Что такое зоны растяжения земной коры
У этого термина существуют и другие значения, см. Разрыв.
Геологический разлом, или разрыв — нарушение сплошности горных пород, без смещения (трещина) или со смещением пород по поверхности разрыва. Разломы доказывают относительное движение земных масс. Крупные разломы земной коры являются результатом сдвига тектонических плит на их стыках. В зонах активных разломов часто происходят землетрясения как результат выброса энергии во время быстрого скольжения вдоль линии разлома. Так как чаще всего разломы состоят не из единственной трещины или разрыва, а из структурной зоны однотипных тектонических деформаций, которые ассоциируются с плоскостью разлома, то такие зоны называют зонами разлома.
Две стороны невертикального разлома называют висячий бок и подошва (или лежачий бок) — по определению, первое происходит выше, а второе ниже линии разлома. Эта терминология пришла из горной промышленности.
Типы разломов[править | править код]
Геологические разломы делятся на три основные группы в зависимости от направления движения. Разлом, в котором основное направление движения происходит в вертикальной плоскости, называется разломом со смещением по падению; если в горизонтальной плоскости — то сдвигом. Если смещение происходит в обеих плоскостях, то такое смещение называется сбросо-сдвигом. В любом случае, наименование применяется к направлению движения разлома, а не к современной ориентации, которая могла быть изменена под действием местных либо региональных складок либо наклонов.
Разлом со смещением по падению[править | править код]
Разломы со смещением по падению делятся на сбросы, взбросы и надвиги. Сбросы происходят при растяжении земной коры, когда один блок земной коры (висячий бок) опускается относительно другого (подошвы). Участок земной коры, опущенный относительно окружающих участков сброса и находящийся между ними, называется грабеном. Если участок наоборот приподнят, то такой участок называют горстом. Сбросы регионального значения с небольшим углом называют срывом, либо отслаиванием. Взбросы происходят в обратном направлении — в них висячий бок движется наверх относительно подошвы, при этом угол наклона трещины превышает 45°. При взбросах земная кора сжимается. Ещё один вид разлома со смещением по падению — это надвиг, в нём движение происходит аналогично взбросу, но угол наклона трещины не превышает 45°. Надвиги обычно формируют скаты, рифты и складки. В результате образуются тектонические покровы и клиппы. Плоскостью разлома называется плоскость, вдоль которой происходит разрыв.
Сдвиги[править | править код]
При сдвиге стороны перемещаются друг относительно друга горизонтально (влево либо вправо). Отдельным[уточнить] видом сдвига является трансформный разлом.
Горные породы разломов[править | править код]
Все разломы имеют измеримую толщину, которую вычисляют по величине деформированных пород, по которым определяют слой земной коры, где произошёл разрыв, типу горных пород, подвергшихся деформации и присутствию в природе жидкостей минерализации. Разлом, проходящий через различные слои литосферы, будет иметь различные типы горных пород на линии разлома. Длительное смещение по падению приводит к накладыванию друг на друга пород с характеристиками разных уровней земной коры. Это особенно заметно в случаях срывов или крупных надвигов.
Основными типами горных пород при разломах («тектонитов») являются следующие:
- Катаклазит — порода, текстура которой обусловлена бесструктурным тонкозернистым веществом породы.
- Милонит — сланцевая метаморфическая горная порода, образовавшаяся при движении масс горных пород по поверхностям тектонических разрывов, при раздроблении, перетирании и сдавливании минералов исходных пород.
- Тектоническая брекчия — горная порода, состоящая из остроугольных, неокатанных обломков пород и соединяющего их цемента. Образуется в результате дробления и механического истирания горных пород в зонах разломов.
- Сбросовая грязь — несвязанная, богатая глиной мягкая порода, в добавление к ультрамелкозернистому катализиту, который может иметь плоский структурный рисунок и содержать < 30 % видимых фрагментов.
- Псевдотахилит — ультрамелкозернистая, стекловидная порода, обычно чёрного цвета.
