Геодинамические режимы-важнейший фактор эндогенных процессов развития земной коры

Появление концепции тектоники литосферных плит принесло новую мобилистскую трактовку темпов и направленности формирования океанической коры и ее последующую переработку в кору континентальную. Такое понимание тектоно-магматического цикла в его новом мобилистском варианте сделало излишним долгое время существовавшее умозрительное представление о геосинклиналях и геосинклинальных циклах. Представление о геосинклинальном цикле пополнилось актуалистическим содержанием, базирующимся на проходящих на наших глазах процессах в океанах и на их окраинах. Появилась возможность сопоставить последовательные стадии циклического развития коры с различными геодинамическими обстановками. Эти обстановки могут быть прослежены в настоящее время в разных участках материков и океанов, островных дугах и глубоководных желобах и многих других структурах Земли.

Основой современного объяснения процессов формирования и развития земной коры, слагающей верхнюю часть литосферы, является представление о нескольких последовательных геодинамических этапах и стадиях образования коры:

Рифтогенез -важнейший геодинамический процесс, ответственный за формирование дивергентных тектонических структур. С точки зрения геодинамики, континентальные рифтовые системы соответствуют областям растяжения литосферы, цельность которой сохраняется до того момента, когда величина напряжений, возникающих при растяжении, превысит ее прочность на разрыв.

Рис.4.21.Традиционное представление о грабенах и горстах

Рифтовой системы

К рифтовым зонам и поясам относят структуры, в которых происходит (или преобладает) горизонтальное расширение (растяжение) земной коры в направлении, поперечном к их простиранию, сопровождаемое подъемом нагретого глубинного мантийного материала. Этот процесс приводит к утонению земной коры и литосферы и образованию вдоль оси растяжения рифтовых впадин. Их расширение и углубление во времени может привести не только к растяжению земной коры, но и спредингу, т.е. полному разрыву ее сплощности и образованию в полосе раскрытия новой коры океанического типа.

Рис.4.22.Глубинная модель рифтогенеза:1–верхняя кора,2–нижняя кора,3 – литосферная часть мантии,4 – зона плавления мантии,5 – астеносфера,6-7 – движения в литосфере,8 – конвективные течения в астеносфере,11 – новая океаническая кора

Процесс континентального рифтогенеза всегда предшествует спредингу и предваряет возникновение срединноокеанических хребтов. Материковые и океанические рифтовые пояса составная часть мировой рифтовой системы.Главным геоморфологическим признаком внутриконтинентальных рифтовых систем является формирование рифтовых долин по оси сводовых рифтовых поднятий, образующих протяженные на тысячи километров, достаточно широкие области положительных морфоструктур (Восточно-Африканская рифтовая система). Процессы рифтогенеза широко проявлялись на всех этапах развития Земли, начиная с позднего архея.

Проблема причины возникновения рифтовых зон является ключевой в геодинамике. Признается, что для всех рифтовых систем, как и зон спрединга, характерен подъем астеносферы в виде мантийных диапиров.

Особую группу структур рифтогенеза составляют сдвиговые рифты. Они формируются вдоль крупных сдвигов по границе между смещающимися литосферными плитами.В зависимости от масштабов растяжения коры они представлены последовательным рядом бассейнов от типично континентальных до субокеанических, получивших название впадин типа пул-апарт.

Рис.4.23.Модели бассейнов растяжения (пул-апарт) вдоль сдвигов для малых и больших расстояний между разломами (P.Mann, M.R.Hempton, D.C.Bradley, K.Burke). А – зарождение бассейнов на концах непараллельных, прерывистых, с левым поперечным смещением левосторонних сдвигов без перекрытия; Б и В – слабо S-образный раскрывается в зоне косого сечения разлома; Г – по мере возрастания горизонтального смещения по разлому формируется ромбовидный бассейн с редкими вулканами, с оползнями вдоль его склонов, ширина растет синхронно с длиной, перекрытие по разломам значительное; D – спустя десятки миллионов лет образуется узкий субокеанический бассейн с короткими центрами спрединга

Рифтогенез сопровождается проявлениями магматизма, в том числе наземным вулканизмом.Общим признаком широкого спектра магматических пород является повышенная щелочность. Для рифтовых областей характерны базальтовые выплавки и продукты их дифференциации, так и расплавы кислого состава. Контрастные магматические серии обычно представлены щелочными оливиновыми базальтами, трахитами и фонолитами, а также риолитами, лейцититами и фонолитами. Среди калиевых разностей преобладают лейтициты и лейцитовые базальты. С глубинными источниками магмагенерации связаны щелочные ультрабазиты и сопровождающие их карбонатиты. Подобные сочетания магматических пород указывают на различное гипсометрическое положение магмагенерирующих очагов, расположенных как в аномальной мантии, так и на разных уровнях в коре. В магмагенерации участвует вся кора, продуцирующая магмы среднего и кислого состав. Поэтому рифтовые области континентов характеризуются высокой тектонической активностью, выраженной контрастным расчлененным рельефом, высокой сейсмичностью и вулканизмом.

