28. Схема строения зоны Беньофа
Океанская кора
вместе с частью
мантии, лежащей
выше астеносферы,
погружается
внутрь мантии.
Это погружение
сопровождается
интенсивными
землетрясениями,
вулканической
активностью
в районе желобов
и примыкающих
к ним островных
ДУГ
ния участков дна по транспортным разломам достаточно сложны. Необходимо учитывать, что движение, строго говоря, происходит не в горизонтальном направлении, а по сфероиду, относительно так называемых «полюсов» разрастания.
Рифты срединно-океанических хребтов, зоны субдукции, трансформные разломы служат естественными границами отдельных участков земной коры. Эти участки представляют собой, по мнению сторонников новой глобальной тектоники, геологические структуры первого порядка, названные литосферными плитами. Литосферные плиты могут включать как континентальные, так и океанические участки коры. Английский исследователь Э. Буллард первоначально выделил шесть крупнейших плит: Тихоокеанскую, Американскую, Африканскую, Евразийскую, Австралийскую и Антарктическую. Дальнейшая разработка теории движения литосферных плит привела к тому, что в результате уточнения границ отдельных структур их количество резко увеличилось, и сейчас некоторые исследователи выделяют до ста отдельных плит. В идеальном случае плиты ограничены с одной стороны зонами, где поднимается мантийный материал и образуется новая литосфера, а другой границей служит зона поглощения литосферы, зона субдукции. Трансформные разломы являются пассивными границами, по ним плиты лишь скользят относительно друг друга. В природе плиты очень разнообразны, различаются между собой не только по размерам, но и по скорости движения, монолитности и т. д.
Размеры и форма плит литосферы изменчивы. Они меняются либо в результате увеличения площади океанов при спрединге, либо, напротив, вследствие поглощения части плиты в процессе субдукции.
Дальнейшее развитие гипотезы тектоники литосферных плит, в частности и советскими исследователями (П. Н. Кропоткиным, О. Г. Со-рохтиным, С. А. Ушаковым, В. В. Федынским, В. Е. Хаиным и др.), привело к уточнению высказанных ранее положений, переосмысливанию многих ранее известных фактов из истории развития Земли.
Исходя из представления о том, что относительно вязкий слой мантии, ее нижняя часть, заключен между двумя значительно менее вязкими средами — жидким внешним ядром и астеносферой, и полагая главным источником энергии геологических процессов плотнос-тную дифференциацию, О. Г. Сорох-тин (1974) построил математическую модель глубинных процессов.
Проведенные расчеты позволили предположить, что в нижней мантии преобладают вертикальные движения, а объединение восходящих и нисходящих потоков в замкнутые конвективные ячейки происходит за счет горизонтальных течений вещества в астеносфере верхней мантии и в переходном слое между мантией и ядром Земли. Причем энер
29. Трансформные разломы, расположенные между двумя участками хребта, смещены
относительно друг друга (Менард, 1971)
гетически возможным является только одно- или двухъячеистое строение Земли. Переход от одного состояния к другому закономерно чередуется во времени в зависимости от температурного режима мантии, изменяющего соотношение вязкостей мантии и астеносферы. При одноя-чеистой структуре мантия будет разогреваться, а ее вязкость соответственно уменьшаться. Достигнув критического предела, существующая конвективная структура становится энергетически невыгодной, и как следствие происходит самоускоряющийся процесс перестройки конвективной структуры в двухъ-ячеистую.
При двухъячеистой структуре тепловые потери мантии выше, температура ее снижается, вязкость увеличивается. Соотношение вязкости мантии и астеносферы подходит к критическому значению уже с другой стороны, что приводит опять к восстановлению одноячеистой структуры, т. е. возникает автогенераторный режим развития конвективного процесса.
Расчет времени, необходимого на завершение одного цикла, позволил оценить скорость протекания указанных процессов и сопоставить их с известными тектоно-магматически-ми циклами развития Земли, начиная от архейского времени. Получилась вполне удовлетворительная корреляция.
Согласно построенной модели современному этапу развития Земли соответствует двухъячеистая конвективная структура. Области подъема мантийного вещества находятся под районом острова Пасхи в Тихом океане и в Восточной Африке, под так называемым треугольником Афар на севере Эфиопии. Области «горячих» центров почти антиподны друг другу, а большинство современных геосинклинальных зон Земли (островных дуг и побережий материков, окаймленных глубоководными желобами) расположены вблизи линии, занимающей экваториальное положение по отношению к центру в треугольнике Афар (рис. 30). Эти области рассматриваются как зоны нисходящих потоков мантийного вещества. В предложенной концепции срединно-океанические хребты рассматриваются как зоны растяжения и подъема мантийного вещества к поверхности Земли. Растяжение возникает из-за однонаправленного, но все же разного по горизонтальной составляющей скорости движения литосферных масс: горизонтальная составляющая движения вещества конвективного потока растет в сторону от области подъема.