Разломы часто являются геохимическими барьерами — поэтому к ним приурочены скопления твердых полезных ископаемых. Также они часто непреодолимы (из-за смещения горных пород) для рассолов, нефти и газа, что способствует формированию их ловушек — месторождений.
Индикация глубинных разломов[править | править код]
Расположение глубинных разломов определяется и картируется (картографируется) на поверхности Земли с использованием дешифрирования космических снимков, геофизических методов исследования — разнообразных видов сейсмического зондирования земной коры, магнитной съемки, гравиметрической съемки. Также часто применяются и геохимические методы — в частности, радоновая и гелиевая съемка.
Гелий, как продукт распада радиоактивных элементов, насыщающих верхний слой земной коры, просачивается по трещинам, поднимается в атмосферу, а затем в космическое пространство. Такие трещины и особенно места их пересечения, обладают высокими концентрациями гелия. Это явление было впервые установлено российским геофизиком И. Н. Яницким во время поисков урановых руд, признано как научное открытие и занесено в Государственный реестр открытий СССР под № 68 с приоритетом от 1968 г . в следующей формулировке: «Экспериментально установлена неизвестная ранее закономерность, заключающаяся в том, что распределение аномальных (повышенных) концентраций свободного подвижного гелия зависит от глубинных, в том числе рудоносных, разломов земной коры».[1]
См. также[править | править код]
- Тектоника плит
- Дислокации тектонические
- Гелиеметрия
- Обнажение (геология)
Примечания[править | править код]
Литература[править | править код]
- McKnight, Tom L; Hess, Darrel (2000). «The Internal Processes: Types of Faults», Physical Geography: A Landscape Appreciation. Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall, pp. 416-7. ISBN 0-13-020263-0.
- Davis, George H.; Reynolds, Stephen J. (1996). «Folds», Structural Geology of Rocks and Regions. New York, John Wiley & Sons, pp. 372—424. ISBN 0-471-52621-5.
Ссылки[править | править код]
- Репин, А. Г. Разломы, линеаменты, дизпликаты севера Западной Сибири. (2005). Дата обращения 9 сентября 2012.
Источник
Текущая версия страницы пока не проверялась опытными участниками и может значительно отличаться от версии, проверенной 13 февраля 2018;
проверки требуют 6 правок.
Пример микродизъюнктива в кальците. В аншлифе хорошо видно вертикальное смещение слоёв.
У этого термина существуют и другие значения, см. Дислокация.
Тектонические дислокации (от позднелат. dislocatio — смещение, перемещение) — это нарушение залегания горных пород под действием тектонических процессов. Тектонические дислокации связаны с изменением распределения вещества в гравитационном поле Земли. Они могут происходить как в осадочной оболочке, так и в более глубоких слоях земной коры.
Различают два вида тектонических дислокаций:
- пликативные, которые выражаются в изгибах слоёв различных масштабов и формы, и
- дизъюнктивные (разрывные), которые сопровождаются разрывом сплошности геологических тел.
Кроме этого выделяют также иньективные тектонические дислокации, которые подразделяют на магматические, представленные интрузивными телами различной формы и состава, и амагматические (соляные, глиняные и «ледяные» диапиры).
Образование тектонических дислокаций происходило на протяжении всей геологической истории. В качестве типичных примеров тектонических дислокаций можно привести складки, флексуры, разломы, интрузии и т.р.
Тектонические дислокации всех видов — главные движущие силы горообразования (орогенеза). Складчатые горные сооружения, или, что менее точно — геосинклинали (в широком смысле этого слова), геосинклинальные системы, в современной научной литературе часто заменяется более точным термином «ороген», то есть горное сооружение, достигшее заключительной стадии своего геологического развития в тектонически подвижных зонах земной коры. Именно эта стадия, суть которой заключается преимущественно в сочетании восходящих движений коры на фоне тектонических дислокаций и вулканизма, — заключительный этап возникновения гор преимущественно складчатого типа[1].
