методичка

механических свойств. Особые свойства астеносферы объясняются частично расплавленным состоянием её вещества; количество расплава обычно не превышает первых процентов, но на некоторых участках степень плавления возрастает, и образуются магматические очаги. Именно астеносфера является основным магмагенерирующим слоем Земли, и её открытие позволило понять,

каким образом в твердой (выше ядра) Земле, могут возникать очаги, питающие магмой вулканы. Положение границы литосферы и астеносферы в решающей степени зависит от величины теплового потока и величины геотермического градиента, и определяется положением изотермы 1200º. Минимальные значения мощности литосферы 3–15 км, свойственны осевой зоне быстроспредингового Восточно-Тихоокеанского поднятия, а максимальные значения – 200 км и более – древним платформам-кратонам. В современных вулканически активных орогенах, таких, как Большой Кавказ или Японские острова, уже в самой литосфере, особенно в средней коре, появляются участки с астеносферными свойствами – астенолинзы, в которых локализуются магматические очаги. Они обнаружены также на Камчатке, в Калифорнии, под Везувием зона пониженных скоростей находится на глубине 10 км.

Т е к то н и к а п ли т . Создание Мировой сети сейсмических станций и накоплением материала по глобальной сейсмичности послужило основанием для разработки представления о том, что литосфера Земли разделена на блоки или плиты, обладающие жесткостью и монолитностью, а вся тектоническая активность приурочена к границам таких плит. В 1968 г. было намечено разделение литосферы Земли на семь крупных (тысячи км в поперечнике),

которые называются мегаплитами: Северо-Американская, Евразийская,

Южно-Американская, Африканская, Индо-Австралийская, Антарктическая и Пацифик (Тихоокеанская) (рис. 6) и семь среднего размера (до тысячи или немного более километров в поперечнике) – мезоплиты: Кокос, Карибская,

Наска, Скотия, Аравийская, Филиппинская, Каролинская. Плиты с размерами в сотни километров являются микроплитами, к их числу относятся выделенные в крайней Северо-восточной части Тихого океана, у берегов Канады и США – Горда, Хуан-де-Фука, Эксплорер; в районах тройных

71

Хуан-де-Фука

Евразийская

Китайская

Северо-Американская

С

р

е

Аравийская

д

Африканская

е

и

н

Филиппинская

н

и

Карибская

о

т

-

я

х

А

т

н

Кокос

р

А

л

д

р

е

а

а

о

б

н

в

Пациф

е

п

т т

й

е

и

с

ч

к

о

о

е

х

-

к

с

р

И

с

к

е

н

б д

н

и

е

и

а

й

т

й

с

е

Ц

Южно-Американская

к

е

к

н

й

о

и й

т

о

Наска

р

Индо-Австралийская

а

х

к

л

и

с

ь

Т

й

н

и

х о

-

р

-

о

д

е

И

н

н

е

т

б

н

ч

И

е д

-

б

т и

о

о

е

й

т

н

р

с

к

с

о

д

х

й

А

В

п

а

в

с

За

а

й

т

па

З

д

н

и

р

к

о

-

с

а

я

Ч

е

и

л

н

п

л

и

й

ч

о

ск

о

т

о

д

н

-

о

д

н

а

я

е

А

п

л

т

т

п н

е

ие

А

-

т

о т

о

о

е

д а

н

б

к

а

е

с

к

н р

и

р

х

я к

н

р

ф

т т

а

е

А

и и

Скотия

к

Антарктическая

е ч

о

е

о

с

х

к

и

о

Т

е

-

о

н

ж

Ю

рис. 6 Картосхема литосферных плит

72

сочленений мега- и мезоплит, например, в районе о. Пасхи, Галапагосских или Азорских островов.

Решающие доказательства справедливости тектоники плит были получены в последнее десятилетие методами космической геодезии – длиннобазовой радиоинтерферометрией (VLBI), регистрацией лазерных отражений со спутников (SLR) и наконец, использованием глобальной системы определения координат (GPS). Наблюдения, произведенные этими тремя независимыми методами, дали результаты, хорошо согласующиеся с предложенными моделями кинематики плит, основанными на вычислении азимутов перемещения плит по фокальным механизмам землетрясений и ориентации трансформных разломов.

