Тектоника литосферных плит, ее основные положения.

Деление верхней части твердой Земли на литосферу и астеносферу по сейсмологическим и магнитным данным.

Деление литосферы на ограниченное число плит, Границы - по размещению очагов землетрясений.

Три рода взаимных перемещений и границ между плитами:

Дивергентные (спрединг),

Конвергентные (с поддвигом), океанская плита пододвигается под континентальную = субдукция, океанская плита надвигается на континентальную = обдукция, сталкиваются две континентальные плиты=коллизия.

Трансформные границы = скольжение по трансформному разлому.

Перемещения плит - по законам сферической геометрии, по теореме Эйлера, сполюсом вращения.

Объем поглощаемой в зонах субдукции океанской коры равен объему коры, нарождающейся в зонах спрединга.

Основная причина движения плит - в мантийной конвекции

-конвекция в классической модели 1968 г. является чисто тепловой и общемантийной.
Плиты, находящиеся в вязком сцеплении с астеносферой, увлекаются течением последней и движутся =«конвейер» плит от осей спрединга к зонам субдукции.

• 1-я движущая сила – конвекция, конвективные ячейки: восходящие ветви ячей, нисходящие ветви ячей, горизонтальные отрезки ячей.

• 2 др. движущие силы - отталкивание литосферных плит от осей срединных хребтов под влиянием гравитации и затягивание плит в зоны субдукции в результате охлаждения под влиянием гравитации.

• сейсмотомография - чередование в мантии областей разогрева и охлаждения.

Источник энергии-запасы «первичного» тепла Земли + естественная радиоактивность + дифференциация мантийного вещества в процессе магматической деятельности

гипотеза «горячих точек» и «мантийных струй- плюмов)», Дж. Вилсон и Дж. Морган –для объяснения закономерной миграции во времени и в пространстве вулканических центров (на примере Гавайского и Императорского хребтов в Тихом океане).

 

Расслоенность литосферы
(современные дополнения, по А.В.Пейве)
на разных уровнях литосферы - зоны частичного плавления = волноводы = астенолинзы = внутрилитосферные поверхности смещения:
Мохо - смещение офиолитовых покровов (зоны субд.)
Конрада - покровы основания, включающие породы гранитно-гнейсового слоя коры (Гималаи, Скандинавия, Альпы)
в основании осадочного чехла (Урал и Аппалачи)
внутри осадочного чехла служат соленосные или глинистые толщи
листрические сбросы, на глубине сливающиеся в единую поверхность скольжения
Расслоенность литосферы усложняет картину перемещения литосферных плит, но не отменяет ее.

Концепция двухъярусной тектоники плит,

Л. И. Лобковский, основана на реологической расслоенности литосферы

может происходить отслаивание коры от мантии и ее самостоятельное перемещение. Например, литосферная мантия может испытывать поддвиг под смежную плиту, а верхняя кора—на нее надвигаться и т. п.

 

Континентальный рифтогенез.

Свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность и вулканизм, которое отчетливо конролируется по крупным разломам, преимущественно сбросами. Главный современный пояс континентального рифтогенеза, более 3 тыс. км, Восточная Африка, назван поясом Великих африканских разломов. В рифтах этого пояса образовались озера - Танганьика, Ньяса (Малави)и др, вулканы - Килиманджаро, Ньирагонго.

Рельеф: долина шириной до 40— 50 км, по сбросам, нередко ступенчатые системы. Долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры. Рифтыосложнены продольными или диагональными горстами. Иногда наблюдаются системы асимметричных односторонних грабенов.

Сбросы с углом падения 50—60° и круче, листрические (греч.ковшеобразные). Парагенезы сбросов и сдвигов. Диагональные сдвиги и их эшелонированные системы аналогичны трансформным разломам. Развивается динамотермальный метаморфизм.

Формации:молассовые с вулканитами, мощностьдо 5-7 тыс.м (например, в Южно-Байкальском), обычно не более 3-4 тыс.м. обломочные отложения озерного (в том числе озерные турбидиты), аллювиального, пролювиального, а в Байкальских впадинах также флювиогляциального и ледникового происхождений. На климатических условиях рифта возможны накопления эвапоритов.

В зоне вулканизма создается условия для хемогенных и органогенных отложений: карбонатные (в т.ч. содовые), кремнистые (диатомовые, опаловые), сульфатные, хлоридные.

Магматизм:контрастные (бимодальные) формации (мантийные базальтовые выплавки + анатектические, преимущественно кислые расплавы), щелочные оливиновые базальты, трахиты и фонолиты, риолиты, комендиты, пантеллериты лейцититы и лейцитовые базаниты. Есть щелочные ультрабазитыи сопутствующие им карбонатиты.

По геофизическим данныммощность коры под континентальными рифтами уменьшается, подъем поверхности Мохо - находиться в зеркальном соответствии с наземным рельефом.

Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30-35км, под Рейнским до 22-25 км, под Кенийским — до 20 км до 13 км

Породы разуплотнены (скорости продольных волн 7,2-7,8 км/с), их упругие характеристики - как в мантийной астеносфере.

Астеносферная линза мощностью 17 км обнаружена сейсмическим зондированием под Байкалом. Глубинность сейсмических очагов от 15 до 35-40 км. По фокальному механизму очагов - сбросовые и подчиненные им сдвиговые смещения. Тепловой поток в рифтах резко повышен. Высокая электропроводность пород и отрицательная аномалия Буге над рифтовой зоной, положительные аномалии на полосах внедрения основных и ультраосновных магматических пород.