К таким складчатам областям, осложнёнными тектоническими нарушениями, шарьяжами, относили молодую Альпийскую складчатую область, возрождённые горы Алтае-Саянской горной области, Большой Кавказский антиклинорий и др.
Дизъюнктивные дислокации[править | править код]
Дизъюнктивные дислокации (от лат. disjunctivus — разделительный) — это разрывы сплошности горных геологических тел. «Дизъюнктивная (разрывная) деформация» — это общий термин для трещин, разрывов и разломов. Разрывные дислокации могут происходить без вертикальных смещений блоков горных пород относительно друг друга (разрывы, трещины). Наиболее контрастны разрывы со смещениями в виде сбросов, взбросов, сдвигов, надвигов, тектонических покровов (шарьяжей) и раздвигов. По отношению к складчатым геологическим структурам дизъюнктивные дислокации бывают краевыми (граничными), внутренними и сквозными. По глубине проявления они подразделяются на приповерхностные и на глубинные. Последние рассекают земную кору и верхнюю мантию. Именно такие дислокации обычно служат каналами выхода мантийного вещества на земную поверхность (вулканизм), или внедрение магмы между слоями осадочных горных пород на глубине (интрузивный магматизм).
Некоторые специалисты выделяют дизъюнктивные деформации нетектонического происхождения. Таковыми являются деформации, возникающие при сокращении объема породы, выветривании, оползней, падения метеоритов и т. п.
Пликативные деформации[править | править код]
Дислокации первоначально субгоризонтально залегающих озёрных песчанистых глин, возникшие в результате подводных оползней и, возможно, стресса позднее двигающихся здесь ледниковых льдов. Хорошо видны разорванные слои ленточноподобных глин.Разрез Беле, Алтайские горы. Август 2010.
Пликативные нарушения (от лат. plico — складываю) — нарушения первичного залегания горных пород (то есть, собственно дислокация), которые приводят к возникновению изгибов горных пород различных масштабов и формы без разрыва их сплошности (связности). Пликативные нарушения также часто называют складчатыми, потому что главной разновидностью связных нарушений являются разнообразные складки горных пород.
Этот термин, однако, не охватывает всех видов связных нарушений, так как среди них имеются так же и нарушения другого типа, например — разлинзование.
Причиной пликативных нарушений могут быть эндогенные процессы, которые связаны с деятельностью глубинных сил Земли (тектонические, магматические, обусловленные различными проявлениями гравитации и др.)). Бывают пликативные нарушения, связанные и с экзогенными процессами, например с оползнями, нагнетающим движениями глетчерных льдов (гляциодислокация) и другими нетектоническими причинами.
Однако основное значение в проявлении пликативных дислокаций имеют все же тектонические процессы, в частности, явления горизонтального сжатия, возникающие при сближении (субдукции, коллизии) литосферных плит.
Рельефообразующая роль тектонических дислокаций[править | править код]
Эта роль велика, или, в планетарном масштабе, даже является доминирующей, поскольку тектонические движения в целом формируют не только отдельные типы и формы мезо- и макрорельефа (горные хребты и межгорные впадины, тектонические уступы и т. п.), но и формы мегарельефа (окраинные горные цепи, глубоководные желоба, срединно-океанические хребты) и так называемые планетарные формы рельефа — континенты и их элементы (многокилометровые континентальные склоны) и океанические впадины.
В элементарных случаях антиклинали и синклинали находят своё прямое отражение в рельефе, то есть первым соответствуют возвышенности, а вторым — понижения. Иногда история геологического развития территории и литология горных пород, слагающие собранные в складки слои, приводят к обратному результату. В этих случаях на поверхности возникает так называемый инверсионный (обращенный) рельеф. Небольшие и простые по строению складки выражаются в рельефе в виде невысоких и относительно симметричных горных хребтов (например, Терский и Сунженский хребты северного склона Большого Кавказа). Более крупные и сложные по внутреннему строению складчатые структуры — антиклинории и синклинории — выражены в рельефе в виде крупных хребтов и разделяющих их понижений (Главный и Боковой хребты на Кавказе, Каратау и Актау на Мангышлаке, Курайский и Северо-Чуйский — на Алтае и так далее). И наконец, наиболее крупные складчатые сооружения, состоящие из нескольких антиклинориев и синклинориев называются мегаантиклинориями. Они имеют облик горной страны и относятся к мегаформам рельефа.
