитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужных структур.

Пододвигание океанических плит под континенты, если оно не компенсируется их раздвижением в срединно-океанических хребтах, обычно приводит к постепенному закрытию океана, сопровождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, и возникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного складчатого пояса (например, на месте древнего океана Тетис возник Альпийско-Гималайский горный пояс -процесс поддвига плит здесь продолжается и в настоящее время и Альпийско-Гималайский пояс можно рассматривать как коллизионную границу плит).

Детальными исследованиями срединно-океанских хребтов установлено, что их гребни и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно, а разорваны на отдельные участки трансформными разломами, по которым происходят только сдвиговые смещения плит. Это и есть границы плит третьего типа, или трансформные разломы. Они всегда располагаются перпендикулярно к простиранию рифтовых трещин и активными участками разломов являются только их отрезки, соединяющие две смежные рифтовые зоны (трансформирующие одну из них в другую). За пределами этих активных участков никаких смещений плит по трансформным разломам не происходит. Амплитуда смещений по большинству таких разломов не превышает десяти или нескольких десятков километров, но иногда она достигает и сотен километров.

Трансформные разломы иногда пересекают зоны поддвига плит или протягиваются от них к рифтовым зонам, но все же большинство их рассекает только срединно-океанические хребты. Наиболее крупными из них являются разломы Гиббс, Атлантис, Вима и Романш в Атлантическом океане; разломы Оуэн и Амстердам в Индийском океане; разломы Элтанин и Челленджер в Тихом океане. Кроме того, в северной половине Тихого океана остались следы ныне отмерших, но некогда гигантских разломов, смещения по которым происходили на многие сотни и даже на 1200 км. Это так называемые великие разломы дна Тихого океана: Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион и Клиппертон. Примером границ третьего типа на континентах является разлом Сан-Андреас в Калифорнии. В рельефе океанические трансформные разломы фиксируются сопряженными параллельными структурами узких хребтов и ложбин с крутой общей стенкой. При этом благодаря “спаиванию” друг с другом литосферных плит на пассивных флангах трансформных разломов и более быстрому погружению молодых плит всегда трансформные разломы обрамляются узкими хребтами только со стороны более молодых плит и, наоборот, ложбины возникают только со стороны более старых плит. Как правило, трансформные разломы амагматичны, хотя в некоторых случаях (при наличии раздвиговой составляющей в движении плит) на их флангах могут возникать базальтовые вулканы со щелочной ориентацией.

Перемещения литосферных плит сопровождаются их трением друг о друга и возникновением по границам плит землетрясений. Поэтому границы литосферных плит можно выделяются не только по геоморфологическим признакам, но и по зонам повышенной сейсмичности. При этом разным границам плит соответствуют и разные механизмы землетрясений. Так, в океанских рифтовых зонах все землетрясения расположены под гребнями срединно-океанических хребтов с мелким фокусом очага до 5–10 км и характеризуются механизмами растяжения. Глубина землетрясений в трансформных разломах достигает 30–40 км, а их механизмы сдвиговые. Сейсмически наиболее активными являются зоны субдукции. В этих зонах встречаются как мелкофокусные землетрясения с глубиной очага до 30 км, промежуточные землетрясения на глубинах от 30 до 150–200 км, так и глубокофокусные землетрясения с глубиной очага до 600–700 км. Главная сейсмофокальная поверхность зон субдукции опускается обычно под углом около 30–50° от оси глубоководного желоба под островную дугу или континентальную окраину, оконтуривая собой тело погружающейся в мантию пододвигаемой океанической плиты. В зонах субдукции происходят землетрясения разного типа, но среди мелкофокусных землетрясений преобладают сдвиговые и взбросо-надвиговые механизмы, а на средних и больших глубинах – механизмы сдвига и сжатия. Предельная глубина глубокофокусных землетрясений соответствует положению эндотермической фазовой границы на глубине около 670 км. Глубже этой границы происходит нарушение кристаллических связей в мантийном веществе, и оно, по-видимому, приобретает свойства аморфного вещества. По данным сейсмической томографии, следы опускающихся океанических плит прослеживаются и глубже в нижней мантии, вплоть до земного ядра. Видно это и по рельефу его поверхности: везде под зонами субдукции, обрамляющими Тихий и Индийский океаны, прослеживаются депрессии на поверхности ядра амплитудой до 4 км, а под восходящими потоками в центрах этих же океанов, а также под Северной Атлантикой, наоборот, наблюдаются подъемы его рельефа амплитудой до 6 км.

Многие плиты включают в себя как континентальные массивы, так и припаянные к ним участки океанической литосферы. Помимо плит смешанного континентально-океанического строения, существуют плиты, состоящие только из океанической литосферы с океанической корой на поверхности (Тихоокеанская, Наска, Кокос и Филиппинская плиты).

В первом приближении литосферные плиты можно рассматривать как фрагменты жесткой сферической оболочки, перемещающиеся по поверхности Земли. В этом случае для количественного описания перемещений литосферных плит по сферической поверхности Земли обычно используют теорему Эйлера 1777 г. Применительно к задаче определения параметров движения жестких сферических оболочечных литосферных плит по поверхности земного шара эта теорема утверждает, что в каждый данный момент времени любое такое движение может быть представлено поворотом плиты с определенной угловой скоростью относительно оси, проходящей через центр Земли и некоторую точку на ее поверхности, называемую полюсом вращения этой плиты.

В процессе подробного изучения тектонического строения океанского дна оказалось, что все рифтовые разломы ориентированы на соответствующие полюса раздвижения плит, а сопряженные с ними трансформные разломы всегда перпендикулярны этим направлениям. Следовательно, сеть рифтовых и трансформных разломов, возникающих между двумя раздвигающимися плитами, всегда ориентирована по меридианам и широтным кругам, проведенным из полюса взаимного вращения плит. Из теории Эйлера следует, что скорость взаимного смещения двух литосферных плит будет меняться с удалением от полюса вращения по закону синуса полярного угла данной точки, отсчитываемой от этого же полюса вращения плит. В результате учета особенностей движений плит теорема Эйлера позволила по палеомагнитным аномалиям на океанском дне количественно рассчитывать перемещения всего ансамбля литосферных плит по поверхности Земли и строить палеогеодинамические реконструкции положений древних океанов и континентов в прошлые геологические эпохи.

Для определения скоростей движения литосферных плит используют данные по расположению линейных магнитных аномалий на океанском дне. Эти аномалии появляются в рифтовых зонах океанов благодаря намагничиванию излившихся на них базальтов тем магнитным полем, которое существовало на Земле в момент излияния базальтов. Но геомагнитное поле время от времени меняло направление на прямо противоположное, что приводило к тому, что базальты, излившиеся в разные периоды инверсий геомагнитного поля, оказывались намагниченными в противоположные стороны. Благодаря раздвижению океанского дна в рифтовых зонах срединно-
океанических хребтов более древние базальты всегда оказываются отодвинутыми на бóльшие расстояния от этих зон, а вместе с океанским дном отодвигается от них и “вмороженное” в базальты древнее магнитное поле Земли. Раздвижение океанической коры вместе с разнонамагниченными базальтами строго симметрично по обе стороны от рифтового разлома, поэтому и магнитные аномалии располагаются симметрично по обоим склонам срединно-океанических хребтов. Такие аномалии используются для определения возраста океанского дна и скорости его раздвижения в рифтовых зонах когда известен возраст отдельных инверсий маг

next
Образование Литосферных Плит и Срединно-Океанических Хребтов
Функционирование Зон Субдукции
Происхождение Земной Коры
ОРОГЕНЕЗ