parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

3. Доказательства дрейфа континентов	61

Магнитуда землетрясений определяется по методике, разработанной Ч. Рихтером и Б. Гуттенбергом. По шкале магнитуд Рихтера возрастанию магнитуды на единицу соответствует 30-кратное увеличение сейсмической энергии. Великое землетрясение Канто (Япония, 1923 г.) имело магнитуду 8,2; Чилийское землетрясение 1960 г. – 8,4. Землетрясений с магнитудой более 8,7 не отмечалось никогда. Сейсмическая энергия, выделяющаяся при землетрясении с М = 8, составляет около 1025 эрг, что равно энергии 10 тысяч атомных бомб, сброшенных на Хиросиму.

Палеомагнитные данные получают при измерении остаточной намагниченности горных пород. Они позволяют определить положение в пространстве палеомагнитного вектора (склонение и наклонение). Это способствуют определению положения палеомагнитных полюсов (рис. 3.11) и палеошироты, наметить широтное перемещение плит или отдельных блоков земной коры.

Рис. 3.11. Траектории кажущейся миграции полюса для Северной Америки за последние 1,8 млрд лет. Цифры указывают миллиарды лет назад, по К. Сейферту (1990)

62	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Недостатком палеомагнитного метода является невозможность установления долготной компоненты.

Скорости перемещения плит достаточно надежно устанавливаются в СОХ по расстояниям между идентифицированными магнитными аномалиями.

Вокеанах задача сводится к установлению скорости спрединга. Расстояние между одновозрастными магнитными аномалиями, расположенными по разные стороны от оси спрединга, отвечает величине спрединга за данный промежуток времени.

Скорость движения плит в зонах внутриконтинентальных рифтовых зон может быть выявлена исходя из величины раскрытия грабена. Величина смещения оценивается по расстояниям между разобщенными одинаковыми формами рельефа или структурными элементами (например, речными долинами, моренными грядами, лавовыми потоками, массивами интрузивных пород, дайками и т.д.).

Качественные методы включают использование палеоклиматических, биогеографических и геологических данных.

Палеоклиматические данные базируются на изучении некоторых осадочных пород и осадочных комплексов, являющихся хорошими индикаторами климатических зон.

Тиллиты надежно маркируют полярные и близполярные пояса, рифовые известняки – экваториальный пояс.

Красноцветные и эвапориты отмечают аридные субтропические пояса. Угленосные толщи указывают на гумидные пояса либо экваториальной, либо умеренной зоны.

Вокеанах одним из лучших индикаторов палеоэкваторов служат толщи органогенных кремнистых осадков повышенной мощности, возникшие при прохождении океанической литосферной плиты под экваториальной зоной с высокой биологической продуктивностью. При этом биогенное осадконакопление кремнезёма в низких широтах осуществляется в основном радиоляриями, а в высоких – диатомеями.

Хорошим показателем климатических условий является состав древних кор выветривания. В тропических пустынях (экстрааридный климат) формируются сульфатно-карбонатные и карбонатные коры, в пределах полупустынь и опустыненных саванн (тропический аридный климат) – силицитные, а в саваннах при переменно-влажном тропическом климате наряду с силицитным образуется ферроалитный и аллитный профиль. В субтропическом климате наблюдаются ферритный и

3. Доказательства дрейфа континентов	63

ферритно-сиаллитный профили выветривания. При размыве кор выветривания формируются кварцевые пески, железистые, каолинитовые и бокситовые глины.

Присутствие глауконита в породах указывает на тёплый климат седиментации, так как глауконит в осадках современных морей отмечается в районах со среднегодовой температурой не ниже +12 °С.

Палеоклиматические индикаторы, особенно совместно с палеомагнитными данными, позволяют уверенно реконструировать палеошироты континентов.

В настоящее время разработаны и используются методы определения абсолютных значений температур поверхностных и придонных вод морских и пресноводных водоёмов (изотопная магнезиальная, стронциевая и кислородная палеотермометрия).

Биогеографические данные показывают совмещение или разобщение различных сообществ ископаемой фауны и флоры.