Разрывные дислокации также прямо или опосредованно отражены в рельефе. Так, геологически молодые сбросы или надвиги морфологически часто выражены уступами (эскарпами) топографической поверхности. Высота этих уступов обычно отражает величину вертикального смещения блоков земной коры. При серии сбросов или взбросов, если блоки смещены в одном направлении, образуется ступенчатый рельеф, а если в различных — то возникают глыбово-тектонические или сбросово-глыбовые горы. С позиций структурных особенностей перемещенных блоков различают столовые глыбовые и складчато-глыбовые горы. Столовоглыбовые горы возникают на участках первичной не дислоцированной в складки горизонтально или моноклинально залегающих осадочных пластов. Примером таких гор является Столовая Юра, а также знаменитые столовые горы Южной Африки. Складчатые глыбовые горы возникают на месте часто пенепленизированных древних складчатых структур — Алтай, Саяны и т. д
По занимаемой на земной поверхности площади глыбовые горы не уступают складчатым. Да и сами складчатые горы обычно сильно осложнены разрывной тектоникой. Обособление антиклиналей (антиклинориев) и синклиналей (синклинориев) обычно сопровождается формированием ограничивающих разломов. В результате образуются горст-антиклинали (горст-антиклинории) или грабен-синклинали (грабен-синклинории), которые в большинстве случаев и определяют внутреннюю структуру складчато-глыбовых гор.
Трещины и разломы в земной коре обычно служат также линейными первичными понижениями для заложения эрозионной сети. Крупнейшие водотоки мира часто наследуют тектонические разломы. Наиболее характерные примеры это системы глубинных сквозных тектонических дислокаций речного бассейна Кама — Волга, реки Иордан. Системы разломов могут также определять и очертания береговых линий морей и океанов (Синайский полуостров, рифтовая впадина Красного моря и т. п.).
Наконец, вдоль линий дизъюнктивных дислокаций часто наблюдаются выходы магматических пород (вулканизм различного типа), горячих и минеральных источников.
Примечания[править | править код]
- ↑ Хаин В. Е. Общая геотектоника. — М.:Недра, 1973.
Литература[править | править код]
- Горная энциклопедия. В пяти томах. — М.:Советская энциклопедия, 1984—1991.
- Геологический словарь. В двух томах. — М.:Недра, 1978.
- Леонтьев О. К., Рычагов Г. И. Общая геоморфология (учебник для геогр. спец. вузов) / — 2-е изд., перераб. и доп. — М. : Высш. шк., 1988. — 318 с.
- Планета Земля из космоса / Ред. Г. М. Гречко. — М.:Планета, 1987. — 199 с.
- Николаев Н. И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. — М.: Недра, 1988. — 491 с. =
- Огаджанов В.А., Огаджанов А.В. Физико-геологические характеристики платформенной части Европейско — Африканского сквозного тектонического пояса//Геофизика. 2014. №4. С. 33-39.
См. также[править | править код]
- Теория геосинклиналей
- Рельеф дна океанов
- Диапир
- Разлом
- Соляная тектоника
Ссылки[править | править код]
- А.Н.Рудой. Тектонические дислокации и их отражение в рельефе. Климат, лёд, вода, ландшафты. Дата обращения 30 января 2011. Архивировано 27 мая 2012 года.
