Литология. Структурная геология

Р. А. Щеколдин. Конспекты лекций

Литология. Структурная геология

Р. А. Щеколдин. Конспекты лекций

ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Внутреннее строение Земли

Непосредственные геологические наблюдения позволяют изучить строение земной коры максимум на 2—3 км по вертикали, что возможно в глубоко врезанных речных долинах высочайших горных хребтов мира (Гималаи, Памир, Анды). Глубочайшая на Земле шахта в южной Индии имеет глубину в 2290 м (3187 м от поверхности), а самые глубокие нефтяные скважины достигли глубины порядка 7 км в северном Прикаспии, на Апшеронском п-ове, в Калифорнии и Техасе. Проектная глубина Кольской сверхглубокой скважины 12 км. Длительные вертикальные поднятия обнажили на поверхности глубокометаморфизованные породы, в свое время залегавшие в коре на глубинах до 15—20 км. Однако даже эти глубины относительно невелики по сравнению с мощностью континентальной коры и ничтожны по сравнению с радиусом земного шара. Поэтому основными методами познания строения земной коры в целом и более глубоких частей земного шара являются геофизические методы и в первую очередь сейсмический. В итоге сейсмических исследований установлено, что в недрах Земли существуют две основные поверхности раздела, позволяющие выделить земную кору, мантию (промежуточную оболочку) и ядро Земли. (рис. 1)

Рис. 1. Схема внутреннего строения Земли

Основные положения тектоники литосферных плит

Согласно этой теории, жесткая оболочка Земли – литосфера – разбита на ряд плит (рис. 2). Разные исследователи выделяют различное число плит, поскольку наряду с основными крупными плитами существует еще много мелких "микроплит". Литосферные плиты перемещаются в горизонтальном направлении по поверхности астеносферы. Континенты входят в состав плит и перемещаются вместе с ними. Основные тектонические и магматические процессы происходят на границах плит.

Рис. 2. Расположение основных литосферных плит

Границы плит

Границы плит – это зоны сейсмической и тектонической активности, в которых две литосферные плиты примыкают друг к другу. Границы подразделяются на три типа: дивергентные; конвергентные; трансформные.

Вдоль дивергентной границы происходит наращивание океанической литосферы, которая распро страняется в стороны от границы. На конвергентной границе одна из двух сходящихся плит погружается в астеносферу и ею поглощается. Вдоль трансформной границы две литосферные плиты, перемещаясь горизонтально, скользят относительно друг друга, так что литосфера здесь не создается и не исчезает.

На поверхности Земли границы плит отмечены крупными разломами или системами разломов, а также линейными цепочками эпицентров землетрясений. К характерным системам разрывных нарушений относятся: рифты вдоль дивергентных границ; надвиги вдоль большинства конвергентных границ, причем следы этих надвигов, как правило, трудно различимы; сдвиги вдоль трансформных границ, которые довольно легко прослеживаются почти повсюду в океанической коре и с трудом – в континентальной коре.

Положение границ плит изменяется во времени и в пространстве. Как и плиты, они находятся в постоянном движении. Положения современных границ разных типов показаны на рис. 3.

Рис. 3. Границы плит: 1 – дивергентные; 2 – конвергентные; 3 – трансформные; 4 – направления движения плит

Конвергентные границы плит. На этих границах плиты имеют встречное движение, т.е. сходятся. При этом одна плита погружается под другую. Этот механизм называется субдукцией. Погружающийся в процессе субдукции литосферный блок в конечном счете поглощается астеносферой (рис. 4а). По этой причине конвергентные границы плит называют также деструктивными.

Обычно конвергентные границы плит выражены сильными понижениями в рельефе и прослеживаются в виде глубоководных желобов (рис. 4б). Некоторые желоба заполнены молодыми осадками, которые маскируют депрессию.

Рис. 4. Конвергентная граница плит: а - субдукция океанической плиты под континентальную; б - океанический желоб (вертикальный масштаб увличен в 5 раз)

Когда погружающийся блок входит в астеносферу, непосредственно над ним образуются резервуары магмы, как правило андезитового состава, которая внедряется в толщу пород и изливается на поверхность. Эта магматическая активность приводит к образованию либо вулканических островных дуг (рис. 5), если вышележащая кора является океанической, либо горных хребтов с характерным андезитовым вулканизмом – в случае континентальной коры. Вулканические дуги и горные хребты простираются параллельно смежным глубоководным желобам.