Процесс рифтогенеза сопровождается возникновением сложной системы разрывных нарушений. Классическая модель континентальных рифтов базируется на представлениях о горизонтальном растяжении рифтового свода и образованными на его оси рифтовых провалов (грабенов), ограниченных сбросовыми смещениями по субвертикальным разломам.

По условиям образования выделяют два типа рифтовых систем и рифтов. Первые – постколлизионные или эпиорогенные рифты возникают вслед за коллизией и консолидацией земной коры. Вторые являются эпиплатформенными и развиты в регионах с консолидированной корой и сформировавшейся литосферой. Они часто отделены длительным временем после последнего, предшествовавшего им, проявления магматизма.

Между океаническим спредингом и эпиплатформенным рифтогенезом много общего. Их сближает природе процесс генерации базальтовых магм на разных уровнях мантии. Приуроченность горячих точек (головных частей плюмов) к рифтам объясняет повышенную проницаемость литосферы и коры, открывающую доступ к поверхности астеносферной магмы. Дополнительным стимулом возникновения расплавов является декомпрессия в кровле астеносферы, возникающая за счет растяжения литосферы и коры.

Спрединг – это процесс растяжения, приводящий к формированию новой океанической коры вдоль дивергентных границ литосферных плит. Зона спрединга совпадает с положением восходящих конвективных течений в мантии, что определяет позиции глобальной системы срединноокеанических хребтов. Вдоль границ расходящихся плит формируется новая океаническая кора.

Фильм»образование океанической коры в зоне спрединга»Ctrl+щелчок

Р ис.4.24.Глубинная модель спрединга: 1 – верхняя кора,2 – нижняя кора,3 – литосферная часть мантии,4 – зона плавления мантии,5 – астеносфера,6-7 – движения в литосфере,8 – конвективные течения в астеносфере,11 – новая океаническая кора,12-погружение тяжелых масс.13-листрические сбросы

Спрединг знаменует начало образования океанических литосферных плит. Мощность литосферы под срединноокеаническими хребтами не постоянная. В центре осевых рифтовых долин она минимальна и астеносфера выходит почти на поверхность Земли. По мере удаления от хребтов мощность литосферы увеличивается за счет охлаждения, следовательно, кристаллизации частично расплавленной астеносферы подобно кристаллизации воды в водоемах.

Главной причиной погружения ложа океанов является охлаждение литосферы по мере удаления от срединноокеанического хребта. По мере охлаждения происходит кристаллизация базальтовой выплавки в приграничной подлитосферной зоне астеносферы. Образующиеся при этом ультраосновные породы (перидотиты, главным образом, гарцбургиты) наращивают снизу разрез литосферы. Увеличение ее толщины по мере охлаждения и удаления от срединноокеаничесго хребта ведет к утяжелению литосферы и ее изостатическому погружению. Срединнокеанический хребет сменяют батиальные и абиссальные равнины океана, которые образуют самостоятельный класс океанических структур.

Рис.4.25.Термическое состояние литосферы ,По мере удаления от срединноокеанического хребта мощность литосферы увеличивается

При палеогеодинамических реконструкциях спрединговых зон особое значение приобретает изучение магматических пород.Магмагенерирующие очаги под осевой частью рифтовой зоны хребта располагаются на небольшой глубине от (10-15 до 2-3 км). Излившиеся базальты, дайковый комплекс и магматические габбро составляют разрез океанической коры. Базальты по петрохимическому составу принципиально отличаются от состава пород иных геодинамических обстановок. В литературе они получили название базальтоидов типа MORB или СОХ (спрединг-океанических хребтов). В зоне прединга на дне океана формируются подушечные лавы (пиллоу-лавы). Породы всех слоев океанической коры существенно гидратированы. Процессы гидратации приводят к образованию серпентинитов, содержащих до 10-11%связанной воды, содержащеейся также в базальтах и океанических осадках. Ее последующее высвобождение при дегидратации в зонах конвергенции будет играть особую роль в формировании различных магм, возникающих в зонах субдукции.