Геологические данные помогают восстановить прошлое расположение границ литосферных плит. Они позволяют оценить распространение различных (в первую очередь, магматических) комплексовиндикаторов границ литосферных плит и наметить положение самих границ.

Например, пояса известково-щелочного вулканизма маркируют прошлые зоны субдукции; поля развития контрастного или бимодального щелочного вулканизма позволяют очертить прошлые континентальные рифты; покровно-складчатые структуры, включающие офиолитовые покровы, меланжи и хаотические комплексы, отмечают положение зон столкновения литосферных плит.

Контрольные вопросы

1.Назвать морфологические признаки разделения континентов.

2.Какие палеоклиматические данные могут свидетельствовать о разделении континентов?

3.Привести примеры использования палеомагнитных данных для доказательства разделения континентов.

4.Дать определение термину «авлакоген».

5.Перечислить структурные данные, свидетельствующие о разделении континентов.

6.Назвать признаки столкновения континентов и привести при-

меры.

64В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

7.Охарактеризовать геометрические методы расчёта направлений и скоростей движения литосферных плит.

8.Перечислить количественные методы расчёта направлений и скоростей перемещения литосферных плит.

9.Назвать качественные методы, подтверждающие перемещение литосферных плит.

4. Типы и строение земной коры	65

4. ТИПЫ И СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Традиционно выделялись континентальный и океанический типы земной коры. И.П. Косминская в 1967 г. дополнила двучленную классификацию выделением субконтинентальной и субокеанической кор.

4.1. Континентальный тип земной коры

В строении континентальной коры в соответствии с ранними представлениями участвуют два комплекса: 1) осадочный, состоящий из осадочных горных пород и 2) консолидированный, сложенный метаморфическими и магматическими породами. Второй комплекс подразделяется на два слоя – «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой ещё называют гранито-гнейсовым или гранито-метаморфическим. Название «базальтовый слой» было основано на сходстве скоростей сейсмических волн в этом слое со скоростями, характерными для базальтов (6,6 – 7,4 км/с). Однако, поскольку подобные скорости наблюдаются и в метаморфических породах высокой (гранулитовой) степени метаморфизма, этот слой называют также гранулито-базитовым. Граница между гранито-гнейсовым и гранулито-базитовым слоями называется границей Конрада. Она в большинстве случаев выражена нечётко. Скорости распространения продольных сейсмических волн составляют в осадочном слое 3 – 5 км/с, в гранито-гнейсовом – 5,5 – 6,5 км/с, в гранулитобазитовом – 6,6 – 7,4 км/с.

Мощности слоёв переменны. Мощность осадочного слоя колеблется от 0 м на щитах и массивах (Балтийском, Алданском и др.) до 5 км в пределах континентальных равнин и до 10 – 15 км в крупных прогибах и авлакогенах консолидированной коры. В предгорных и межгорных прогибах этот слой может достигать 15 – 20 км. Мощность гранитогнейсового слоя изменяется от 10 до 25 км. На равнинах она составляет 15 – 20 км, в горных районах – 20 – 25 км. Мощность гранулитобазитового слоя меняется от 10 до 20 км в пределах платформ и увеличивается до 25 – 35 км в горных сооружениях.

66В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Вцелом, континентальная земная кора имеет различную мощность: в пределах континентальных равнин-платформ – 35 – 40 км; в молодых горных сооружениях – 55 – 70 км. Максимальная мощность – 70 – 75 км под Гималаями и Андами.

Геофизические исследования последних лет и данные по Кольской сверхглубокой скважине позволили предложить новую модель строения земной коры. По данным Н.И. Павленковой, консолидированная часть континентальной коры (ниже осадочного слоя) подразделяется не на два слоя, а на три этажа.

По скоростям сейсмических волн глобальными границами земной коры являются поверхность кристаллического фундамента (Ко) и граница Мохо, отличающаяся высокой величиной граничных скоростей

(7,8 – 8,3 км/с).

Внутри консолидированной коры выделяются 3 этажа – верхний, промежуточный и нижний.

Верхний этаж отделяется от промежуточного границей К1 на глубине 10 – 15 км. Этаж характеризуется вертикальнослоистой структурой и дифференцированностью отдельных блоков по составу и физическим параметрам. Скорость сейсмических волн варьирует от 5,9 до 6,3 км/с.

