9 місяців тому
Немає коментарів

Sorry, this entry is only available in
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

Процесс поддвига литосферных плит напоминает торошение реч­ного льда во время ледохода при сжатии ледяных полей в местах заторов. Как и в случае со льдом, поддвигаемая плита испытывает сильное давление со стороны на­двигаемой на нее плиты. Под вли­янием избыточного давления, создаваемого горизонтальным на­пряжением сжатия и весом надви­нутой части верхней плиты, в ниж­ней (поддвигаемой) плите возни­кают пластические деформации, она меняет направление своего движения и начинает круто опус­каться в мантию. При этом, как и в случае образования литосфер­ных плит, основное отличие срав­ниваемых процессов состоит в том, что лед легче воды, тогда как океанская литосфера несколь­ко тяжелее вещества астеносферы. Трение литосферных плит в зо­нах поддвига, естественно, сопро­вождается возникновением боль­шого числа землетрясений. Эти землетрясения довольно уверен­но трассируют верхнюю поверх­ность и тело погружающейся пли­ты, позволяя проследить ее погру­жение в мантию до больших глу­бин (до 600—700 км). Кроме то­го, сдвиг литосферных плит по наклонной поверхности приводит в этом месте к нарушению изостатического равновесия обоих плит — к воздыманию края на­двигаемой плиты и дополнитель­ному прогибанию пододвигаемой под нее океанской плиты. В ре­зультате по обе стороны от по­верхности смещения плит возни­кают сопряженные структуры ос­тровной дуги и глубоководного желоба. Нарушение изостатического равновесия краевых час­тей плит в зонах поддвига очень четко проявляется и в гравита­ционных аномалиях — положи­тельных над островными дугами и отрицательных над глубоковод­ными желобами. Используя усло­вие равновесия сил в зоне под­двига плит, можно определить зависимость амплитуды возни­кающих гравитационных анома­лий от предела прочности лито­сферы. Выполненные по такой за­висимости оценки показали, что предел этот близок к значению 1 т/см2, хорошо совпадающему с эмпирическими данными о прочности ультраосновных пород.

Вместе с океанской литосферой в зоны поддвига плит под остров­ные дуги и активные окраины кон­тинентов андийского типа подо­двигается океанская кора и пере­крывающие ее пелагические осад­ки. Если с пододвиганием океан­ской коры не возникает ника­ких особых вопросов, поскольку ее породы достаточно жестки и хорошо «спаяны» с массивной по­додвигаемой литосферой, то за­тягивание рыхлых осадков в за­зор между жесткими плитами на первый взгляд представляется маловероятным событием. Вме­сте с тем их сдирания и смятия в большинстве зон поддвига плит действительно не наблюдается. Как правило, не происходит чрез­мерного накопления осадков и в глубоководных желобах, несмотря даже на то, что скорость осадконакопления в этих местах дости­гает нескольких сантиметров за тысячу лет. При такой скорости отложения осадков большинство желобов оказались бы засыпан­ными уже через несколько мил­лионов лет, тогда как в действи­тельности они остаются совершен­но незаполненными, хотя некото­рые из них существуют и продол­жают развиваться уже в течение сотен миллионов лет подряд, как, например Японский или Перу-Чи­лийский желобы. Это свидетель­ствует о том, что в глубоковод­ных желобах действует эффек­тивный механизм удаления осад­ков с поверхности океанского дна. Таким естественным механиз­мом, как теперь выяснилось, яв­ляется затягивание осадков в зо­ны поддвига плит. Происходит это аналогично смазке движущихся механизмов жидкими маслами.

Как и в случае смазки, количество осадков, попадающих в за­зор между трущимися плитами, должно зависеть от скорости дви­жения плит и вязкости затянутых в зазор осадков. Соответству­ющие расчеты, основанные на теории смазки механизмов, пока­зали, что под такие дуги, как Ку­рильская, Японская и Тонга без соскребания и смятия может за­тягиваться до 500—520 м пела­гических осадков, а в Перу-Чи­лийский, Алеутский и Яванский желобы — до 400—420 м осадков. Вблизи Курильского, Японского и центральной части Яванского глубоководных желобов мощно­сти осадочных слоев не превы­шают 300—500 м, вблизи желоба Тонга толщина осадков снижает­ся до 100—300 м, а перед боль­шей частью Перу-Чилийского же­лоба — до 100 м и меньше. По­этому поддвиг плит под эти струк­туры не сопровождается соскребанием и смятием осадков перед фронтальной частью надвигаемой плиты.

