В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 47
Текст из файла (страница 47)
Рассыпанные в океанах ост208рова, цепочки островов, островные дуги, отделяющие от океанов краевые моря,в настоящее время рассматриваются как самостоятельные структуры, имеющиесвое особое строение и историю. На рис. 55 показана гипсометрическая кривая,дающая представление о вкладе различных элементов земной поверхности в ееполную площадь. Мы видим, что средний уровень океанического дна расположен примерно на 4.6 км ниже среднего уровня суши.Около 70% земной поверхности находится под водой. Поэтому, чтобы получить полное представление об особенностях геологического строения земного шара, необходимо мысленно убрать водную оболочку планеты.
Тогда наряду с хорошо известными горными системами и обширными континентальными равнинами мы обнаруживаем важнейшие линейные структуры — системусрединно-океанических хребтов и систему глубоководных желобов, которые вомногих местах разорваны трансформными разломами. Литосферные плиты выделяются по оконтуривающим их узким поясам сейсмичности.
Как следует изрис. 54, разделение литосферы на плиты не связано с разделением на материкии океаны. Большинство плит включает как материковые, так и океаническиеучастки. Только одна крупная плита (Тихоокеанская) имеет исключительно океаническую поверхность. Границы плит бывают трех типов: 1) конструктивныеграницы — границы наращивания плит, 2) деструктивные границы — границыпоглощения плит и 3) границы скольжения, связанные с трансформными разломами. Каждый тип границ имеет свое выражение в рельефе, и это в принципепозволяет проводить разбиение литосферы на плиты на основе данных о геологическом строении Земли.Срединно-океанические хребты и внутриконтинентальные рифтовые зоныобразуют единую глобальную систему рифтов. Оба типа структур являютсязонами растяжения. Они заложены в коре океанического и континентальноготипа, которая имеет существенно различное строение (см.
табл. 5). Срединноокеанические хребты имеют ширину в одну-две тысячи километров и возвышаются над дном океанических котловин на 2–3 км. Их рельеф сильно расчленен,а полная протяженность составляет примерно 80 000 км. Характерной особенностью хребтов является рифтовая долина, имеющая ширину ∼ 10–20 км ирасположенная на ∼ 2000 м глубже их гребней. Геометрически такая долина занимает в хребте осевое положение. Наличие долин характерно для всех медленно разрастающихся хребтов, например для Срединно-Атлантического хребта.Для быстро разрастающихся хребтов, для Восточно-Тихоокеанского поднятияхарактерны значительно меньшая расчлененность рельефа и отсутствие рифтовых долин.Границы поглощения плит бывают трех типов.
Границы первого типа обрамляются глубоководными желобами, за которыми на расстоянии 100–200 км сле209210Стрелками показано движение плит в предположении, что Африканская плита неподвижна. Границы плит выделяютсяпоясами землетрясений. Плиты расходятся от осей срединно-океанических хребтов проскальзывают одна около другой вдольтрансформных разломов и сталкиваются между собой в зонах субдукции. 1 — зоны субдукции, 2 — границы плит, проводимыенеуверенно; 3 — трансформные разломы; 4 — оси хребтов; 5 — направления движения плит; 6 — области глубокофокусныхземлетрясенииРис.
54. Меркаторская карта земной поверхности. Литосфера Земли разбита на крупные жесткие плиты, каждаяиз которых движется как единое целое (по Дж. Дьюи)Площадь земной поверхности, 108 км212345Средняявысота сушиШельфКонтинентальныйсклонУровень моря0Средняя 2000глубина3800 м 40006000800010000020406080100Процент площади земной поверхностиГлубина, мВысота над уровнем моря, м10000800060004000200000Рис. 55. Гипсометрическая кривая земной поверхностидует вулканическая островная дуга, которая часто отделена от материка краевымморем. Такой тип границ характерен для северо-западной и западной окраинТихоокеанской плиты.
Другой тип границ поглощения представлен океаническим желобом, за которым следует вулканическая горная система, расположенная на материке. Известным примером здесь служит Перуанско-Чилийский желоб, расположенный у западной окраины Южной Америки. Соответствующиеокраины материков называются активными континентальными окраинами, таккак поглощение плит сопровождается активной вулканической деятельностью.Указанное название подчеркивает тот факт, что существуют границы океанов иконтинентов, не связанные с границами плит.
Например, границы Атлантического океана. Такие границы называют пассивными континентальными окраинамиатлантического типа. Наконец, последний тип границ поглощения плит соответствует столкновению двух континентальных плит, которое сопровождаетсячастичным поддвиганием одного континента под другой. Такие границы иногда называют границами столкновения.
Вдоль границ столкновения образуютсямолодые (в геологическом смысле) складчатые пояса. Наиболее ярким примером является Альпийско-Гималайский складчатый пояс, образование которогоприписывают столкновению Индийской плиты с Евразиатской плитой. Такиегорные системы оконтуриваются полосой краевого прогиба, которую можно рассматривать как континентальный аналог глубоководных океанических желобов.Последним типом границ плит являются трансформные разломы, рассекающие литосферу на всю ее мощность.