Строение предельно выровненных океанических равнин осложняют различные подводные вулканические хребты, одиночные острова и возвышенности – плато. Их возникновение связывают с действием плюмов (горячих точек и полей), поставлявших на поверхность преимущественно базальтовую лаву. Вулканические поднятия всегда моложе возраста подстилающей их океанической коры. Под поднятиями ее мощность увеличивается до 20-30 км и сопровождается депрессией Мохо.

Особую категорию внутриокеанических структур составляют микроконтиненты. Их происхождение связывают с откалыванием части континента в ходе спрединга. Их примером является остров Мадагаскар, отторгнутый от Африки плато Рокол - отторженец Северо-Американского континента.

Субдукция. В условиях сходящихся плит вдоль конвергентных границ происходит поддвиг одной плиты под другую. Процесс поддвига океанической плиты под континентальную называется субдукцией.Она относится к числу важнейших глобальных геодинамических процессов, развивающихся вдоль конвергентных границ между литосферными плитами. В зоне конвергенции океаническая литосфера поддвигающейся плиты изгибается вниз и скользит вдоль зоны сейсмичности Беньофа. Результатом субдукции является поглощение океанической литосферы мантией, ее переплавление с образованием широкого спектра магматических расплавов. В ходе поглощения формируется новый переходный тип разреза земной коры активных континентальных окраин.

Рис.4.27.Поглощение океанической литосферы в зоне субдукции

Важнейшим тектоническим элементом зоны спрединга является зона Беньофа – поверхность, по которой океаническая литосфера погружается в мантию. Возникающие вдоль зоны скольжения упругие напряжения реализуются в виде землетрясений, очаги которых трассируют сейсмофокальную зону и крутизну наклона погружающейся литосферы. Результатом субдукции является поглощение океанической литосферы мантией, ее переплавление с образованием широкого спектра магматических расплавов. В ходе поглощения формируется новый перепереходный тип разреза земной коры активных континентальных окраин. Конвергентные геодинамические системы могут быть либо океаническими при схождении океанических литосфер, либо окраинно-материковыми, когда вдоль конвергентной границы сходятся океаническая и континентальная литосферы.

Процессы субдукции при конвергентном взаимодействии литосферных плит проявляются в различной форме, что предопределяет разнообразие возникающих при этом геодинамических структур.

Р ис.4.28.Модели зон трех типов субдукционного взаимодействия плит (D.W.Sholl, R.Huene, T.L.Vallier, .J.Howell).А – внутриокеанический тип; Б – тип столкновения континент-океан; В – ороген, образовавшийся при столкновении континент-континент.

Главными элементами зоны субдукции являются глубоководный желоб,островная вулканическая дуга,в отдельных случаях задуговый бассейн.

Важнейшим диагностическим признаком разнообразия геодинамических процессов в зоне субдукции являются проявления магматизма, прежде всего, вулканизма. Изучение вулканизма активных окраин континентов позволяет расшифровать механизмы и процессы конвергенции плит, а через них восстановить причины и условия формирования континентальной земной коры за счет плавления океанической при ее погружении в мантию. С этими процессами связано формирование вулканических островных дуг.К их числу относится "огненное" или "андезитовое" кольцо по периферии Тихого океана. Г.Штилле одним из первых предположил, что андезитовый вулканизм Тихоокеанского кольца обусловлен плавлением океанической коры по мере ее пододвигания в мантию с изменением ширины магматического фронта и состава магматических пород.

Положение магмагенерирующих очагов совпадает с поверхностью сейсмофокальной зоны. Глубина залегания сейсмофокальной зоны, над которой располагаются действующие вулканы, варьирует от 80 до 350 км. Поднимающиеся расплавы и флюиды формируют на пути своего движения промежуточные (вторичные) очаги магмагенерации на разных уровнях литосферы и коры, нависающей над фокальной зоной. В результате это отражается на составе магматических (вулканических) пород. Не случайно состав продуктов вулканических извержений оказывается различным. Однако среди них ведущее значение играют излияния андезитовой и базальтовой лавы.