- Горообразование и горный рельеф
- [www.diclib.com/%D0%A1%D0%BA%D0%BB%D0%B0%D0%B4%D1%87%D0%B0%D1%82%D0%BE%D1%81%D1%82%D1%8C%20%D0%B3%D0%BE%D1%80%D0%BD%D1%8B%D1%85%20%D0%BF%D0%BE%D1%80%D0%BE%D0%B4/show/ru/bse/65352 Складчатость горных пород. БСЭ]
Некоторые внешние ссылки в этой статье ведут на сайты, занесённые в спам-лист. Эти сайты могут нарушать авторские права, быть признаны неавторитетными источниками или по другим причинам быть запрещены в Википедии. Редакторам следует заменить такие ссылки ссылками на соответствующие правилам сайты или библиографическими ссылками на печатные источники либо удалить их (возможно, вместе с подтверждаемым ими содержимым). Список проблемных ссылок
|
Источник
Основные положения тектоники литосферных плит
Основные положения тектоники плит
Доказательства реальности механизма тектоники литосферных плит
Тектоника плит (plate tectonics) — современная геодинамическая концепция, основанная на положении о крупномасштабных горизонтальных перемещениях относительно целостных фрагментов литосферы (литосферных плит). Таким образом, тектоника плит рассматривает движения и взаимодействия литосферных плит.
Впервые предположение о горизонтальном движении блоков коры было высказано Альфредом Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы «дрейфа континентов», но поддержки эта гипотеза в то время не получила. Лишь в 1960-х годах исследования дна океанов дали неоспоримые доказательства горизонтальных движении плит и процессов расширения океанов за счёт формирования (спрединга) океанической коры. Возрождение идей о преобладающей роли горизонтальных движений произошло в рамках «мобилистического» направления, развитие которого и повлекло разработку современной теории тектоники плит. Основные положения тектоники плит сформулированы в 1967-68 группой американских геофизиков — У. Дж. Морганом, К. Ле Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей американских учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов
Основные положения тектоники плит
Основные положения тектоники плит можно свети к нескольким основополагающим
1. Верхняя каменная часть планеты разделена на две оболочки, существенно различающиеся по реологическим свойствам: жесткую и хрупкую литосферу и подстилающую её пластичную и подвижную астеносферу.
2. Литосфера разделена по плиты, постоянно движущиеся по поверхности пластичной астеносферы. Литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество мелких. Между крупными и средними плитами располагаются пояса, сложенные мозаикой мелких коровых плит.
Границы плит являются областями сейсмической, тектонической и магматической активности; внутренние области плит слабо сейсмичны и характеризуются слабой проявленностью эндогенных процессов.
Более 90 % поверхности Земли приходится на 8 крупных литосферных плит:
Австралийская плита,
Антарктическая плита,
Африканская плита,
Евразийская плита,
Индостанская плита,
Тихоокеанская плита,
Северо-Американская плита,
Южно-Американская плита.
Средние плиты: Аравийская (субконтинент), Карибская, Филиппинская, Наска и Кокос и Хуан де Фука и др..
Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (например, Тихоокеанская плита), другие включают фрагменты и океанической и континентальной коры.
3. Различают три типа относительных перемещений плит: расхождение (дивергенция), схождение (конвергенция) и сдвиговые перемещения.
Соответственно, выделяются и три типа основных границ плит.
Дивергентные границы – границы, вдоль которых происходит раздвижение плит.
Процессы горизонтального растяжения литосферы называют рифтогенезом. Эти границы приурочены к континентальным рифтам и срединно-океанических хребтам в океанических бассейнах.
Термин «рифт» (от англ. rift – разрыв, трещина, щель) применяется к крупным линейным структурам глубинного происхождения, образованным в ходе растяжения земной коры. В плане строения они представляют собой грабенообразные структуры.
Закладываться рифты могут и на континентальной, и на океанической коре, образуя единую глобальную систему, ориентированную относительно оси геоида. При этом эволюция континентальных рифтов может привести к разрыву сплошности континентальной коры и превращению этого рифта в рифт океанический (если расширение рифта прекращается до стадии разрыва континентальной коры, он заполняется осадками, превращаясь в авлакоген).