Трансформные разломы могут распола211гаться как на океанической, так и на континентальной литосфере. Известнымпримером трансформного разлома служит разлом Сан-Андреас, разделяющийСеверо-Американскую и Тихоокеанскую плиты. Скольжение плит по этому разлому, из-за сейсмической опасности, причиняет много беспокойства жителямкалифорнийского побережья США.Характерной особенностью рельефа Земли являются вулканические островные дуги, которые всегда сопряжены с океаническими впадинами — желобами.Так, вдоль северной и западной окраин Тихого океана тянутся цепочки островных дуг: Алеутские острова, Курильские, Япония, острова Рюкю, Филиппины(см. рис. 54). К югу от Японии ответвляется Идзу-Бонинская – Марианская дуга.
Еще дальше на юг располагаются Индонезия, Соломоновы острова, НовыеГебриды, острова Тонга и, наконец, острова Кермадек.В местах расположения океанических желобов литосферные плиты начинают свое погружение в мантию. Эти зоны носят название зон субдукции1 .Под островными дугами глубина холодной кромки погружающейся литосферной плиты равна ∼ 100–150 км. На этих глубинах в результате сложных, ещенедостаточно ясных нам процессов происходит зарождение андезитовых лав2 ,излияние которых и приводит к образованию островных дуг. Таким образом,тектоника плит связывает андезитовый вулканизм с погружением литосферныхплит.
Вулканические горные системы, расположенные вдоль активных континентальных окраин, также состоят из андезитовых серий. Роль андезитовоговулканизма в истории Земли приобретает еще большее значение, если, согласносоветским исследователям А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому, принять во внимание, что большая часть земной коры сложена известково-щелочными породамиили их метаморфизованными эквивалентами и соответственно средний составземной коры почти совпадает со средним составом андезитовой серии.
В противоположность андезитовому вулканизму островных дуг и активных континентальных окраин, в срединно-океанических рифтовых зонах океаническая земная кора образуется за счет базальтовой лавы — океанических иизкощелочных1Вгеологии термин «субдукция» обозначает процесс погружения одного блока земной корыпод другой.2 Андезиты — эффузивные горные породы с промежуточным содержанием кремнезема, котороеколеблется от 55 до 63%, составляя в среднем 59%.
Получили свое название по горной цепи Анды(Южная Америка), которая расположена на активной континентальной окраине и образоваласьв значительной мере за счет андезитового вулканизма. Андезиты состоят в основном из плагиоклазов (изоморфные растворы альбита [Ab] и анортита [An]) и цветных минералов (амфибола,биотита, авгита и ромбического пироксена). Они содержат больше кремнезема, кальция, натрия икалия и меньше железа и магния, чем океанические толеиты-базальты, изливающиеся из осевыхзон срединно-океанических хребтов.212толеитов1 Океанические толеитовые магмы образуются на значительно меньших глубинах, чем андезитовые, — их очаги расположены под осевыми зонамисрединно-океанических хребтов на глубинах ∼ 50 км.8.3.3. Горячие точки.
Подавляющая часть вулканической деятельности Землиприурочена к активным тектоническим процессам, идущим на границах плит.Изолированные вулканы, не связанные с вулканизмом плитовых границ, получили название горячих точек (ГТ). Излияния из ГТ составляют много меньше одного процента от всей вулканической активности Земли. Лавы ГТ принадлежат к щелочным базальтам. Они отличаются от океанических толеитовбольшей концентрацией щелочных металлов. Согласно лабораторным исследованиям при высоких давлениях и температурах, концентрация щелочей в базальтах растет с ростом давления, при котором происходи образование родоначальной магмы. Этот факт указывает на то, что зарождение щелочных базальтов происходит на больших глубинах, чем зарождение океанических толеитов, и, следовательно, здесь мы имеем как бы подтверждение гипотезыМоргана о плюмах — струях горячего вещества, поднимающегося из глубинмантии к подошве литосферы (см.
§8.1). Изложим теперь основные сведения о горячих точках, следуя К. Бурке и Уилсону. Введем для удобства сокращенные обозначения 11 основных литосферных плит, принятые в русскойи английской литературе: Северо-Американская (CA, NOAM), Евразиатская(EA, EURA), Африканская (АФ, AFRC), Аравийская (АР, ARAB), Индийская(И, INDI), Южно-Американская (ЮА, SOAM), Антарктическая (АН, ANTA),Тихоокеанская (ТО, PCFC), Кокос (КО, COCO), Наска (Н, NAZC), Карибская(КА, CARB).В настоящее время можно насчитать по крайней мере 122 ГТ, которые былимагматически активны в последние 10 миллионов лет. Распределение ГТ политосферным плитам показано па рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