Данные сейсмологии и изучение линейных магнитных аномалий океанского дна позволили установить, что плиты испытывают друг относительно друга горизонтальные перемещения, и в зависимости от их характера выделить три типа границ плит: дивергентные, конвергентные и трансформные. На дивергентных границах происходит разрастание океанской коры и литосферы, получившее название спрединга, а на конвергентных – её погружение в мантию, названное субдукцией. Таким образом, главным процессом на дивергентных границах плит является спрединг, т.е. раздвиг литосферных плит, сопровождаемый заполнением полосы раздвига новообразованной океанической корой – продуктом плавления астеносферы.

Но спредингу в подавляещем большинстве случаев предшествует

континентальный рифтинг, наиболее наглядный пример перехода рифтинга в спрединг дает Восточная Африка, а более конкретно – район впадины Афар,

где происходит сочленение Восточно-Африканской континентальной рифтовой системы с осью спрединга Аденского залива, достигающей на западе залива Таджура. С началом спрединга плечи рифта, вдоль которого начался спрединг, становятся пассивными окраинами континентов, ограничивающими нарождающий океан. Слагающая их континентальная кора становится утонченной в 1.5 – 2 раза по сравнению с внутренними районами того же континента, такая кора получила название субокеанской, она может занимать по одну или обе стороны океанского бассейна полосу шириной до 100-150 км.

73

Осям спрединга в рельефе океанов и окраинных морей с корой океанского типа отвечают подводные хребты, вершины которых иногда возвышаются над уровнем моря в виде островов. В редких примерах,

относящихся к окраинным морям – Филиппинскому и Красному, а также Калифорнийскому заливу, вместо хребта наблюдаются узкие глубокие щели.

Такая морфология свойственна ранним или незавершенным стадиям спрединга; на более продвинутых стадиях уже образуются хребты – например хребет Шеба в Аденском заливе. Вершинные зоны хребтов лежат на уровне 2- 4 км, а ширина варьирует от нескольких сот до первых тысяч километров.

Основное влияние на морфологию и структуру спрединговых хребтов оказывает скорость спрединга. В современную эпоху она колеблется от 1

см/год в арктическом хребте Гаккеля и Юго-Западном Индоокеанском хребте и до 16 см/год в Восточно-Тихоокеанском поднятии. Хребты со скоростью спрединга меньше 5 см/год относят к разряду медленноспрединговых, а со скоростью больше 5 см/год – быстроспрединговых. Ко вторым относится Восточно-Тихоокеанское поднятие, к первым – спрединговые хребты всех остальных океанов. Величина теплового потока влияет на морфологию и структуру спрединговых хребтов: с участками «холодной мантии» связана повышенная нарушенность океанской литосферы трансформными разломами,

как например, в Экваториальной Атлантике и Австрало-Антарктическом несогласии; а хребет Рейкянес вблизи Исландии отличается почти полным отсутствием трансформных разломов. Среди трансформных разломов Мирового океана можно выделить по значимости три категории. Наиболее значимые – пересекающие весь океан и в ряде случаев выходящие на сушу.

Они получили название магистральных, или демаркационных, важной особенностью их является то обстоятельство, что они подразделяют океан на сегменты, отличающиеся по времени начала раскрытия. В Атлантике выделяется несколько магистральных разломов: с севера на юг это Шпицбергенский, Чарли-Гиббса, Азоро-Гибралтарский, Романш, Риу-Гранди,

Фолкледско-Агульясский. К числу магистральных разломов относятся и разломы-гиганты Северо-Восточной части Тихого океана – Мендосино,

Мерей, Кларион, Клиппертон и др. Они протягиваются на тысячи километров,

74

пресекая большую часть обширного ложа Тихого океана; смещение вдоль разлома Мендосино, оцениваемое по линейным магнитным аномалиям,

составляет более тысячи километров, а перепад уровня океана – 12 м. Как правило, трансформные разломы ортогональны осям спрединга и их простирание совпадает с направлением спрединга.