В зоне разрыва сплошности литосферы в результате изостатической компенсации начинается подъем мантийного вещества, вероятно, пе-ридотитового состава, т. е. состоящего из оливина и пироксенов.
Горячие перидотиты, взаимодействуя с водой, изменяются. При высоких температурах по этим породам активно развивается тальк, по мере понижения температуры начинает преобладать серпентин. Серпен-тинизация перидотитов приводит к выделению не вошедшего в состав серпентина железа, карбонатов, окислов щелочных металлов, частично геля кремнезема и т. д. Под зоной серпентинизации должны залегать неизменные перидотиты; граница между ними, по всей видимости, и фиксируется как поверхность Мохоровичича. В рифтовых зонах активно внедряются дайки и интрузии габброидов, изливаются базальты. Последние и представляют собой основное вещество второго слоя.
В зонах нисходящих конвективных потоков под влиянием сходящихся астеносферных течений происходят сжатие и надвиг литосферных плит друг на друга. Плита, оказавшаяся подмятой, погружается в верхнюю мантию вдоль наклонной поверхности Беньофа. Вместе с ли-тосферной плитой в глубины верхней мантии затягиваются океаническая кора и слой осадков. На границе раздела возникают значительные напряжения трения и сдвиговые деформации. Выделяющееся огромное количество тепла приводит не только к плавлению базальтов, но и к прогреву всей вышележащей
толщи. Расчеты показывают, что если бы не вынос тепла термальными водами в результате дегидратации серпентинитов, то и вышележащая плита достигла бы температуры плавления базальта. Термальные воды стабилизируют ее температуру на уровне- частичного расплавления вещества (анатексиса).
Под воздействием больших давлений и температур поддвигаемая плита в результате выплавления более низкотемпературных компонентов теряет не только легколетучие вещества, но и кремнезем, глинозем, окислы щелочных и лаллов и, в частности, калий. Эти легковыплавляе-мые вещества, поднимаясь вверх,
концентрируются у подошвы земной коры или изливаются на поверхность. Большую роль в накоплении щелочных металлов, характерных для гранитной оболочки, играют осадочные породы и пропитывающие их поровые воды, обогащенные Na и К.
Интересные данные приведены у О. Г. Сорохтина (1974) по содержанию калия в глауконитах — минералах, образующихся из морской воды на дне океанов. Если среднепро-терозойские глаукониты обычно содержат КгО до 10%, среднепротеро-зойские — до 7 %, то рифейские уже до 4 %, а кайнозойские — обычно порядка 2,6%. Эти цифры свидетельствуют о постепенном по времени извлечении калия из морской воды.
Такой ход процесса логично объ
ясняет незначительное количество архейских гранитов и карбонатных отложений. На ранних стадиях развития Земли, когда уровень океанов, по представлению сторонников излагаемой концепции, не достигал уровня дна рифтовых долин срединно-океанических хребтов, серпентини-зация поднимающегося вещества астеносферы происходила слабо. Поэтому-то слабо был развит процесс выплавления сиалического вещества в зонах Беньофа. Серпентинизация мантийного вещества началась очень активно, когда воды накопилось столько, что она залила рифто-вые долины срединных хребтов. Только после этого события, проис-
шедшего около 2 600 млн. лет назад, могли появиться в большом количестве граниты, стали образовываться основания платформенных областей, появились первые интрузии щелочного состава.
Активное накопление карбонатных отложений началось после 2 млрд. лет назад, когда возникающие при серпентинизации карбонаты насытили воды Мирового океана.