Рис. 5. Система островной дуги. Вертикальный масштаб увличен в 5 раз

Конвергентные границы плит сейсмически активны. Гипоцентры сосредоточены не только в неглубокой зоне вблизи границы, но также и в погружающемся блоке, и некоторые из них достигают глубины 700 км. Зоны локализации гипоцентров в погружающемся блоке называются зонами Беньоффа – Вадати.

Имеются свидетельства, что конвергентные границы плит впервые формируются в океанической литосфере поблизости от континентальных окраин. Об этом, в частности, говорит близость большинства современных конвергентных границ к континентальным окраинам. Там, где границы отделены от континентов небольшими океаническими бассейнами, дно таких окраинных, или тыловодужных, бассейнов гораздо моложе, чем примыкающее к желобу дно открытого океана. Отсюда следует, что раскрытие таких бассейнов, отделяющих границу плиты от континента, происходило сравнительно недавно. Эта точка зрения подтверждается данными морской геофизики. Наблюдаемый режим спрединга океанического дна в тыловодужных бассейнах дает основания предполагать, что они образуются в результате миграции систем дуга-желоб в сторону океана.

Вулканические дуги, ассоциирующиеся с конвергентными границами плит, известны своими рудными месторождениями. Зона, расположенная между внешней (ближе к желобу) вулканической цепью дуги и желобом, представляет собой разрыв дуга-желоб; она включает осадочные бассейны, называемые преддуговыми, условия в которых благоприятствуют аккумуляции углеводородов.

Из-за низкой плотности континентальная литосфера не может участвовать в процессе субдукции. Поэтому дальнейшее продвижение субдукционной плиты по поверхности становится невозможным, когда она подходит к желобу. Если надвигающаяся плита является океанической, режим субдукции может изменяться («переключиться») на противоположный, т.е. начиная с какого-то времени в субдукцию будет во влечена ранее надвигавшаяся плита. Остатки старого блока будут медленно поглощаться астеносферой.

Если же надвигающаяся плита является континентальной или к континенту примыкает сравнительно узкая полоса океанической коры, приближение другого континента со стороны зоны субдукции приводит к столкновению континентов, иногда после предварительного закрытия разделявшего их окраинного бассейна. В результате столкновения конвергенция плит в конечном счете должна прекратиться, потому что континент, будучи более легким, не может погружаться в астеносферу. Теперь вектор относительного перемещения плит на границе становится равным нулю. Однако, поскольку сумма векторов движения всех плит на поверхности Земли должна оставаться равной нулю, подобная ситуация влечет за собой глобальное перераспределение движения плит. Тем не менее в течение ограниченного времени после столкновения плиты могут продолжать сходиться.

Индийская и Евразийская плиты после своего столкновения сблизились на несколько сотен километров. Этому можно дать два объяснения. Субдукционная плита может затягивать край континента вдоль границы литосферы с астеносферой, поддвигая его тем самым под континентальную плиту. Если же континентальная литосфера, прилегающая к границе плит, достаточно мягка, схождение плит компенсируется путем деформаций как в горизонтальной плоскости (сдвиги, частично со смещением по простиранию), так и в вертикальном направлении (утолщение). Наблюдения в районе Гималаев, на границе Индийской и Евразийской плит, говорят о том, что граница плит деформируется главным образом за счет сдвиговых деформаций в Евразийской плите.

Древние конвергентные границы плит можно обнаружить на континентах. Для этих швов характерны пояса офиолитов, которые, как считают, являются реликтами древней океанической литосферы, надвигавшейся на континентальную кору. Аналогичным образом зоны метаморфизма высокого давления и низких температур (фация «голубых сланцев») маркируют положение древних желобов, заполненных осадками, которые в процессе субдукции затягивались на большие глубины, а впоследствии поднимались благодаря изостатической компенсации.

В заключение можно сказать, что в зонах конвергентных границ плит сосредоточены некоторые из наиболее важных геологических процессов: интенсивные деформации и сейсмическая активность, магматизм, метаморфизм и формирование рудных залежей и относительно быстрое поднятие с последующими интенсивной эрозией и обильным осадконакоплением, часто сопровождающимся аккумуляцией углеводородов.

Дивергентные границы плит. Вещество океанической литосферы постоянно образуется в океанических рифтах, общая протяженность которых по всей Земле составляет около 70 000 км. Литосферные плиты расходятся по обе стороны от этих рифтов, получивших название дивергентных границ плит (известных также как конструктивные или аккреционные окраины плит). Рифты обычно расположены на гребнях крупных хребтов, возвышающихся на дне океана; некоторые из них находятся примерно посредине между континентами, например, известный Срединно-Атлантический хребет. Превышение хребта над дном океана обычно варьирует от 100 до 3000 м, характерная ширина-около 1000 км. Ассоциирующийся с ним центральный рифт приурочен к долине, дно которой может располагаться на 2000 м ниже вершины хребта. Ширина ее более 10 км, в Центральной Атлантике-до 30-32 км.