Субдукции на конвергентных границах плит принадлежит столь же важная роль, как и спредингу на дивергентных границах. В настоящее время зоны субдукции почти полностью обрамляют Тихий океан, протягиваются вдоль северо-восточной и северной (Макран) окраин Индийского океана и обрамляют два относительно небольших участка западной окраины Атлантики. Первоначально под субдукцией понимался подвиг океанской коры и литосферы под континентальную, островодужную или даже также океанскую кору и литосферу с поглощением пододвинутой пластины в астеносферной мантии. Достоверно известно, что субдукции может подвергаться не только океанская, но и континентальная кора, происходит это при перерастании субдукции в коллизию. Поддвиг континентальной коры А.Балли предложил называть субдукцией А (в честь швейцарского геолога А.Амштутца, предложившего впервые термин «субдукция», имея в виду именно подвиг континентальной коры Европы под Альпы), в отличие от субдукции океанской коры – субдукции типа В (в честь Х.Беньоффа, после работ которого явление субдукции, как подвиг океанской коры получило широкое признание). Зоны субдукции вырисовываются в поперечном сечении в виде пластин (слэбов) сначала полого, а затем все более круто погружающихся в мантию; их выходу на поверхность отвечают зоны глубоководных желобов, окаймляющих островные дуги или окраины континентов. Наклон зон субдукции в общем нарастает с глубиной, но происходит это неравномерно. Западнотихоокенские зоны обнаруживают в среднем более крутой наклон, более 45%; на глубине он может доходить до почти вертикального. Напротив, зона субдукции, протягивающаяся вдоль Южной Америки, отличается пологим наклоном, в Андах Перу и Центрального Чили на глубине 100 км наблюдается её выполаживание до горизонтального положения, здесь она непосредственно подстилает толстую

75

южноамериканскую литосферу. Возможно, астеносфера обладает течением,

направленным на востоке навстречу погружающимся слэбам, кроме того, на западе Тихого океана субдуцируется более древняя и тяжелая литосфера, а на востоке – гораздо более молодая и легкая. Зона субдукции плиты Фараллон против юго-западной части Соединенных Штатов, где эта плита целиком ушла под континент, по данным о распространении как продольных, так и поперечных волн погружение плиты Фараллон прослеживается практически до границы мантии и ядра.

В «классической» тектонике плит субдукция сопровождается образованием в висячем крыле их зон аккреционных клиньев (призм),

наращивающих окраины континентов или островные дуги. Проведенные в 70-

е и последующие годы детальные исследования, прежде всего сейсмические и буровые, окраин Северо-Восточной Японии, Центральной Америки и Перу показали, что наряду с аккрецией вдоль зон субдукции может происходить и тектоническая эрозия, а также затягивание осадков под нависающую плиту.

Одним из самых важных следствий процесса субдукции является возникновение над зонами субдукции магматических дуг (поясов) с

образованием огромных масс пород преимущественно среднего и кислого состава, наряду с осадками аккреционных призм, наращивающих континентальную кору. Процесс ведущий, в конечном счете, к

магмаобразованию при субдукции океанских плит, начинается уже на относительно небольшой глубине с дегидратации осадков и базальтов,

залегающих в их кровле. Начиная с глубины порядка 60 км, мафиты коры испытывают эклогитизацию, а на глубине 100-120 км начинается само магмообразование. Этой глубине на поверхности отвечает «вулканический фронт». Расстояние до этого фронта от выхода зоны субдукции, т.е. оси желоба, зависит от наклона данной зоны и скорости субдукции и составляет от

150 до 450 км.

Коллизия представляет вторую и заключительную фазу конвергенции литосферных плит, после которой наступает либо слияние этих плит в одну более крупную, либо их взаимодействие далее происходит вдоль крупного транформного разлома (Лавразия и Гондвана в конце палеозоя). Сама коллизия

76

начинается тогда, когда с поверхности исчезает пространство между континентами, занимаемое океанской литосферой, и эти континенты вступают

в непосредственное соприкосновение. Конечным результатом

полномасштабной коллизии является формирование складчато-надвигово-

покровного горног сооружения – орогена. В последние десятилетия применение сейсмики отраженных волн и многоволновой сейсмики позволило расшифровать глубинное строениеее ряда палеозойских – Аппалачи,