Иная ситуация наблюдается в за­ливе Аляска на востоке Алеутской дуги и к северу от Яванского же­лоба. В этих районах мощность осадков превышает 500—700 м, а в отдельных местах достигает 1000 м, т. е. превышает найден­ные для этих структур критические значения мощности. Аналогичная картина наблюдается и возле зо­ны поддвига Атлантической пли­ты под Малые Антильские остро­ва: в этой зоне критическая тол­щина осадков, которые могут еще быть затянуты в зону поддвига плит без сдирания, примерно рав­на 250 м, тогда как реальная мощ­ность осадочных толщ здесь до­стигает 500—1000 м. Отсюда сле­дует, что во всех этих районах под­двиг литосферных плит должен сопровождаться и соскребанием осадков с океанского дна, и смя­тием их перед фронтом остров­ной дуги. Именно таким процес­сом можно объяснять возникно­вение внешних невулканических гряд возле этих островных дуг (например, островов Кодьяк, Афогнак и полуострова Кенай в заливе Аляска, Андаманских и Никобарских островов в Индий­ском океане и острова Барбадос в Атлантическом океане).

Приведенные примеры отно­сятся только к рыхлым и маловяз­ким пелагическим осадкам океа­нов. Если же в зоны поддвига плит попадают более плотные терригенные осадки континентальных шельфов, например при надвига­нии островных дуг на пассивные окраины континентов атлантиче­ского типа, то мощность затяги­ваемых в такие зоны осадков мо­жет достигать многих километ­ров. Например, мощность осадоч­ной толщи, погребенной под фрон­тальными участками надвиговой зоны гор Загрос в районе Персид­ского залива, судя по сейсмиче­ским данным, достигает 15—17 км.

Континентальная кора, как те­перь установлено, в основном фор­мируется в зонах поддвига лито­сферных плит за счет переработ­ки океанской коры и затягиваемых туда осадков. При этом магматизм зон поддвига плит резко отлича­ется от сравнительно примитив­ного магматизма океанского дна. Здесь главную роль играют уже средние и более кислые поро­ды — андезиты, их интрузивные аналоги — диориты, гранодиори­ты, а при надвиге островных дуг на пассивные окраины континен­тов — гранитный магматизм. Ан­дезиты и тем более гранитоиды принципиально отличаются от базальтов повышенными концен­трациями кремнезема, щелочей, особенно калия, и других литофильных элементов и понижен­ными содержаниями магния, каль­ция, железа и других переход­ных металлов группы железа. Ан­дезиты и гранодиориты щелочно­го ряда не могут быть получены путем простой дифференциации базальтовых магм мантийного происхождения — это специфиче­ские корово-мантийные породы, возникающие только благодаря сложной переработке других по­род и осадков на уровнях самой коры или самых верхов мантии.

Трение литосферных плит в зо­нах их поддвига сопровождается выделением большого количества тепла — около 500—700 кал на каждый грамм пород океанской коры. Этого тепла более чем до­статочно для прогрева и расплав­ления пород и осадков, попавших в зону трения плит. Поскольку все породы океанской коры и осад­ки предельно гидратированы, та­кое их переплавление происхо­дит в присутствии воды, резко сни­жающей температуру плавления силикатов. Кроме того, вода как исключительно активный минера­лизатор переносит с собой из зон поддвига плит в континентальную кору многие подвижные и рудные элементы.