У Восточно-Тихоокеанского поднятия с быстрым разрастанием океанического дна морфологический срединный рифт отсутствует. Океанические рифты, образующие дивергентные границы плит, отличаются сейсмической и тектонической активностью. Расположенные вдоль них эпицентры мелкофокусных землетрясений дают первые вступления по типу смещений по падению.

Большая часть тепла отводится циркулирующими гидротермальными растворами, выщелачивающими и переотлагающими сульфиды металлов. Обследование дна океанов с обитаемых подводных аппаратов обнаружило свидетельства активного вулканизма и показало, что скорости спрединга локально варьируют во времени и пространстве, но в среднем дают картину длительного равномерного симметричного спрединга с полускоростями в интервале от 1 до 5 см/год.

Террасы на склонах внутри рифтовой долины наводят на мысль о сбросовых уступах. По мере разрастания дна образующиеся при сбросах блоки земной коры поднимаются на максимальную высоту более 2000 м над дном рифтовой долины рядом с гребнем хребта; по мере удаления от гребня вследствие сжатия при остывании и увеличения плотности высоты постепенно понижаются. Толщина плит минимальна близ дивергентной границы, но чем дальше от нее, тем больше плита остывает и утолщается.

Вдоль центральной оси рифтовой долины наблюдается сильная линейная магнитная аномалия. Она вызвана намагниченностью, приобретаемой новым вулканическим материалом по мере его остывания. Намагниченные породы, слагающие дно океана, симметрично удаляются от оси спрединга. Каждый заново образующийся фрагмент океанического дна приобретает намагниченность, по на правлению совпадающую с существующим геомагнитным полем. Периодические обращения полярности поля отражены в хорошо известных полосовых магнитных аномалиях (рис. 7).

Рис. 7. Полосовые магнитные аномалии над зоной спрединга

Трансформные границы. Ни одна дивергентная граница не является гладкой и непрерывной; все они во многих местах смещены вдоль трансформных разломов (рис. 8).

Рис. 8. Схема расположения трансформных разломов. Жирные линии соответствуют активным участкам разломов

Эти разломы реализуют механизм согласования общего тренда границы с преимущественным на правлением спрединга. Их простирание в точности параллельно направлению относительного перемещения соседних плит. Спрединг обычно (но не всегда) происходит в направлении, нормальном к оси спрединга. Иногда какой-то ее участок скачкообразно перемещается в новое положение. Спрединг, действующий на данной дивергентной границе плиты, может изменить свою скорость или направление движения, как правило, в ответ на глобальные изменения в движениях плит. Полагают, что спрединг может полностью прекратиться при субдукции оси спрединга. Активная часть зоны разлома находится лишь между участками хребта (рис. 9).

Рис. 9. Схема смещения по трансформным разломам

Мантийные плюмы и горячие точки

Мантийные плюмы (или просто плюмы) представляют собой сравнительно узкие колонны разогретого вещества, поднимаю щиеся из глубоких слоев мантии. Плюмы, скорее всего, зарождаются на глубине не менее 700 км. По некоторым оценкам диаметр их составляет от 100 до 240 км, а скорость подъема 2 м/год. Плюмы порождают купола диаметром до 1000 км, центральные участки которых возвышаются на 1-2 км над окружающей местностью.

Горячие точки – участки земной поверхности с необычно высокой вулканической активностью в настоящее время или в прошлом. Некоторые геологи используют термины горячая точка и плюм как синонимы. Существование горячей точки устанавливается непосредственно из наблюдений за вулканической активностью, тогда как вывод о существовании плюмов – результат интерпретации и прямое их наблюдение недоступно.

Плюмы встречаются как внутри плит, так и на дивергентных границах между плитами. Примером внутриплитного расположения в океанической области служит плюм под островом Гавайи. Плюм этого типа порождает внутриплитную горячую точку, или горячую точку гавайского типа. Примером плюма, расположенного на дивергентной границе плит, является плюм под Исландией. Плюмы такого типа порождают срединно-океанические горячие точки или горячие точки исландского типа.