Формирование активных окраин сопровождается мощным вулканизмом. Конвергентное взаимодействие сходящихся плит приводит к возникновению строгой поперечной зональности сопряженных структур: глубоководного желоба, вулканической или магматической дуги и сменяющего их в сторону континента задугового бассейна. Все они объединяются понятием активная континентальная окраина. Выделяются два типа окраин: Западно-Тихоокеанская и Восточно-Тихоокеанская. Тектонотипом первой являются западные окраины Тихого океана, представленные системами глубоководных желобов (Марианский и др.), гирляндой вулканических островов (Алеутские, Курило-Камчатские, Японские и др.). На сопряжении с континентом их сменяют задуговые бассейны (Японское, Филиппинское и другие моря). Тектонотипом Восточно-Тихоокеанской окраины являются складчатые горные сооружения Кордильер и Анд, так же ограниченные от океана глубоководными желобами. В отличие от первого типа они характеризуются отсутствием задуговых морей, место которых занимают задуговые континентальные впадины. Каждая из латерального ряда структур отличается не только тектоническим строением, но и магматизмом.

Рис.4.29.Активная окраина Западно-Тихоокеанского типа

Рис.4.30.Активная окраина Восточно-Тихоокеанского типа

Наличие многочисленных разноуровенных промежуточных очагов и камер в литосфере и коре предопределяет общий ход магматической дифференциации.В островных дугах в отличие от магматизма в океане сильнее проявляются процессы взаимодействия первичных мантийных магм с субстратом путем контаминации (ассимиляции) и магматического замещения. Базальтовая магма постепенно может превращаться в андезитовую. Процесс формирования кислых магм сложный.

В окраинах Восточно-Тихоокеанскоготипа островные отличаются последовательной сменой магматических серий,в которых толеиты сменяют андезиты, андезит-дациты, базальты и риолиты.

Активные окраины Западно-Тихоокеанского типа отличаются от других геодинамических обстановок. Главным признаком магматизма является участие в магмаобразовании глубоких частей верхней мантии, а также континентальной коры. Об этом свидетельствует широкое развитие типично коровых палингенных магм дацитового, риолитового и андезитового состава. Огромная мощность континентальной коры и ее меньшая проницаемость способствовали генерации больших объемов магм, сосредоточенных в крупнообъемных промежуточных резервуарах. С ними связаны крупнейшие в мире интрузии.

Магматизм задугового рифтогенеза и спрединга завершает латеральную магматическую зональность структур активных континентальных окраин и сосредоточен в пределах задуговых бассейнов и впадин,которые характерны для окраин Восточно-Тихоокеанского типа. Они расположены над зоной субдукции между вулканической (магматической) дугой и континентом.Возникновение структур исследователи связывают с высоким тепловым потоком. Геодинамические обстановки растяжения способствуют возникновению мантийных магм и их выходу к поверхности. Этим объясняется широкое развитие базальтов.

Многообразие форм проявления субдукционных процессов на конвергентных границах свидетельствует о необычайно сложных взаимоотношениях между сходящимися литосферными плитами, что отражается в различных сочетаниях и масштабах магматизма и осадконакопления, распределения полезных ископаемых.

Коллизия.При столкновении плиты в результате общего сжатия испытывают складчатость. Этот процесс получил название коллизии, а возникающие при этом структуры называются коллизионными. Длительный процесс спрединга океанической коры и ее последующая переработка в ходе субдукции завершаются в итоге коллизией океанических и окраинноконтинентальных структур с образованием на их основе коллизионных складчатых поясов, сложенных новообразованной континентальной корой. Их внутреннее строение необычайно сложное, Различают два основных типа складчатых поясов – межконтинентальные и окраинно-континентальные.

Рис.4.31.Межконтинентальная коллизия завершает закрытие океана

Рис.4.32.Новая континентальная кора,возникшая в ходе коллизии

Межконтинентальная коллизия возникает в условиях сходящихся континентов, когда относительно легкие сиалические массы на фоне регионального сжатия не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие, формируя коллизионные складчатые пояса. Окраинноконтинентальные или субдукционные складчатые пояса формируются вдоль активных континентальных окраин за счет причленения к континенту испытавших складчатость островных дуг, микроконтинентов, задуговых бассейнов и др. Напряжения сжатия передаются также внутрь континента, формируя тем самым деформационные структуры континентального ряда.Коллизионные процессы завершают формирование новой континентальной коры.

Различают два основных типа складчатых поясов – межконтинентальные и окраинно-континентальные. Межконтинентальная коллизия возникает в условиях сходящихся континентов, когда относительно легкие сиалические массы на фоне регионального сжатия не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие, формируя коллизионные складчатые пояса. Окраинноконтинентальные или субдукционные складчатые пояса формируются вдоль активных континентальных окраин за счет причленения к континенту испытавших складчатость островных дуг, микроконтинентов, задуговых бассейнов и др. Напряжения сжатия передаются также внутрь континента, формируя тем самым деформационные структуры континентального ряда.