Промежуточному этажу свойственна тонкая горизонтальная расслоенность коры. В нём наблюдаются прослои (пластины) с пониженными скоростями сейсмических волн (около 6 км/с), аномальные по плотности тела, и зоны с повышенной электропроводностью. Это даёт основание выделять промежуточный этаж как ослабленный слой, по которому возможны горизонтальные подвижки вещества. Мощность этажа достигает 10 – 15 км. Предполагается, что верхний и промежуточный этажи сложены в основном кислыми магматическими и метаморфическими породами.

Нижний этаж отделяется от промежуточного границей раздела К2. Он сложен метаморфическими породами гранулитовой фации, а также основными и ультраосновными магматитами. Мощность нижнего этажа варьирует от 8 до 10 км, скорость продольных волн составляет 6,8 – 7,0 км/с.

Подстилается нижний этаж поверхностью Мохоровичича, фиксирующей границу земной коры с верхней мантией. В пределах верхней мантии скорость продольных сейсмических волн возрастает до 7,8 – 8,3 км/с.

4. Типы и строение земной коры	67

4.2. Океанический тип земной коры

Океанический тип земной коры характерен для ложа Мирового океана и резко отличается от континентального как по составу, так и по мощности. В нём отсутствует гранито-гнейсовый слой. Кора состоит из трёх слоёв.

Первый (верхний) слой рыхлых морских осадков. Мощность осадочного слоя варьирует от первых сантиметров до 1 км и зависит от климатической зональности, близости источников сноса, времени накопления, определяющих скорость седиментации. Для северных и южных аридных областей характерны минимальные значения мощности осадочного слоя, в то время как в экваториальной зоне толщина осадочного слоя достигает максимальных значений. Отмечается снижение скорости осадконакопления на глубинах, превышающих глубину карбонатной компенсации. В районах СОХ преобладают органогенные осадки (известковые или кремнистые илы); с удалением от хребта ниже уровня карбонатной компенсации на дне океана отлагаются осадки типа красных глин. Скорость продольных сейсмических волн в первом слое менее 3,0 км/с.

Слой 2 океанической коры, подстилающий осадочные отложения, характеризуется широким диапазоном скоростей продольных волн от 3,0 до 6,0 км, при наличии чёткой промежуточной границы внутри этого слоя. В верхней части слоя (сейсмический слой 2А) скорости продольных волн составляют 3,3 – 4,5 км/с. Он состоит из сильно намагниченных свежих и частично выветрелых подушечных базальтов и пирокластических пород. Плотностные и скоростные характеристики слоя 2А существенно изменяются с возрастом, вследствие цементации и литификации слагающих его пород, так что при возрасте свыше 40 млн лет они практически не отличаются от упругих параметров нижележащего слоя 2Б. При этом плотность пород слоя 2 А увеличивается от 2,31 до 2,50 г/см3.

Слой 2Б представлен зеленосланцевыми фациями подушечных лав базальтов и долеритовых даек. Доля последних значительно возрастает с глубиной. Скорость продольных сейсмических волн изменяется от 4,0 до 6,0 км/с, а плотность пород достигает 2,75 г/см3.

Слой 2С представлен метаморфизованными параллельными дайками, известными под названием комплекса параллельных даек.

Средняя плотность пород слоя 2 составляет 2,5 – 2,6 г/см3, а его мощность достигает 2 км.

68	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Слой 3 изучен на основании анализа образцов, полученных из трансформных разломов, со склонов глубоководных желобов, а также по результатам исследования обдуцированных офиолитовых комплексов. Он сложен расслоенными габброидами. В его строении выделяют слой 3А, характеризующийся небольшим разбросом скоростей продольных волн (6,5 – 6,8 км/с) и плотностью 2,85 – 3,0 г/см3, и нижний – 3Б, которому присущи повышенные значения скоростей сейсмических волн (7,0 – 7,7 км/с) и плотности – около 3,1 г/см3. Переход от слоя 3А к слою 3Б, по-видимому, фиксирует зону перехода от метагаббро к свежему габбро. Толщина слоя 3 океанической коры составляет 3,5 – 5 км.