Почему поднимаются плюмы? Плюмы поднимаются из глубоких слоев мантии, так как их вещество легче окружающих пород, а вязкость этих пород достаточно мала, чтобы в мантии стал возможным режим течения. Они ведут себя как пластическое твердое тело (возможно, частично расплавленное) и поднимаются подобно соляным диапирам. Уменьшение давления в веществе плюма приводит к росту содержания в нем расплава, что в еще большей степени способствует подъему плюма. Этим же объясняется повышенная вулканическая активность в районах горячих точек, в основе которой лежит механизм дифференциации вещества плюма: более легкая расплавленная фаза отделяется от твердого остатка.

Асейсмичные хребты. Асейсмичный хребет (известный также как след плюма) представляет собой прямолинейную цепь вулканических островов, гайотов или подводных поднятий. От островных дуг такие хребты отличаются тем, что имеют не дугообразную форму: острова, гайоты и подводные поднятия в них расположены примерно по прямой линии. На самом деле они располагаются вдоль малых кругов с центром в полюсе спрединга, но радиусы их настолько велики, что они имеют вид прямых линий. Асейсмичные хребты образуются при движении плиты над плюмом. Плюм, расположенный внутри плиты (например, под островом Гавайи), порождает отходящий от него единственный асейсмичный хребет, примером которого является Гавайско-Императорская цепь подводных гор (рис. 10).

Рис. 10. Карта северного участка Тихого океана, показывающая положение Гавайско-Императорской цепи подводных гор. Кружками указаны результаты радиометрических определений возраста вулканических пород в цепи вулканических центров

Плюм, расположенный под срединно-океаническим хребтом, порождает два или три отходящих от него асейсмичных хребта. Хорошим примером такой ситуации служит Исландия. От нее отходят широкий асейсмичный хребет северо-западного простирания в сторону Гренландии и второй тоже широкий асейсмичный хребет юго-западного простирания в сторону Шетландских островов (к северо-востоку от Шотландии). Плюм, приуроченный к сочленению трех срединно-океанических хребтов, может быть родоначальником трех отходящих от него асейсмичных хребтов.

Выводы

  1. В недрах Земли существуют две основные поверхности сейсмического раздела, позволяющие выделить земную кору, мантию и ядро.

  2. Внутреннее ядро состоит в основном из железа и никеля и находится в твердом состоянии. Внешнее ядро является жидким.

  3. Мантия должна состоять из пиролита – породы, промежуточной между перидотитом и базальтом.

  4. Верхи мантии вместе с корой образуют самую верхнюю относительно жесткую и хрупкую оболочку твердой Земли – литосферу. Более глубокие слои верхней мантии получили название астеносферы.

  5. Вязкость астеносферы на 2—3 порядка ниже, чем в выше- и нижележащих областях мантии.

  6. Астеносфера – основной уровень образования магматических очагов.

  7. Земная кора на континентах и в океанах существенно различается. В составе континентальной коры больше кремния и алюминия, в составе океанической – магния и железа.

  8. Жесткая оболочка Земли – литосфера – разбита на ряд плит.

  9. Литосферные плиты перемещаются в горизонтальном направлении по поверхности астеносферы. Континенты входят в состав плит и перемещаются вместе с ними.

  10. Основные тектонические и магматические процессы происходят на границах плит.

  11. Границы подразделяются на три типа: 1) дивергентные; 2) конвергентные; 3) трансформные.

  12. Вдоль дивергентной границы происходит наращивание океанической литосферы, которая распространяется в стороны от границы.

  13. На конвергентной границе одна из двух сходящихся плит погружается в астеносферу и ею поглощается.

  14. Вдоль трансформной границы две литосферные плиты, перемещаясь горизонтально, скользят относительно друг друга, так что литосфера здесь не создается и не исчезает.

  15. Конвергентные границы плит выражены сильными понижениями в рельефе и прослеживаются в виде глубоководных желобов.

  16. Дивергентные границы плит выражены системой океанических рифтов. Рифты обычно расположены на гребнях крупных хребтов, возвышающихся на дне океана.

  17. Трансформные границы пересекают срединные хребты и смещают их отрезки относительно друг друга. Активная часть зоны разлома находится лишь между участками хребта, движущимися навстречу друг другу.

Вопросы для самопроверки

  1. Каковы предполагаемый состав и фазовое состояние мантии, внешнего и внутреннего ядра Земли?

  2. Что такое астеносфера и литосфера?

  3. В чем заключается различие между континентальным и океаническим типами земной коры?

  4. Назовите типы границ между литосферными плитами. Как они выражены в рельефе земной поверхности?

  5. Какие магматические и тектонические проявления характерны для границ разных типов?

  6. Что такое спрединг и субдукция?

  7. C чем связаны полосовидные магнитные аномалии?

  8. Что понимается под коллизией континентов?