Столкновение и последующая коллизия сопровождаются образованием контрастного горного рельефа земной поверхности, а в глубоких недрах земной коры развивается палингенез. Именно поэтому среди коллизионных структур формируются зоны палингенных, преимущественно гранитоидных плутонов с сопровождающим их наземным вулканизмом.Основная особенность областей коллизии - массовое проявление гранитообразования, обусловленного, прежде всего развитием процессов плавления сиалической континентальной коры. Они начинаются в активных окраинах андийского типа и продолжаются в коллизионных поясах, где широко развиты гранит-гнейсовые купола и батолитовые гранитоидные плутоны.Интенсивные складчато-надвиговые деформации в зонах коллизии сопровождаются проявлениями высокоградиентного метаморфизма. Повышение температуры в этих зонах вызывает палингенез и возникновение очагов магмагенерации в континентальной коре, формирующих в итоге коллизионные гранитоиды типа S (седиментационный). Они отличаются от типично коллизионных типа I (магматический) повышенной щелочностью.

Азональный режим горячих точек и полей.На Земле широко распространены значительные по масштабам области внутриплитного магматизма. Механизм их формирования связывают с восходящими струями нагретого материала – плюмами, очаги генерации которых могут располагаться на разных уровнях в мантии, вплоть до ее границы с ядром. Области внутриплитного магматизма большинство исследователей связывают с мантийными плюмами. Среди них выделяются континентальные траппы, океанические траппы с базальтовым вулканизмом поверх более древней океанической коры, подводные вулканические хребты и отдельные вулканы в океанах, внутриокеанические поднятия. С плюм-тектоникой связывают спрединг и рифтогенез.

Рис. 4.33.Крупнейшие провинции платобазальтов

Выводы. 1. Рифтогенез – начальная стадия деструкции континентальной коры, сопровождающаяся образованием рифтовых прогибов; предшествует полному разрыву континентальной литосферы.

2. Формирование океанической земной коры над восходящими ветвями мантийных конвекций в зонах срединноокеанических хребтов и спредингом (разрастанием) новообразованной коры по обе стороны от хребта.

3. Поглощение (субдукция) океанической коры в зонах Беньофа с сопровождающими ее процессами переработки океанической коры в субокеаническую переходного типа.

4. Закрытие океанов, схождение его окраин, столкновение континентов, завершавшиеся финальной коллизией с образованием новой зрелой континентальной коры.

5.Процессы финальной коллизии завершают формирование новой континентальной коры складчатых поясов и систем. Со временем они теряют свою тектоническую подвижность и превращаются в платформы.

Литосферные плиты и их границы.Литосфера, включающая подкоровую часть твердой, деплетированной (истощенной) верхней мантии и покоящуюся на ней земную кору, имеет различную мощность, разный возраст и делится на отдельные литосферные плиты.Сплошность литосферы нарушается поясами сейсмичности, разбивающих ее на серию блоков – литосферных плит. Наличие поясов сейсмичности - главный критерий выделения плит в современной структуре Земли. Их возникновение является результатом взаимодействия жестких блоков (плит), испытывающих дифференцированные движения друг относительно друга.

Положение и сгущение точек эпицентров землетрясений совпадает с границами плит.

Рис.4.34.Проявление сейсмичности на поверхности Земли.

Принимая сейсмические пояса за границы плит, нетрудно выделить сами литосферные плиты. Они могут быть чисто океаническими или континентальными, или включать как океанические, так и континентальные регионы с соответствующим им строением земной коры. Главные литосферные плиты - Тихоокеанская, Северо-Американская,йская, Африканская, Южно-Американская, Индо-Австралийская и Антарктическая. В их составе выделяются малые плиты – Наска, Кокос, Скоша, Филиппинская, Сомалийская, Аравийская, Китайская, Амурская и др. Наконец, вдоль границ между главными плитами, отражая из взаимодействия, возникает множество мелких блоков – микроплит.

Рис.4.35.Районирование современных литосферных плит

Рис.4.36.Основные типы границ между плитами

По условиям сейсмичности, отражающей характер взаимодействия смежных плит, различаются три типа границ между ними.

Дивергентные или конструктивные границы возникают при расхождении плит. Образовавшееся между ними пространство заполняется поднимающейся из астеносферы базальтовой магмой. По мере ее остывания возникает новая океаническая кора. Они часто обозначаются как границы наращивания.