Теоретические расчеты пока­зывают, что переплавление оке­анской коры, перекрытой сверху слоем пелагических осадков, как раз и должно приводить к возни­кновению известково-щелочных (т. е. андезитовых) магм, столь ха­рактерных для всех современных и древних островных дуг и актив­ных континентальных окраин ан­дийского типа. Однако происхо­ждение гранитов и тем более сиенитов объяснить таким механиз­мом не удается. Теперь выясни­лось, что часть этих пород обра­зуется в результате переплавле­ния мощных толщ терригенных и морских осадков, попадающих в зоны поддвига плит при надвига­нии островных дуг на пассивные окраины континентов атлантиче­ского типа.

Естественно, что магмы, возни­кающие в процессе плавления коровых пород и осадков, сущест­венно зависят от их состава. Так, при затягивании в зоны поддвига плит песчано-глинистых отложе­ний выплавляются нормальные граниты с повышенными содер­жаниями кремнезема (до 70— 75%). Если в зоны поддвига плит попадают карбонатные породы, то возникают расплавы с высоки­ми концентрациями щелочно­земельных и щелочных элемен­тов, из которых затем кристал­лизуются гранодиориты. Связа­но это с тем, что ассимиляция си­ликатными магмами карбонатов приводит к образованию и выпа­дению из расплавов тугоплав­ких силикатов кальция и магния, тогда как остаточный расплыв при этом обогащается щелочами. Ес­ли в зоны поддвига плит попало очень много карбонатов, то мо­гут образоваться карбонатиты — изверженные породы карбонат­ного состава. Особенно существен­ные преобразования происходят с силикатными магмами при попа­дании в зоны поддвига плит эвапоритов (соленосных отложений), так как после ассимиляции рас­плавами соленосных отложений первоначально кислые магмы на­сыщаются щелочами, хлором, фтором и некоторыми другими рассеянными элементами, теряя при этом кальций. В результате состав расплава становится сиени­товым.

Происхождение метаморфиче­ских гранитов в рамках новой тео­рии объясняется метаморфиче­ской переработкой осадочно-вулканогенных толщ перегретыми и минерализованными водами, поднимающимися из зон поддви­га плит в тылах островных дуг и активных окраин континентов. Са­ма по себе идея о происхожде­нии гранитов за счет метаморфи­ческой переработки вмещающих пород потоками горячих раство­ров не является новой — это хо­рошо знакомый геохимикам про­цесс гранитизации. Однако только после создания теории тектони­ки литосферных плит был най­ден тот природный механизм, благодаря которому над зонами поддвига плит возникают мощные потоки перегретых и сильно ми­нерализованных водных флюидов. Этот механизм приводится в дей­ствие процессом дегидратации океанской коры в зонах поддвига океанских литосферных плит под островные дуги и активные окраи­ны континентов. Подсчитано, что в настоящее время под этими структурами ежегодно выделяет­ся до 3 км3 термальных вод, а в прошлые геологические эпохи и того больше. Так, в раннем проте­розое через зоны поддвига плит фильтровалось до 7 км3 в год пе­регретых водных флюидов. Все­го же за время геологического развития Земли (т. е. за 4 млрд. лет) через эти зоны профильтро­валось 16 млрд. км3 воды, или в 11 раз больше, чем ее содержит­ся в современной гидросфере (1,46 млрд. км3). Следовательно, за это время вся вода гидросфе­ры многократно фильтровалась через зоны поддвига плит, частично фиксируясь в континенталь­ной коре (0,33 млрд. км3), но в большей своей части вновь посту­пая в гидросферу и океанскую кору. Этой воды, как видно, бо­лее чем достаточно для гранити­зации всей континентальной коры, поскольку ее объем, примерно равный 8 млрд. км3, приблизитель­но в 2 раза меньше объема вовле­ченной в циркуляцию воды.

До появления тектоники лито­сферных плит механизмы возник­новения региональных надвигов и складчатых поясов Земли факти­чески оставались невыясненны­ми. По поводу природы этих про­цессов высказывалось много раз­ных точек зрения, часто полно­стью исключающих друг друга (например, гипотезы контракции и расширяющейся Земли), но ни одна из них не удовлетворяла всей совокупности геологических данных о строении горных поясов Земли. С появлением новой тео­рии стало ясно, что все без исклю­чения складчатые горные соору­жения, часто осложненные регио­нальными надвигами, возникают только перед зонами поддвига ли­тосферных плит или в непосред­ственной близости от них за счет сжатия и деформации попавших в эти зоны мощных осадочных толщ самих островных дуг или кон­тинентальных окраин.