Строение континентального рифта
Процесс раздвижения плит в зонах океанских рифтов (срединно-океанических хребтов) сопровождается образованием новой океанической коры за счёт магматических базальтовых расплав поступающих из астеносферы. Такой процесс образования новой океанической коры за счёт поступления мантийного вещества называется спрединг (от англ. spread – расстилать, развёртывать).
Строение срединно-океанического хребта
В ходе спрединга каждый импульс растяжения сопровождается поступлением новой порции мантийных расплавов, которые, застывая, наращивают края расходящихся от оси СОХ плит.
Именно в этих зонах происходит формирование молодой океанической коры.
Конвергентные границы – границы, вдоль которых происходит столкновение плит. Главных вариантов взаимодействия при столкновении может быть три: «океаническая – океаническая», «океаническая – континентальная» и «континентальная — континентальная» литосфера. В зависимости от характера сталкивающихся плит, может протекать несколько различных процессов.
Субдукция – процесс поддвига океанской плиты под континентальную или другую океаническую. Зоны субдукции приурочены к осевым частям глубоководных желобов, сопряжённых с островными дугами (являющихся элементами активных окраин). На субдукционные границы приходится около 80% протяжённости всех конвергентных границ.
При столкновении континентальной и океанической плит естественным явлением является поддвиг океанической (более тяжёлой) под край континентальной; при столкновении двух океанических погружается более древняя (то есть более остывшая и плотная) из них.
Зоны субдукции имеют характерное строение: их типичными элементами служат глубоководный желоб – вулканическая островная дуга – задуговый бассейн. Глубоководный желоб образуется в зоне изгиба и поддвига субдуцирующей плиты. По мере погружения эта плита начинает терять воду (находящуюся в изобилии в составе осадков и минералов), последняя, как известно, значительно снижает температуру плавления пород, что приводит к образованию очагов плавления, питающих вулканы островных дуг. В тылу вулканической дуги обычно происходит некоторое растяжение, определяющее образование задугового бассейна. В зоне задугового бассейна растяжение может быть столь значительным, что приводит к разрыву коры плиты и раскрытию бассейна с океанической корой (так называемый процесс задугового спрединга).
Модель процесса субдукции
Погружение субдуцирующей плиты в мантию трассируется очагами землетрясений, возникающих на контакте плит и внутри субдуцирующей плиты (более холодной и вследствие этого более хрупкой, чем окружающие мантийные породы). Эта сейсмофокальная зона получила название зона Беньофа-Заварицкого.
В зонах субдукции начинается процесс формирования новой континентальной коры.
Значительно более редким процессом взаимодействия континентальной и океанской плит служит процесс обдукции – надвигания части океанической литосферы на край континентальной плиты. Следует подчеркнуть, что в ходе этого процесса происходит расслоение океанской плиты, и надвигается лишь её верхняя часть – кора и несколько километров верхней мантии.
При столкновении континентальных плит, кора которых более лёгкая, чем вещество мантии, и вследствие этого не способна в неё погрузиться, протекает процесс коллизии. В ходе коллизии края сталкивающихся континентальных плит дробятся, сминаются, формируются системы крупных надвигов, что приводит к росту горных сооружений со сложным складчато-надвиговым строением. Классическим примером такого процесса служит столкновение Индостанской плиты с Евразийской, сопровождающееся ростом грандиозных горных систем Гималаев и Тибета.
Модель процесса коллизии
Процесс коллизии сменяет процесс субдукции, завершая закрытие океанического бассейна. При этом в начале коллизионного процесса, когда края континентов уже сблизились, коллизия сочетается с процессом субдукции (продолжается погружение под край континента остатков океанической коры).
Для коллизионных процессов типичны масштабный региональный метаморфизм и интрузивный гранитоидный магматизм. Эти процессы приводят к созданию новой континентальной коры (с её типичным гранито-гнейсовым слоем).
Трансформные границы – границы, вдоль которых происходят сдвиговые смещения плит.