Конвергентные или деструктивные границы возникают при схождении плит, когда одна из них погружается в мантию. По мере погружения плита плавится, что обусловливает возникновение очагов магмагенерации, а сама зона поглощения сопровождается на поверхности проявлениями вулканизма. Вдоль этих границ происходит формирование новой континентальной коры. Процесс развивается особенно интенсивно при коллизии континентальных плит. Геологические процессы, развивающиеся вдоль границ между расходящимися и сходящимися плитами, являются важнейшими и предопределяют возникновение как океанической, так и континентальной земной коры.

Трансформные границы или границы скольжения сопровождаются трансформными разломами, рассекающими полностью разрез литосферы. Вдоль них происходит горизонтальное скольжение плит относительно друг друга.

Рис.4.37.Идеализированная схема трех типов границ между плитами:дивергентных,конвергентных и трансформных

Возраст литосферы меняется в широких пределах - от современного в осевых частях срединноокеанических хребтов до протерозойского и архейского на щитах древних платформ.).

Мощность литосферы меняется в широких пределах - от первых километров в осевых частях срединноокеанических хребтов до 350-400 км под щитами древних платформ. Гипсометрия подошвы литосферы, а, следовательно, ее мощность (толщина) контролируется положением границы литосфера – астеносфера, совпадающей с солидусом периодотита и зависящей от интенсивности теплового потока. При этом толщина литосферы уверенно коррелируется с возрастом коры. Чем древнее возраст коры, тем толще литосфера. Это объясняется постепенным со временем охлаждением литосферы и наращиванием ее толщины снизу за счет кристаллизации пород примыкающих частей астеносферы.

Рис.4.38.Схемы возраста литосферы и коры ложа Мирового океана .Возраст литосферы: 1 – домезозойский, 2 – юрский, 3 – раннемеловой, 4 – позднемеловой, 5 – кайнозойский; 5 – срединноокеанические хребты, 6 – зоны субдукции

Океанический тип литосферы включает разрезы спрединговых зон срединных хребтов (от 1-3 до 5-10 км) и сменяющие их разрезы подводных равнин. По мере удаления от хребта мощность увеличивается и достигает максимума (75-80 км) вблизи подножий континентальных склонов и глубоководных желобов. На этом фоне выделяется аномальная мощность разрезов утолщенной (до 110-140 км) и утоненной (15-25 км) коры вдоль трансформных разломов. Переходные зоны континент – океан представлены разрезами активных и пассивных континентальных окраин. Активные окраины отделены от океана четкой границей (зона Беньофа), вдоль которой океаническая литосфера, падая под окраину, погружается в мантию (субдукция литосферы). Строение переходной зоны необычайно сложное, где представлены контрастные структуры островных дуг и задуговых бассейнов. Мощность литосферы меняется в широких пределах (25-100 км).

Обращает внимание, что сокращение мощности литосферы сопровождается подъемом кровли астеносферы, образующей различные по морфологии выступы и мегавалы. Нельзя считать случайным, что они в плане совпадают с зонами экстремальных тепловых потоков, свидетельствующих о восходящих нагретых мантийных конвективных струях – апвелингах.

Планетарная система выхода апвелингов к поверхности обусловлена положением срединноокеанических хребтов. Пространственное распределение областей поглощения литосферы (зон субдукции) с их экстремальным геотермическим режимом также свидетельствует о восходящих мантийных струях.

Впервые районирование литосферных плит осуществлено в 1968 г. К.Ле Пишоном. В результате интерпретации магнитных аномалий удалось количественно оценить масштабы и темпы взаимных перемещений плит

Рис.4.39.Карта литосферных плит и скорости их взаимных перемещений (Ю.И.Галушкин, С.А.Ушаков): 1 – океанические рифтовые зоны и трансформные разломы; 2 – континентальные рифтовые зоны; 3 – зоны поддвига океанических литосферных плит под островные дуги; 4 – то же, под активные окраины континентов андийского типа; 5 – зоны «столкновения» (коллизии) континентальных плит; 6 – трансформные (сдвиговые) границы плит; 7 – литосферные плиты; 8 – направление и скорости (см/год) относительного движения плит.

Рис.4.40.Глобальная картина перемещения литосферных плит.

Длина стрелки соотвествует скорости движения плит

.

Литосфера, или каменная оболочка Земли, включает верхнюю деплетированную часть верхней мантии и земную кору. Ее строение и вещественный состав наиболее полно отражают геологическую историю и особенности дифференциации вещества Земли. В ней наиболее контрастно проявляются процессы его разделения на перидотитовую магнезиально-силикатную нижнюю и, преимущественно алюмосиликатную верхнюю части. Не случайно разделяющая их граница Мохоровичича отнесена к числу главных петрофизических разделов разреза Земли.

