Глава 07. ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ ПРОТЕРОЗОЯ И ФАНЕРОЗОЯ (1119269)
Текст из файла
200Глава 7. ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ ПРОТЕРОЗОЯ И ФАНЕРОЗОЯВ результате проведения в 50–60-е годы ХХ в. геолого-геофизическихисследований и объединения усилий международного сообщества геологов и геофизиковв середине 60-х – начале 70-х годов была создана новая геологическая теория,получившая название тектоники литосферных плит. Описанию этой теории посвященомного специальных и обзорных работ (Тектоника плит, 1974; Ле Пишон и др., 1977;Унксов, 1981; Сорохтин, 1984; Хаин, Ломизе, 1995; и др.).
Поэтому лишь краткоостановимся на освещении этой теории и постараемся показать, что она органическивписывается в рассматриваемую здесь более широкую и общую теорию развития Земли.7.1. Основные положения теорииСлово “тектоника” в буквальном переводе с древнегреческого значит строительноеискусство, строение. В науках о Земле под этим термином обычно понимаютгеологическое строение и закономерности развития земной коры, а под литосферой –каменную (т. е. твердую и прочную) оболочку Земли.
В современном понимании термин“литосфера” включает в себя не только земную кору, но и часть верхней мантии, вкоторой мантийное вещество настолько остыло, что полностью раскристаллизовалось ипревратилось в горную породу. Слово “плиты” в названии новой теории показывает, чтолитосферная оболочка Земли разбита на отдельные блоки, вертикальные размеры которыхобычно много меньше горизонтальных.Таким образом, под тектоникой литосферных плит мы будем пониматьгеологическую теорию, которая рассматривает строение, образование и взаимныеперемещения литосферных плит, сопровождаемые их деформациями, магматическимипроявлениями и другими процессами, приводящими к формированию земной коры исвязанных с ней полезных ископаемых. В этом определении ничего не говорится опричинах движения литосферных плит, поскольку эту задачу решает смежная дисциплина– геодинамика, о ней речь велась в предыдущих главах (см.
гл. 6).Особенностью литосферных плит является их долговременная жесткость испособность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранятьнеизменными форму и строение. Для того чтобы литосферную плиту разрушить илидеформировать, необходимо приложить к ней дополнительные механические напряжения,превышающие предел прочности слагающих ее пород, примерно равный 1 т/см2.В процессе изучения верхней, жесткой оболочки Земли – литосферы – былоустановлено, что она состоит из земной коры и подстилающей ее подкоровой частилитосферы.
Как уже отмечалось в разделе 2.3, земная кора континентов в основномсложена гранитоидами и породами среднего состава, сверху континентальная кораобычно бывает перекрыта осадками. Суммарная мощность коры меняется от 30 до 80 км(в среднем близка к 40 км). Консолидированная океаническая кора более тонкая – обычнодостигает 6,5–7 км – и сложена (сверху вниз) базальтами, габбро и серпентинитами.Мощность осадочных отложений на океанической коре не постоянная: она увеличиваетсяв береговых зонах океанов и выклинивается на гребнях срединно-океанических хребтов.В среднем же мощность океанических осадков достигает 500 м. Снизу океаническая кораподстилается массивными ультраосновными породами – перидотитами и лерцолитами.Суммарная мощность океанических литосферных плит меняется в пределах от 2–3 км врайоне рифтовых зон океанов до 80–90 км вблизи океанических берегов. Толщинадревних континентальных плит достигает 200–250 км.С глубиной, как известно, температура в Земле постепенно возрастает.
Подокеаническими плитами температура мантии достигает температуры плавлениямантийных пород (см. рис. 2.19). Поэтому за подошву литосферы под океанамипринимается поверхность начала плавления мантийного вещества с температурой его201солидуса. Ниже океанической литосферы мантийное вещество оказывается частичнорасплавленным и пластичным с пониженной вязкостью. Пластичный слой мантии подтакой литосферой обычно выделяется в качестве самостоятельной оболочки –астеносферы. Последняя четко выражена только под океаническими плитами (подокеанами она и была впервые обнаружена как слой, образующий сейсмический волновод).Под мощными континентальными плитами астеносфера фактически отсутствует, хотя онитакже подстилаются пластичным веществом верхней мантии (см. рис.
2.19).Астеносфера играет определяющую роль в формировании базальтовогомагматизма океанических плит и при взаимодействии конвективного массообмена мантиис литосферной оболочкой. Базальтовый же магматизм континентальных плит можетпроявиться только в том случае, когда горячее мантийное вещество благодаря расколуплиты может подняться до уровня начала плавления этого вещества (приблизительно наглубинах около 80–100 км).В отличие от литосферы астеносфера не обладает пределом прочности, и еевещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточныхдавлений, хотя этот процесс из-за высокой вязкости астеносферного вещества – порядка1018–1020 П развивается чрезвычайно медленно (для сравнения отметим, что вязкостьводы равняется 10–2 П, жидкой базальтовой лавы – 104–106, льда – около 1013 и каменнойсоли – порядка 1018 П).