Среднеевропейские герциниды, Урал, и мезозойско-кайнозойских – Кордильеры, Пиринеи, Альпы, Западные Карпаты, Апеннины, Большой Кавказ

– орогенов и выявить важные особенности этих структур, указывающие и на условия их формирования. Рассматривая строение орогенов, можно заметить,

верхняя кора испытывает в них наиболее значительное видимое сжатие и при этом, в общем, выжимается вверх и надвигается в стороны, образуя надвиги и тектонические покровы. Средняя и нижняя кора ведут себя по-иному; в силу своей пластичности они обычно нагнетаются в осевые части сооружений, и это вместе с нагромождением верхней коры и обеспечивает увеличение мощности коры орогенов по сравнению с платформами до 50-55 км.

Г р а н и ц ы л и т о с ф е р н ы х п л и т . Самая крупная по площади плита

— Пацифик (Тихоокеанская). Она целиком состоит из океанической литосферы и занимает большую часть дна от спредингового хребта,

состоящего из друх частей: Южно-Тихоокеанского и Восточно-

Тихоокеанского поднятий, разделом между которыми служит зона трансформных разломов Элтанин. Южно-Тихоокеанское поднятие,

соединяющее Восточно-Тихоокеанское поднятие с окраиной Южной Америки простирается в субширотном направлении от разлома Маккуори на западе, служащего границей Индо-Астралийской и плиты Пацифик, до зоны разломов Элтанин, которая простирается в западно-северо-западном направлении до зоны дуги Тонга-Кермадек. Зона разломов Элтанин,

включает ряд разломов (в том числе и основной – Хейзена, в котором обнаружено надвигание перидотитовой океанской коры на базальтовые слои той же коры), характеризуется весьма расчлененным рельефом с отдельными ущельями глубиной до 5,8 км и перепадом глубин более 6 км.

77

Восточно-Тихоокеанское поднятие, как и Южно-Тихоокеанское относится к быстроспрединговым хребтам (скорость спрединга составляет более 10 см в год) и протягивается параллельно побережью Южной и Центральной Америки вплоть до Калифорнийского залива, т.е. на расстояние 8000 км. К югу от Южно-Тихоокеанского и юго-востоку от Восточно-Тихоокеанского поднятий между ними и Западной Антарктидой и южным участком побережья Южной Америки расположена крупная котловина Беллинсгаузена, простирающаяся на 6000 км в широтном направлении.

Собственно границей между микроплитой Скотия и плитой Пацифик является разлом Шеклтона, который протягивается в юго-восточном направлении от западной оконечности Огненной Земли. На северо-востоке котловина замыкается Западно-Чилийским спрединговым поднятием,

соединяющим Восточно-Тихоокеанское поднятие с окраиной Южной Америки и отделяющее Антарктическую литосферную плиту от плиты Наска. Плита Наска занимает часть Тихого океана к востоку от оси Восточно-Тихоокеанского поднятия до оси Перуано-Чилийского желоба. С

севера эта плита ограничена рифтовой трещиной и трансформными разломами Галапагосского хребта, с юга – Чилийского. По трансформному разлому Сан-Андреас Тихоокеанская плита граничит с континентальной частью Северо-Американской плиты, которая с юга ограничена трансформными разломами Кайман и Барракуда. В вершине Калифорнийского залива происходит смыкание системы транформных разломов залива с внутриконтинентальным сдвигом Сан-Андреас, причем рифтовая долина продолжается на некоторое расстояние по суше, где она выражена грабеном Долины Смерти. На севере Калифорнии, против мыса Мендосино, разлом Сан-

Андреас утыкается в разлом Мендосино. Восточная граница Северо-

Американской плиты проходит по оси Срединно-Атлантического хребта, а

северная – по ее арктическому продолжению –оси хребта Гаккеля. Аляска и Чукотка включают в состоящий из многих малых плит циркум-

тихоокеанский планетарный пояс сжатия литосферы. Плита Кокос, распо-

ложена в восточной части Тихого океана, западная граница этой плиты фиксируется узкой сейсмоактивной зоной, приуроченной к рифтовой оси

78

подводного поднятия Альбатрос, южная – аналогичной по своей природе зоной, проходящей вдоль оси Галапагосского хребта. Южно-