Границы литосферных плит Земли
1 – дивергентные границы (а – срединно-океанские хребты, б – континентальные рифты); 2 – трансформные границы; 3 – конвергентные границы (а – островодужные, б – активные континентальные окраины, в – коллизионные); 4 – направления и скорости (см/год) движения плит.
4. Объём поглощённой в зонах субдукции океанской коры равен объёму коры, возникающей в зонах спрединга. Это положении подчёркивает мнение о постоянстве объёма Земли. Но такое мнение не является единственным и окончательно доказанным. Не исключено, что объём планы меняется пульсационно, или происходит уменьшение его уменьшение за счёт охлаждения.
5. Основной причиной движения плит служит мантийная конвекция, обусловленная мантийными теплогравитационными течениями.
Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных областей Земли и температуры близповерхностных её частей. При этом основная часть эндогенного тепла выделяется на границе ядра и мантии в ходе процесса глубинной дифференциации, определяющего распад первичного хондритового вещества, в ходе которого металлическая часть устремляется к центру, наращивая ядро планеты, а силикатная часть концентрируются в мантии, где далее подвергается дифференциации.
Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, и они всплывают, уступая место опускающимся более холодными и потому более тяжёлым массам, уже отдавшим часть тепла в близповерхностных зонах. Этот процесс переноса тепла идёт непрерывно, в результате чего возникают упорядоченные замкнутые конвективные ячейки. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения определяет горизонтальное перемещение вещества астеносферы и расположенных на ней плит. В целом, восходящие ветви конвективных ячей располагаются под зонами дивергентных границ (СОХ и континентальными рифтами), нисходящие – под зонами конвергентных границ.
Таким образом, основная причина движения литосферных плит – «волочение» конвективными течениями.
Кроме того, на плиты действуют ещё рад факторов. В частности, поверхность астеносферы оказывается несколько приподнятой над зонами восходящих ветвей и более опущенной в зонах погружения, что определяет гравитационное «соскальзывание» литосферной плиты, находящейся на наклонной пластичной поверхности. Дополнительно действуют процессы затягивания тяжёлой холодной океанской литосферы в зонах субдукции в горячую, и как следствие менее плотную, астеносферу, а также гидравлического расклинивания базальтами в зонах СОХ.
Рисунок — Силы, действующие на литосферные плиты.
К подошве внутриплитовых частей литосферы приложены главные движущие силы тектоники плит – силы мантийного “волочения” (англ. drag) FDO под океанами и FDC под континентами, величина которых зависит в первую очередь от скорости астеносферного течения, а последняя определяется вязкостью и мощностью астеносферного слоя. Так как под континентами мощность астеносферы значительно меньше, а вязкость значительно больше, чем под океанами, величина силы FDC почти на порядок уступает величине FDO. Под континентами, особенно их древними частями (материковыми щитами), астеносфера почти выклинивается, поэтому континенты как бы оказываются “сидящими на мели”. Поскольку большинство литосферных плит современной Земли включают в себя как океанскую, так и континентальную части, следует ожидать, что присутствие в составе плиты континента в общем случае должно “тормозить” движение всей плиты. Так оно и происходит в действительности (быстрее всего движутся почти чисто океанские плиты Тихоокеанская, Кокос и Наска; медленнее всего – Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая и Африканская, значительную часть площади которых занимают континенты). Наконец, на конвергентных границах плит, где тяжелые и холодные края литосферных плит (слэбы) погружаются в мантию, их отрицательная плавучесть создает силу FNB (индекс в обозначении силы – от английского negative buoyance). Действие последней приводит к тому, что субдуцирующая часть плиты тонет в астеносфере и тянет за собой всю плиту, увеличивая тем самым скорость ее движения. Очевидно, сила FNB действует эпизодически и только в определенных геодинамических обстановках, например в случаях описанного выше обрушения слэбов через раздел 670 км.