Реститовый слой слагает подкоровую часть литосферы и представлен тугоплавкими минералами верхней мантии, прошедшей цикл частичного плавления и удаления базальтовой фазы. В литературе такие породы получили название рестита.Мантия, испытавшая фазу плавления и потерявшая часть базальтовой фракции, называется деплетированной мантией.

Поверхность Мохоровичича разделяет мантию и земную кору и повсеместно сопровождается четко выраженным изменением скоростей продольных волн от 7,5-7,8 до 7,9-8,2 км/сек. Доказано, что эта граница обозначает не только изменение физических свойств пород, но и кардинальную смену их петрохимического состава. Мантийная часть литосферы, как уже говорилось, характеризуется ультраосновным составом перидотитовых (гарцбургиты, лерцолиты) и реже дунитовых магнезиально-кремнистых пород. Земная кора характеризуется необычайно сложным строением и представлена богатым спектром магматических, осадочных и метаморфических пород, отличающихся по химическому и минералогическому составу.

Рис.4.42.Строение верхней мантии,литосферы и коры

Рис.4.44.Два основных типа разреза земной коры

–океанический и континентальный

Земная кора.До недавнего прошлого в период господства фиксистской геосинклинальной теории представлялось, что консолидированная часть земной коры повсеместно слагается базальтовым слоем, который на континентах перекрывается гранитным). Базальтовый слой рассматривался в качестве первичного, а гранитный являлся его производным, возникшим в ходе геосинклинального процесса переработки базальтовой коры в гранито-гнейсовую. Этим объяснялось разделение коры на океаническую и континентальную.

Подобное разделение типов разрезов сохранилось до настоящего времени. Однако их содержание принципиально изменилось. Океаническая кора, развитая на территории океанов, имеет молодой возраст, не выходящий за пределы 180 млн.лет (средняя юра), тогда как на континентах возраст коры более близок к возрасту Земли (4.0 млрд.лет). Массовые абсолютные датировки возраста древнейших пород континентов составляют 3,5-3,8 млрд. лет. Судя по циркону, их возраст может опуститься до 3,9-4,1 млрд. лет.

Рис.4.45.Сопоставление обобщенного разреза литосферы

современных океанов с усредненными разрезами обдуцированных офиолитовых аллохтонов (D.Sprey): 1 – пелагические осадки, 2 – излившиеся базальты, 3 – комплекс параллельных даек (долериты), 4 – верхние (не расслоенные) габброиды и габбро-долериты, 5,6 – расслоенный комплекс (кумуляты),5 – габброиды, 6 – ультрабазиты, 7 – тектонизированные перидотиты, 8 – базальный метаморфический ореол

Кора океанического типа развита в пределах современных океанов и котловинных окраинных морей, где её мощность составляет 1-15 км. В ее строении принимают участие первый, осадочный слой, второй, сложенный преимущественно базальтами, и третий, в составе которого преобладают полнокристаллические магматические породы основного состава. Их описание целесообразно рассмотретьснизу вверх согласно их стратиграфической последовательности (возраста).

Нижний(третий) слой океанской коры представляет собой интрузивный комплекс габбро Его мощность составляет 3-5 км.

Средний(второй) слой образован дайковым (дайка в дайке) комплексом в нижней части и стратифицированными базальтами с характерной для них подушечной отдельностью (пиллоу-базальты).Общая мощность составляет 1,5-2,0 км. Часто базальты и перекрывающие их осадки имеют близкий возраст.

Верхний(осадочный) слой завершает разрез океанической коры и представлен различными по составу глубоководными пелагическими отложениями - глинистыми, карбонатными и кремнистымиМощность осадочного слоя составляет 500-1000 м. в океане и может достигать 15 км на континентальном подножьи.

На фоне равномерного изменения мощности магматической части разреза океанской коры выделяются аномальные участки и зоны повышенной мощности (до 25-30 км). К ним относятся вулканические острова и хребты, атоллы, гийоты и система амагматических океанских поднятий - плато.

Рис.4.47.Обобщенная схема строения океанической коры

Континентальная кора распространена в пределах континентов и сопряженных с ними шельфовых морях. Континентальный тип коры характеризует также разрезы микроконтинентов, расположенных внутри океанов.