Под влиянием господствующих в недрах Земли высокихгидростатических давлений температура плавления силикатов с глубиной возрастаетбыстрее, чем сама температура мантии. Следовательно, глубже астеносферы частичноеплавление мантийного вещества уже не должно происходить, хотя по свойствам оноостается пластичным, напоминающим сверхвязкую жидкость с вязкостью около 1022–1023П (см. раздел 2.9).На Земле выделяют семь крупных плит: Тихоокеанскую, Евразийскую, ИндоАвстралийскую,Антарктическую,Африканскую,СевероамериканскуюиЮжноамериканскую, и столько же плит средних размеров: плиты Наска и Кокос навостоке Тихого океана, Филиппинскую, Аравийскую, Сомалийскую, Карибскую и плитуСкотия, расположенную между Южной Америкой и Антарктидой.
Иногда в пределахкрупных континентальных плит выделяют как самостоятельные средние плиты, напримерАмурскую, Южно-Китайскую, Индонезийскую, и множество мелких: Панонскую,Анатолийскую, Таримскую и др. Все плиты перемещаются относительно друг друга,поэтому их границы обычно четко маркируются зонами повышенной сейсмичности (см.рис. 2.6).Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят подвлиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могутрасходиться, сближаться или скользить относительно друг друга. В первом случае междуплитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, вовтором – зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной из плит на другую, в третьем– сдвиговые зоны, трансформные разломы, вдоль которых и происходит смещениесоседних плит.В соответствии с разным характером деформаций, возникающих по периферииплит, различают три типа границ.
К первому, или дивергентному, относятся границыплит, вдоль которых происходят раздвижения (спрединг) литосферных плит собразованием рифтовых зон (см. рис. 2.5). В океанах этим границам отвечают гребнисрединно-океанических хребтов: в Северном Ледовитом океане – хр. Гаккеля, Книповича,Мона и Кольбенсей; в Атлантическом – хр. Рейкьянес, Северо-Атлантический, ЮжноАтлантический и Африканско-Антарктический; в Индийском океане – хр.
ЗападноИндийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Индийский и Австрало-Антарктическоеподнятие; в Тихом океане – Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия.На континентах к границам такого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая зона202и Байкальский рифт в Азии. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавнопревратившихся из континентальных в океанические, могут служить рифты Красногоморя и Аденского залива Индийского океана.Дивергентным границам плит в океанах соответствует мощнейший базальтовыйвулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах срединно-океаническиххребтов, и мелкофокусная сейсмичность. На континентах дивергентные границы плитотмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным бимодальным базальтовосиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокуснымиземлетрясениями (до 200 км).К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит (зонысубдукции), в которых океанские литосферные плиты пододвигаются под островные дугилибо под континентальные окраины Андийского типа.
Этим границам обычносоответствуют характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководныхжелобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканическихостровных дуг или высочайших горных сооружений (высотой достигающих 7–8 км), еслиподдвиг происходит под континенты. Примерами таких границ в океанах могут служитьглубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской,Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии,Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также у подножийзападных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане.
В Индийскомокеане это желоба Андоманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическомокеане это желоба Кайман и Пуэрто-Рико перед Большими и Малыми Антильскимиостровами в Карибском море и Южно-Сандвичев желоб перед одноименными островамив Южной Атлантике. Зоны подвига литосферных плит всегда наклонены (“падают”) подостровные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются поцепочкам очагов землетрясений. Погружающиеся в мантию плиты характеризуются такжеповышенными значениями фактора сейсмической добротности Q, поскольку вопускающейся холодной литосферной плите затухание сейсмических волн всегдаоказывается меньшим, чем в окружающей эту плиту горячей и частично расплавленноймантии. Зонам поддвига плит свойствен известково-щелочной магматизм андезитовогосостава. Андезитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужныхструктур (см.
рис. 2.7).Пододвигание океанических плит под континенты, если оно не компенсируется ихраздвижением в срединно-океанических хребтах, обычно приводит к постепенномузакрытию океана, сопровождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, ивозникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного складчатого пояса. Такимпутем, например, на месте древнего океана Тетис возник Альпийско-Гималайский горныйпояс. Процесс поддвига плит здесь продолжается и в настоящее время, о чемсвидетельствует повышенная сейсмичность этого региона, поэтому АльпийскоГималайский пояс также можно рассматривать как конвергентную или коллизионнуюграницу плит.Детальными исследованиями срединно-океанских хребтов установлено, что ихгребни и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно, а как быразорваны на отдельные участки трансформными разломами, по которым обычнопроисходят только сдвиговые смещения плит. Это и есть границы плит третьего типа, илитрансформные разломы.
Характеристики
Тип файла PDF
PDF-формат наиболее широко используется для просмотра любого типа файлов на любом устройстве. В него можно сохранить документ, таблицы, презентацию, текст, чертежи, вычисления, графики и всё остальное, что можно показать на экране любого устройства. Именно его лучше всего использовать для печати.
Например, если Вам нужно распечатать чертёж из автокада, Вы сохраните чертёж на флешку, но будет ли автокад в пункте печати? А если будет, то нужная версия с нужными библиотеками? Именно для этого и нужен формат PDF - в нём точно будет показано верно вне зависимости от того, в какой программе создали PDF-файл и есть ли нужная программа для его просмотра.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