Таким образом, механизмы, приводящие в движение литосферные плиты, могут быть условно отнесены к следующим двум группам: 1) связанные с силами мантийного “волочения” (mantle drag mechanism), приложенными к любым точкам подошвы плит, на рис. 2.5.5 – силы FDO и FDC; 2) связанные с силами, приложенными к краям плит (edge-force mechanism), на рисунке – силы FRP и FNB. Роль того или иного движущего механизма, а также тех или иных сил оценивается индивидуально для каждой литосферной плиты.
Совокупность этих процессов отражает общий геодинамический процесс, охватывающих области от поверхностных до глубинных зон Земли.
Принципиальная схема мантийной конвекции
Альтернативные схемы мантийной конвекции
Мантийная конвекция и геодинамические процессы
В настоящее время в мантии Земли развивается двухъячейковая мантийная конвекция с закрытыми ячейками (согласно модели сквозьмантийной конвекции) или раздельная конвекция в верхней и нижней мантии с накоплением слэбов под зонами субдукции (согласно двухъярусной модели). Вероятные полюсы подъема мантийного вещества расположены в северо-восточной Африке (примерно под зоной сочленения Африканской, Сомалийской и Аравийской плит) и в районе острова Пасхи (под срединным хребтом Тихого океана – Восточно-Тихоокеанским поднятием).
Экватор опускания мантийного вещества проходит примерно по непрерывной цепи конвергентных границ плит по периферии Тихого и восточной части Индийского океанов.
Современный режим мантийной конвекции, начавшийся примерно 200 млн. лет назад распадом Пангеи и породивший современные океаны, в будущем сменится на одноячейковый режим (по модели сквозьмантийной конвекции) или (по альтернативной модели) конвекция станет сквозьмантийной за счет обрушения слэбов через раздел 670 км. Это, возможно, приведет к столкновению материков и формированию нового суперконтинента, пятого по счету в истории Земли.
6. Перемещения плит подчиняются законам сферической геометрии и могут быть описаны на основе теоремы Эйлера. Теорема вращения Эйлера утверждает, что любое вращение трёхмерного пространства имеет ось. Таким образом, вращение может быть описана тремя параметрами: координаты оси вращения (например, её широта и долгота) и угол поворота. На основании этого положения может быть реконструировано положение континентов в прошлые геологические эпохи. Анализ перемещений континентов привёл к выводу, что каждые 400-600 млн. лет они объединяются в единый суперконтинент, подвергающийся в дальнейшем распаду. В результате раскола такого суперконтинента Пангеи, произошедшего 200-150 млн. лет назад, и образовались современные континенты.
Некоторые доказательства реальности механизма тектоники литосферных плит
Удревнение возраста океанической коры по мере удаления от осей спрединга (см. рисунок). В этом же направлении отмечается нарастание мощности и стратиграфической полноты осадочного слоя.
Рисунок — Карта возраста пород океанического дна Северной Атлантики (по У. Питмену и М. Тальвани, 1972). Разным цветом выделены участки океанского дна различных возрастных интервалов; цифрами указан возраст в миллионах лет.
Геофизические данные.
Рисунок – Томографический профиль через Эллинский желоб, остров Крит и Эгейское море. Серые кружки – гипоцентры землетрясений. Синим цветом показана пластина погружающейся холодной мантии, красным – горячая мантия (по данным В. Спэкмена, 1989)
Остатки огромной плиты Фаралон, исчезнувшей в зоне субдукции под Северной и Южной Америками, фиксируемые в виде слейбов «холодной» мантии (разрез поперек Сев. Америки, по S-волнам). По Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, No. 4, 1-7
Полосовые магнитные аномалии
Линейные магнитные аномалии в океанах были обнаружены в 50-х годах при геофизическом изучении Тихого океана. Это открытие позволило в 1968 году Хессу и Дицу сформулировать теорию спрединга океанического дна, которая выросла в теорию тектоники плит. Они стали одним из самых веских доказательств правильности теории.
Рисунок — Образование полосовых магнит?