Американская плита, граничащая с Северо-Американской по трансформному разлому Барракуда, с востока ограничена осевой зоной Срединно-Атлантического хребта, который пересекают многочисленные трансформные разломы. Граница Южно-Американской плиты на юге про-

ходит преимущественно по разломам, которые протягиваются от острова Буве к Южно-Сандвичевому желобу; далее к западу, эта граница проходит севернее Южно-Антильского хребта, также по трансформному разлому,

вплоть до Магелланова пролива. Западную границу Южно-Американской плиты традиционно проводят по оси Перуано-Чилийского желоба. При этом по геоморфологическим и геофизическим данным Анды можно относить к Циркумтихоокеанскому планетарному поясу сжатия литосферы

(в данном случае в составе Южно-Американской плиты). По осевой зоне Срединно-Атлантического хребта Южно-Американская плита граничит с

Африканской. Границами Африканской плиты являются участки трансформных разломов Южно-Атлантического, Африкано-Антарктического,

Западно-Индийского и Аравийско-Индийского подводных хребтов, а также Аденского залива (хребет Шеба) и Красного моря. С севера эта плита ограничена Азоро-Гибралтарским трансформным разломом, который к востоку переходит в конвергентную границу между Африканской плитой и западной частью Альпийско-Гималайского планетарного пояса сжатия Евразийской литосферной плиты. При этом Африканский Атлас относится к поясу сжатия Африканской плиты. В настоящее время в районе впадины Афар, где происходит сочленение Восточно-Африканской континентальной рифтовой системы с осью спрединга Аденского залива с юга на север нарастает растяжение и от Африканской плиты откалывается Сомалийская плита. Африканская плита непосредственно граничит с Евразийской по Азоро-Гибралтарскому трансформному разлому. Далее к востоку южная граница современной Евразийской плиты проходит по Альпам,

Карпатам, Крыму, Большому Кавказу и Копетдагу до Памира. Все эти горные области с юга граничат с целым рядом микроплит Альпийско-

79

Гималайского горного пояса сжатия литосферы. В юго-восточной части Евразийского региона выделяют самостоятельные плиты среднего и мелкого размера: Тибетско-Таримскую, Индонезийско-Малайзийскую,

Амурско-Японскую и Китайскую плиты. Южную границу Евразийской плиты на восток от Памира следует протягивать через Алтае-Саянскую зону на Байкал и далее вдоль Станового хребта и Алданского нагорья к западному побережью Охотского моря. Северо-восточная и восточная границы Евразийской плиты протягиваются от подводного хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане мимо устья Лены (порт Тикси) к Момскому рифту на Колыме и далее к югу по зоне сжатия вдоль западного побережья Охотского моря. С севера и запада Евразийская плита по рифтовой оси срединно-океанических хребтов Гаккеля, Мона и Северо-

Атлантического граничит непосредственно с Северо-Американской плитой.

Седьмая крупная плита – Индо-Австралийская, включает как материковую литосферу Индостана и Австралии, так и океаническую — северо-восточной части Индийского океана. К северу и востоку эта плита поддвигается под Гималаи, западную окраину Юго-Восточной Азии и Малайский архипелаг.

Поэтому северная и северо-восточная границы этой плиты маркируются системой предгорных прогибов Индостана и глубоководных желобов, из которых самый крупный — Яванский. С востока под Индо-Австралийскую плиту поддвигается Тихоокеанская, и здесь граница плит проходит по желобам Тонга и Кермадек. Далее к югу восточная граница Индо-

Австралийской плиты проходит по трансформному разлому Маккуори,

пересекающему Новую Зеландию. Юго-западная граница плиты протягивается по осевой зоне спрединговых Австрало-Антарктического хребта, Центрально-Индийского и его Аравийско-Индийским продолжением,

сочленяющиеся с Западно-Индийским хребтом, образуя в центре Индийского океана тройное сочленение Родригес. Австрало-Антарктический хребет с обеих сторон сопровождается глубоководными котловинами: параллельно побережью Австралии простирается Южно-Австралийская котловина глубиной 5,6-5,8 км, замыкающаяся на востоке континентальным выступом о-ва Тасмания и его южного продолжения, к югу от срединного хребта

80