Гипотеза мобилизма логично объясняет и природу геосинклинального процесса. Геосинклинали — это зоны высокой подвижности, значительной расчлененности и повышенной проницаемости литосферы, характеризующиеся на ранних этапах своего развития преобладанием интенсивных погружений, а на заключительных — интенсивных поднятий, со-
30. Схема
вероятного
расположения
восходящих
и нисходящих
мантийных
потоков
в проекции
на дневную
поверхность
(но О. Г. Сорохтину
1974)
провождаемых значительными
складчато-надвиговыми деформациями. Эта общая схема развития геосинклинальных зон сейчас принимается большинством геологов, однако относительно природы этого процесса существует много взаимоисключающих точек зрения. С точки зрения сторонников тектоники литосферных плит эволюция геосинклинального процесса выглядит следующим образом. При перестройке структуры конвективных течений в мантии Земли под нисходящим потоком начинает образовываться прогиб литосферной плиты (рис. 31а). Как только напряжения сжатия превысят предел прочности пород, произойдет раскол литосферы, сопровождающийся активным основным магматизмом (рис. 316) и накоплением граувакковых и глинистых осадков. После раскола литосферной плиты одна из ее частей станет поддвигаться под другую, начинают развиваться уже изложенные процессы дегидратации, метасо-матической переработки и разогрева частей плиты, сопровождающиеся андезитовым магматизмом. Зона контакта между частями расколовшейся плиты начинает постепенно перемещаться в сторону наползающей плиты. В результате впереди этой плиты формируется литосфер-ный выступ (рис. 31в). Надвигаемая литосферная плита оказывает значительное избыточное давление на погружающуюся под нее плиту. После достижения предела прочности пород литосферы на скалывание поддвигаемая плита ломается и изменяет направление своего движения, начиная круто опускаться в мантию.
Поступающие из зон наддвига ан-дезитовые магмы постепенно наращивают тело островной дуги. Накапливающиеся в области прогибания осадки создают мощную толщу осадочных пород.
Образовавшийся литосферный выступ в наползающей плите не является устойчивым. Как только сила трения, действующая на этот, выступ, превысит прочность его оснс*-вания, произойдет раскол (рис. 31г) и начнет развиваться наддвиг, приводящий к перемещению бывшего фронтального литосферного выступа по поверхности наползающей плиты (рис. 31д). С началом образования регионального наддвига, смятия осадочных толщ и внедрения кислых интрузий наступает орогенная стадия развития геосинклинали. Эта стадия будет заключительной, если истек срок нисходящих движений и произошла перестройка конвективных течений мантии или если сближение плит привело к столкновению двух континентальных массивов. Закрытие геосинклинали в данный тектонический цикл вовсе не препятствует возобновлению геосинклинального режима на том же месте в один из следующих циклов.
Огромная информация, полученная в последние годы по геологии океанического дна, при ее рассмотрении с позиций глобальной тектоники плит позволила ряду исследователей провести более или менее удачные реконструкции развития океанов. Наиболее полная и известная схема палеографической реконструкции приведена в работе американских ученых Р. Дица и Дж. Хол-дена («Новая глобальная тектоника», 1974). Эти авторы исходят из того, что около 200 млн. лет назад все континенты были соединены в единый суперматерик Пангею. Пан-гея была реконструирована авторами путем совмещения контуров современных материков по изобате 2 тыс. м (рис. 32). Единый континент был окружен океаном Панталасса, залив которого — море Тетис (прообраз Средиземного моря) — вторгался в сушу между современными Евразией и Африкой. Материки, объединенные в Пангею, располагались в общем восточнее и южнее своего нынешнего положения, так что площадь суши, находившейся в северном и южном полушариях, была примерно одинаковой.
Сторонники глобальной тектоники плит считают, что тектонические движения, расколовшие Пангею, начались не ранее 200 млн. лет назад. Одновременно с расколами начался дрейф литосферных плит и континентов, расположенных на них. Спустя 20 млн. лет после начала дрейфа, к концу триаса, Пангея была разделена широтным рифтом на две группы материков: северную — Лавразию и южную — Гондвану (рис. 33). Последняя также начала распадаться по рифту, отделившему Африкано-Южноамериканский блок от Австрало-Антарктического. По рифту, расколовшему Гондвану, началось «раскрытие» Индийского океана. Позднее, в юрском периоде, зародился рифт, по которому произошло раскрытие Северной Атлантики в результате дрейфа Северной Америки в северо-западном направлении. В то же время море Тетис на востоке начало закрываться вследствие поворота против часовой стре-
80°
32. Единый
праматерик
Пангея 200 млн.
лет назад
с позиции
сторонников
новейшей
тектоники
плит
Море Тетис —
прообраз
современного
Средиземного
моря —
образовывало
обширный залив
между Евразией
и Африкой.
