2.2 Геодинаміка літосфери

2.2.1 Границі літосфери

Земна кора разом з твердою частиною шару Гутенберга утворює єдиний жорсткий шар, який лежить на астеносфері, який називають літосферою. По суті, літосфера є своєрідною геосферою, яка відокремлена від решти частини мантії активним поясом астеносфери. Границя зовнішньої зони - літосфери, або, як її частіше називають, літосферної плити, розташована на глибині 70 км. Верхня мантія та земна кора об’єднуються єдиними механічними їх властивостями. Жорстка літосферна плита розколота приблизно на 6, 10, 12 (модель Ле Пишона, Моргана) великих плит, по границях яких розташована більша кількість осередків землетрусів (рис. 2.7).

Під літосферою в інтервалі глибин 70-250км розташований шар підвищеної текучості. За малої в’язкості астеносфери жорсткі зовнішні плити знаходяться в ізостатичній рівновазі. Вони, як велетенські “айсберги”, плавають в “астеносферному океані” Землі (ймовірно, процеси, які протікають в астеносфері, визначають геологічну будову земної кори) 4, 10.

Літосферні плити виділяються за вузькими поясами сейсмічності, що їх “оконтурюють”. Поділ на плити літосфери не пов’язаний з поділом на материки та океани. Більшість плит включає як материкові, так і океанічні ділянки. Тільки одна велика плита (Тихоокеанська) має виключно океанічну поверхню (рис. 2.7) .

2.2.2 Класифікація плит

Згідно з концепцією тектоніки плит, жорсткий поверхневий шар літосфери зазнає сильних деформацій і тільки вздовж відносно вузьких лінійних рухомих поясів. Ці рухомі пояси, які складаються з хребтів, жолобків і трансформних розломів, що їх пов’язують, ділять літосферу на ряд жорстких асейсмічних блоків (плит), які не зазнають значних внутрішніх деформацій (рис. 2.8). Особливе значення має відносний рух плит. Цей рух є фундаментальною причиною тектонічної активності Землі (рис. 2.9).

Виділяють три типи границь плит:

-конструктивні, або дивергентні зчленування, де по мірі розсування плит формується нова кора (гребені серединно-океанічних хребтів);

-деструктивні, або конвергентні зчленування, де кора скорочується за рахунок стискання (молоді складчасті гірські пояси) при зближенні плит чи поглинанні, коли одна плита підсувається під другу (глибоководні жолоби);

-консервативні, або зсувні зчленування (трансформні розломи), де плити суміщаються відносно одна одної у горизонтальному напрямку, а структура кори не змінюється.

Кожний тип границь має своє відображення в рельєфі Землі, що і дозволяє розбивати літосферу на плити (рис. 2.10).

2.2.3 Гіпотеза спредінгу і субдукції

Важливою ідеєю на шляху до тектоніки плит була гіпотеза спредінга – розсування океанічного дна вбоки від серединно-океанічних хребтів, які охоплюють усю земну кулю (Хесс, 1960 р.; Дитц, 1961-63 р.р.; Вайн і Метьюз, 1963 р.; Морган і Ларошелл, 1964 р. та ін.).

За цією гіпотезою, розширення океанічного лона обумовлене конвективними потоками речовини в літосферу, гаряча речовина якої виноситься назовні у вісьовій зоні океанічних хребтів – місцях розташування рифтів (Рис.2.11).

Оскільки площа земної поверхні залишається незмінною, народження літосфери в зоні океанічних хребтів повинно супроводжуватися її знищенням в будь-яких інших зонах. Такими зонами є зони океанічних жолобів, які розташовані поблизу острівних дуг, або так званих активних континентальних окраїн. Згідно з гіпотезою спредінгу, в області жолобів відбувається занурення океанічної літосфери, яка на початку йде під острівну дугу, а потім далі під континент на глибину до 700 км.

У 1963 р. Вайн і Метьюз запропонували гіпотезу, яка пояснювала природу лінійних магнітних аномалій в океані. Згідно з цією гіпотезою, коли розплавлений мантійний матеріал охолоджується на гребені океанічного хребта нижче точки Кюрі, базальтові породи, що утворилися, намагнічуються у відповідності з полярністю геомагнітного поля, яке існує на даний період (рис. 2.12). Наступне розсування утвореної кори в боки від осі океанічних хребтів призводить до “магнітного запису” поля, яке існувало на час формування кори на гребені хребта. Визначена швидкість спредінгу океанічного лона складає кілька см/рік (рис. 2.13)

Рисунок 2.11 – Схема, що ілюструє гіпотезу розростання океанічного дна. Частково зв’язок між підводними хребтами, системами острівних дуг–глибоководних жолобів та трансформними розломами типу “від хребта до хребта” і “від дуги до дуги”. Стрілками вказані відносні рухи сусідніх блоків (за даними геофізичних досліджень В. Ісакса, Дж. Олівера та ін. 1973 р.)

.

Рисунок 2.12 – Стрілкові магнітні аномалії (а) в зонах спредінгу океанічного дна і їх відбиття (б) на поверхні океану (за Д. І . Тарлінг). І – проникнення базальтів; ІІ – потужність магнітоактивного шару, ІІІ – крива виміряної напруги магнітного шару; ІV – хребет (чорним і білим показані магнітні аномалії різної полярності

Рисунок 2.13 – Древній дрейф континентів зафіксований полями намагніченості в породах Каапвальського кратону (Африканський континент). Вказаний для наочності та не існував в його сучасних обрисах. Намагнічені породи відіграють роль компасу, який вказує орієнтацію та широтне положення кратону під час кристалізації порід. Швидкість його переміщення цілком зіставляється із сучасною швидкістю переміщення тектонічних плит (за даними Д. Йорка, [28] журнал №2/3 SCIENTIFIC AMERICAN ISSN 0208-0621)

В місцях розташування жолобів літосферні плити починають своє занурення в мантію. Ці зони носять назву зон субдукції (рис.2.14). Під острівними дугами глибини холодної “кромки" літосферної плити, що занурюється дорівнює 100-150км. На цих глибинах в результаті складних, ще не достатньо зрозумілих нам процесів, відбувається зародження андезитових лав. Виверження їх і призводить до утворення острівних дуг. Роль андезитового вулканізму в історії Землі набуває ще більшого значення, коли взяти до уваги (А.Роков, А.Ярошевський), що більша частина земної кори складена вапняково-лужними породами або їх метаморфізованими еквівалентами. Відповідно середній склад земної кори майже співпадає із середнім складом андезитової серії. На противагу андезитового вулканізму острівних дуг і активних континентальних окраїн, в серединно-океанічних рифтових зонах океанічна земна кора утворюється за рахунок базальтової лави – океанічних низьколужних толеїтів. Океанічні толеїтові магми утворюються на значно менших глибинах, ніж андезитові, - їх осередки розташовані під основними зонами серединно-океанічних хребтів на глибинах 50 км.

Рисунок 2.14 – Геодинамічна модель механізмів спредингу та субдукції

Виходячи з гіпотези нової глобальної тектоніки, плити народжуються, нарощуються, а потім анігілюють в результаті поглинання серединних хребтів в океанічних жолобах. Є припущення, що у випадку субдукції швидкої океанічної плити, плита зіштовхується з майже спокійним континентом, утворюються границі типу острівних дуг. У випадку зіштовхування швидкої океанічної плити з континентальною плитою, що швидко рухається назустріч, утворюються границі типу активних континентальних окраїн 4, 10, 20.