Обычно развитие складчатых поясов Земли рассматривают с точки зрения геосинклинального учения, возникшего еще в прош­лом веке. Однако это учение но­сит чисто описательный харак­тер, не объясняет природы про­цесса и тем более не вскрывает действующих в нем причинно-следственных связей. Лишь с по­явлением тектоники литосфер­ных плит выяснилась как природа этого процесса, так и скрытые в нем связи. В качестве примера кратко рассмотрим с позиций новой теории развитие складча­тых поясов Аппалачского типа, к которым также относятся Урал, Альпы, Динариды Балканского полуострова, горы Загрос и не­которые другие горные поясы, строение и развитие которых по­служило эталоном для создания классической схемы развития гео­синклиналей.

Складчатые поясы рассматри­ваемого типа всегда образуются на пассивных окраинах континен­тов и характеризуются длитель­ным развитием. Начальные этапы формирования таких поясов обыч­но совпадают по времени с мо­ментом образования самой кон­тинентальной окраины за счет рифтогенеза и раскрытия нового океана, а конечная стадия опре­деляется процессом закрытия этого океана. Геодинамическая теория, о которой мы упомина­ли выше, показывает, что такие перестройки тектонического раз­вития океанов происходят бла­годаря неустойчивости химико-плотностной конвекции в мантии. В связи с исключительно высокой средней вязкостью мантийного вещества периоды таких инвер­сий тектонических режимов до­стигают сотен миллионов лет.

На раннем этапе развития та­ких поясов континентальные ок­раины (т. е. будущие миогеосинк­линальные зоны, по классической терминологии) испытывают устой­чивые опускания «припаянных» к ним океанских литосферных плит (природу этого явления мы уже рассматривали выше). Закон опускания континентальных окра­ин, как и океанского дна, опре­деляется корневой зависимостью от возраста окраины, с тем лишь отличием, что стоящий перед квадратным корнем коэффициент имеет другое значение и посте­пенно уменьшается по мере уда­ления от океана в глубь континен­та. В это время, отвечающее ста­дии начальных погружений, здесь накапливаются мощные толщи терригенных песчано-глинистых и морских карбонатных осадков.

На следующем этапе (т. е. на зрелой стадии развития геосинк­линали) растяжение в регионе сменяется на сжатие, а ранее об­разовавшийся океан начинает за­крываться, и на месте бывшей рифтовой зоны срединно-океанического хребта (т. е. там, где лито­сфера наиболее тонка) возника­ет новая островная дуга — буду­щая эвгеосинклинальная зона. На этой стадии континентальная окраина тоже продолжает опус­каться, но уже под давлением приближающейся к ней островной дуги, что приводит к резкому уве­личению скорости ее погружения, особенно на последней фазе это­го этапа, когда островная дуга начинает надвигаться на саму кон­тинентальную окраину. Широкое развитие в стадию закрытия оке­ана получает островодужный из­вестково-щелочной магматизм, природу которого мы уже рас­смотрели выше.

Наконец, на заключительном, орогенном этапе развития пояса за сравнительно короткое время, всего за несколько миллионов лет или меньше (это время зависит от скорости поддвига плит), оса­дочный чехол на бывшей конти­нентальной окраине (т. е. миогео­синклинальной зоне) сминается в складки. В это же время дости­гают максимальной интенсивности надвиговые и разрывно-складчатые деформации в теле быв­шей островной дуги, т. е. в эвгеосинклинальной зоне.

В результате переплавления по­падающих в зону поддвига плит осадочных толщ бывшей континен­тальной окраины в это время ме­няется и магматизм. На смену известково-щелочному приходит кислый магматизм с обильными внедрениями гранитов и широким развитием регионального мета­морфизма. Так, например, образо­валось большинство гранитов Ап­палачей, Урала, Альп и многих других складчатых поясов этого типа.