Средняя мощность коры 30-40 км и колеблется в широких пределах. На платформах она составляет 35-40 км, а под молодыми горными сооружениями достигает 70-75 км, под большими грабенами сокращается до 25-30 км На континентах, как и в океанах, выделяют осадочную и консолидированную части коры. Последняя делится на верхний и нижний слои. Строение, состав и происхождение слоев континентальной коры принципиально отличается от океанской.Обычно в ней выделяется три слоя.

Рис.4.48.Земная кора континентов толще и легче океанической. Поэтому континенты занимают более высокое гипсометрическое положение,а их основание образует корни гор

Осадочный слой развит в пределах платформ, где представлен маломощным (до 3-5 км) осадочным чехлом, накрывающим консолидированную часть разреза. В субокеанических впадинах, рифтогенных и окраинных прогибах платформ, во внутренних и передовых прогибах складчатых сооружений мощность осадочного чехла может достигать 10-20 км. Структуры выполнены широким спектром осадочных пород континентального и мелководно-морского происхождения. Реже могут быть встречены относительно глубоководные отложения. В областях активного вулканизма в строении осадочного слоя могут участвовать эффузивные и интрузивные магматические породы преимущественно основного состава. Возраст отложений варьирует в широких пределах - от современных до мезопротерозойских включительно. Этим они отличаются от накоплений осадочного чехла в океанах, возраст которых не древнее юры.

Консолидированная кора по геофизическим показателям делится на два слоя: верхний с характерными для него скоростями продольных волн 6,0-6,5 км/сек и нижний - 6,4-7,7 км/сек. До недавнего прошлого верхний слой назывался «гранитный» или «гранито-гнейсовый», а нижний - «базальтовый» или «гранулито-базитовый». Их разделяет сейсмический раздел, названный в честь открывшего его геофизика границей Конрада.

Верхний слой консолидированной коры. О его составе судят по выходам на поверхность кристаллических пород, обнажающихся на щитах древних платформ. Они приблизительно сложены на 50% гранитами, 40% - гнейсами, кристаллическими сланцами и другими метаморфическими породами амфиболитовой стадии метаморфизма. Примерно на 10% площади щитов получают развитие породы гранулитовой и эклогитовой фаций метаморфизма, а также относительно слабометаморфизованные кварциты, филлиты, мраморы и основные изверженные породы. Именно поэтому слой получил название гранито-гнейсового.

Нижний слой консолидированной коры сложен породами гранулитовой фации метаморфизма, представленными плагиогнейсами с гранатом и пироксеном, а также анортозитами, чарнокитами, коматиитами и другими основными интрузивными и эффузивными метаморфическими породами. Первоначально, по физическим показателям, этот слой был назван «базальтовым».На предположении о двухслойном строении коры был обоснован выбор места заложения Кольской сверхглубокой скважины.Считалось, что на глубине 7,5 км скважина должна была пересечь границу Конрада и далее углубиться в «базальтовый» слой. Однако, пройдя до 12261 м она так и не вышла из «гранитного» и ниже ожидаемой поверхности вплоть до забоя скважины (12261 м) были встречены породы не соответствующие предполагаемому составу «базальтового» слоя (рис.4.49).

Рис.4.49.Общий вид Кольской сверхглубокой скважины (слева) и разрез скважины (по В.С.Ланеву, М.С.Русанову, Ю.П.Смирнову, упрощенно): 1 - авгитовые диабазы с прослоями пироксеновых и пиркитовых порфиритов; 2 - туфы и туффиты основного состава; 3 - филлиты, алевролиты с прослями туфов; 4 - ритмично-слоистые песчаники с подчиненными алевролитами и филлитами; 5 - актинолитизированные диабазы; 6 - доломиты, аркозовые песчаники; 7 - серицитовые сланцы; 8 - метадиабазы; 9 - доломиты, полимиктовые песчаники; 10 - диабазовые порфириты и сланцы по ним; 11 - полимиктовые конгломераты, гравелиты; 12 - биотит - платиоклазовые гнейсы; 13 - мигматизированные и гранитизированные биотит-плагиоклазовые гнейсы; 14 - магнетит-амфиболовые сланцы; 15-17 - интрузивные образования (15 - андезитовые порфириты, 16 - верлиты, 17 - габбро-диабазы); 18 - тектонические нарушения. Толщи: I, III, V, VII - мусковит-биотит-плагиоклазовых гнейсов (андалузит, ставролит, силлиманит, гранат) с телами амфиболитов; II, IV, VI - биотит-плагио-клазовых гнейсов, биотит-амфибол-плагиоклазовых гнейсов и амфиболитов