Нижняя граница слоя 3 с мантией носит название границы Мохоровичича. Она характеризуется резким скачком скоростей сейсмических волн до 8,15 км/с и увеличением плотностей ультраосновных пород до

3,3 – 3,4 г/см3.

4.3. Переходные типы земной коры

Среди переходных выделяются субконтинентальный и субокеанический типы земной коры.

Субконтинентальная земная кора характерна для островных дуг и пассивных окраин материков. По строению она близка к коре континентального типа, но имеет меньшую мощность (20 – 30 км).

Особенностью субконтинентальной коры островных дуг является нечёткость разделения слоёв консолидированной коры (гранито-гнейсо- вой и гранулито-базитовой). На островных дугах происходит формирование континентальной земной коры, проявляющееся в извержении, наряду с основными и средними, кислых магм, образовании мощных осадочных толщ за счёт разрушения вулканических пород и внедрении интрузий среднего и кислого составов.

В пределах пассивных окраин материков (окраины Атлантического типа) континентальная земная кора продолжается в подводную окраину материков. На континентальном склоне общая мощность земной коры постепенно сокращается, а гранито-гнейсовый слой вообще выклинивается. Здесь геофизическими методами выявлена серия сбросов и грабенов, параллельных континентальному склону и представляющих собой реликты одной из сторон континентального рифта.

Субокеанический тип земной коры приурочен к глубоководным кот-

ловинам окраинных и внутренних морей (южная часть Каспийского мо-

4. Типы и строение земной коры	69

ря, части Чёрного, Средиземного морей и др.). Особенностью строения этого типа земной коры является отсутствие гранито-гнейсового слоя при огромной мощности верхних осадочных толщ (до 15 – 20 км), которые непосредственно залегают на базальтовом слое. Мощность последнего составляет 5 – 10 км. Суммарная мощность субокеанической земной коры колеблется от 10 до 25 км. Предполагается, что подобные структуры представляют собой «незакрывшиеся» участки палеоокеанов.

Контрольные вопросы

1.Перечислить известные типы земной коры.

2.Охарактеризовать строение, состав и мощности отдельных «слоёв» континентальной земной коры.

3.Дать характеристику основных «слоёв» океанической коры.

4.В каких структурах и где выделяется субконтинентальная кора?

5.Что такое «субокеаническая» кора? Её строение, местонахождение

исостав.

70	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

5.ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СТРОЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ

Континенты являются составной частью литосферных плит и представляют собой крупные участки земной поверхности, окружённые со всех сторон океанами и отличающиеся от ложа океанов характером геологического строения, структурой и составом земной коры. Наиболее крупными из них являются континенты Евразии (53,4 млн км2), Африки (29,2 млн км2), Северной и Южной Америк (25,9 и 20,6 млн км2 соответственно), Антарктиды (13,8 млн км2) и Австралии (7,6 млн км2). Все они подстилаются земной корой континентального типа. Основные структурные элементы континентов включают платформы и горные сооружения или орогенические зоны (греч. «орос» – гора). И на платформы и на орогенические зоны часто накладываются более молодые структуры, обусловленные тектоно-магматической активизацией, которые выделяются в качестве континентальных рифтов или рифтовых зон.

5.1. Платформы

Платформы являются относительно неподвижной частью континента, занимают площади в несколько миллионов квадратных километров и подстилаются типичной континентальной земной корой мощностью 35 – 45 км при толщине литосферы 150 – 250 (до 400) км. Платформы в большей своей части имеют двухъярусное строение: нижний ярус сложен складчатым фундаментом, а верхний – пологозалегающим чехлом. Для этих структур характерен равнинный низменный или плоскогорный рельеф, некоторые их части могут быть покрыты мелким эпиконтинентальным морем (Северное, Балтийское, Белое, Азовское и др.). Для платформ характерна низкая скорость современных вертикальных движений, слабая естественная сейсмичность, редкое проявление вулканической деятельности, пониженный тепловой поток. Среди них выделяют древние и молодые платформы.