Взаимное
положение
материков
рассчитано
на ЭВМ
по наилучшему
совпадению
контуров
по 2000-метровой изобате (по Дицу и Холдену, 1974) лки Африканского континента и движения Индостанской глыбы к северу. Здесь происходило поддвига-ние океанической части литосферной плиты под Евроазиатский континент. В дальнейшем, в кайнозое, когда материки сблизились, субдукция сменилась короблением краевых зон Евразии и Индостана, что привело к образованию горных цепей Гималаев.
Южная часть Атлантики начала раскрываться 135 млн. лет назад, в конце юры (рис. 34). Рифт, который начал раздвигать с юга Африку и Южную Америку, как полагают, напоминал современное Красное море. Атлантический океан принял знакомые нам очертания, вероятно, к концу мела (65 млн. лет назад). Нераскрытыми оставались только самая северная его часть, а также Северный Ледовитый океан (рис. 35). В начале кайнозоя Антарктида, соединенная с Австралией, продолжала двигаться в западном направлении, испытывая вращение против часовой стрелки.
В Тихом океане в юрско-меловое время, по-видимому, существовала система глубоководных желобов, поглощавших литосферные плиты Северной и Южной Америки. Двигаясь на запад, Северная Америка «наехала» на желоба и перекрыла, «задушила» их, по образному выражению Р. Дица и Дж. Холдена. Южная Америка, достигнув Анд-ского желоба, не закрыла его, а, по мнению этих авторов, начала сдвигать его к западу.
В кайнозое материки заняли современные позиции: Австралия отделилась от Антарктиды и переместилась к северу, Северная и Южная Америка соединились Панамским перешейком, возникшим в результате вулканизма, Гренландия окончательно отделилась от Европы. В кайнозое же произошли некоторые изменения в направлении и скоростях движения материков, показанные на картосхемах Р. Дица и Дж. Холдена (рис. 36). По этим схемам можно видеть, что за 200 млн. лет материки значительно изменили свое положение. Северная Америка, например, совершила дрейф на 8 тыс. км в направлении на запад-северо-запад. Авторы цитируемой работы пытаются даже прогнозировать дальнейшее развитие дрейфа и демонстрируют картосхему расположения континентов через 50 млн. лет (рис. 37).
Если в целом концепция спредин-
33. Положение материков 180 млн. лет назад Северная группа континентов — Лавразия — отделилась от южной — Гондваны. Последняя также начала распадаться. Тонкими линиями и тонкими стрелками обозначены зоны сдвигов и зоны скольжения вдоль окраин литосферной плиты. Жирными стрелками обозначены векторы движения с начала дрейфа материков.
га и дрейфа литосферных плит вер-на, то, вероятно, перемещение материков, «раскрытие» и «захлопывание» океанов происходили и раньше, до образования Пангеи. Пород дна океана древнее юрских, по которым можно было бы провести аналогичные построения, не существует. Более древние горные породы сохранились только на континентах. Среди них встречается специфическая ассоциация эффузивных и интрузивных пород в целом основного состава, получившая название офиолито-вой ассоциации. Офиолиты представляют собой наиболее типичные проявления магматизма геосинклинальной стадии развития складчатых областей. Офиолитовый комплекс по своему составу и строению весьма близок комплексам пород, слагающим ложе современных океанов.
Исходя из того что офиолиты — это остатки океанической коры геологического прошлого, Л. П. Зонен-шайн попытался провести палеогеографические реконструкции океанов, существовавших до Панталас-са в палеозое. Согласно этим построениям в течение палеозоя постоянно существовали океаническое и континентальное полушария. Океаническое было занято Тихим океаном. В другом полушарии, существенно континентальном, реконструируются три более или менее крупных океана: палеоазиатский (существовавший с позднего докембрия до середины палеозоя), палеоатлантиче-ский того же возрастного интервала и океан Тетис, раскрывавшийся трижды: в среднем палеозое, в позднем палеозое и, наконец, в мезозое. Крупнейший из этих океанов, палеоазиатский, по величине не превышал современный Атлантический и изобиловал микроконтинентами.
Южная половина континентального полушария была длительное время занята мегаконтинентом Гондваны, который начал распадаться лишь в мезозое. Таким образом, на протяжении практически всего фа-нерозоя мезозойско-кайнозойский спрединг, характеризующийся образованием новых, весьма обширных океанов на месте прежней Гондваны, раскалыванием континентов после очень продолжительного периода, когда они были, казалось, спаяны прочно между собой,— явление исключительное в истории Земли. Ничего похожего на распад Гондваны в геологической летописи палеозоя не обнаруживается.