Модели континентального рифтогенеза различаются:

А - классическая (грабены и горсты)

Б - Р.Смита (субгоризонтальный срыв, ярусы хрупких и пластических деформаций)

В - У.Гамильтона (линзовидидные деформации).

Г - Б.Вернике (асимметричные деформация).

Ввиду многообразия глубинного строения зон континентального рифтогенеза ни одна из этих моделей не универсальна. Механизм формирования рифта меняется в зависимости от таких условий, как мощность, строение, температурный режим коры и скорость растяжения.

Механизм гидравлического расклинивания. Третичные и палеозойские дайки Шотландии - по вертикальным трещинам посредством раздвига Дж.Ричи, Э. Андерсон

Линейные дайки и их системы + теория гидравлического разрыва горных пород (процесс образования и распространения трещин в горных породах под давлением жидкости, в том числе магматического расплава) = при наличии на глубине резервуара жидкой магмы возникают условия для разрастания литосферных слоев под действием множества параллельных гидроразрывов, в каждом из которых нагнетание расплава приводит к раздвигу вмещающих пород Дж.Робсон и К.Барр, М.Хабберт и Д.Уиллис, А.А.Пэк и В.С.Попов.

Зияющие трещины отрыва лишь на глубинах - до 2-3 км, глубже –скалывание, пластичная де­формация, формирование даек путем пассивного заполнения зияющих трещин исключено

Возможно проявление как гидравлического расклинивания, так и механического растяжения в одной рифтовой зоне.

Для континентальных рифтов механизм гидравлического расклинивания становится значимым на завершающем этапе их развития: на западном борту рифта Афар появляются продольные рои параллельных даек, связанные с базальтовым вулканизмом.

В Красноморском рифте в древнюю гранитную кору внедрились мощные рои параллельных даек контрастного состава (от толеитовых базальтов до гранофиров), 50-30 млн. лет назад.

5 млн лет назад магматические клинья сконцентрировались в узкой полосе = отрыв Аравийской плиты.

Континентальный рифтогенез сменился океанским, который продолжается

когда развитие рифта прекращается на более ранней стадии, он сохраняется как ослабленная зона, авлакоген

 

Субдукция, основные типы.

Субдукция: на конвергентной границе при встречном движении континентальной и океанской литосфер плит или океанской и океанской, более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Термин субдукция (лат, sub — под, ductio — ведение), А. Амштуц (50-е г.г.) - о поддвиге и затягивании на глубину одних сиалических компл-в Альп под другие. Понятие субдукция (не = «поддвигу», или «надвигу» литосферных плит) - это сложный глубинный процесс. Типы окраинно-континентальный и внутриокеанский. В внутриконтинентальной погружается более древняя литосферная плита, так как, она имеет более высокую мощность и плотность. Выразительным проявлением современной субдукции служат сейсмофокальные зоны – совокупность сейсмических очагов, наклонно уходящих на глубину.

- зоны соврем-й субдукции изучаются: геофиз-ми, сейсмологическими методами, с погружаемых аппаратов, прямыми измерениями движений плит.

- современная субдукция выражается в подводном и наземном рельефе, тектонических движениях и структурах, вулканизме и условиях седиментации.

Рельеф зон современной субдукции:

• характерна асимметрия зон и рельефа.

• глубоководный желоб, глубина – от скорости субдукции, средней плотности (возраста) погружающейся плиты, до 11.022 м в Марианском желобе, а относительно смежного краевого вала - до 4000 м, турбидиты.

• ширина желобов = 50—100 км, длина - тыс. км.

• дугообразны, реже прямолинейны, ортогональная и косоориент-я субдукция.

• профиль желоба асимметричен: субдуцирующее крыло пологое (около 5°), висячее крыло более крутое (до 10 - 20°), до каньонообразного.

Океанский склон желоба бывает осложнен продольными грабенами и горстами, а противоположный склон — ступенчатой системой крутых разломов. Узкое и плоское дно желоба (шириной иногда в несколько сотен метров) сложено осадками.

Со стороны океана - пологие краевые валы,которые возвышаются над ложем океана на 200—1000 м.= антиклинальные изгибы океанской литосферы.

Если глуб/водный желоб примыкает к окраине конт-та, обычно образуются береговой хребет и отделенный от него продольными долинами главный хребет, рельеф которого бывает осложнен вулканическими постройками, связанными с субдукцией.

Когда зона субдукции не находится на краю континента, пара положительных форм рельефа представлена островными дугами: невулканическая внешняя дуга (непосредственно рядом с желобом) и отделенная депрессиями, параллельная ей главная, вулканическая внутренняя дуга.

Современное размещение зон субдукции:

Большинство зон субдукции приурочено к периферии Тихого океана (как бы фрагменты субдукционного кольца океана Панталассы, опоясывавшего Пангею).

Субдукционные системы Малых и Южных (Скотия) Антил - тоже, хотя находятся в Атлантике.

Зондская система субдукции тоже тяготеет к Т \ ок-й системе.

Несколько небольших, малоглубинных зон субдукции (Эгейская, Эоловая) развиваются в Средиземн-м бассейне — реликте мезозойско-кайнозойского океана Тетис.

Северную окраину Тетиса наследует и зона субдукции Мекран.

Два главных тектонических типа зон субдукции:

окраинно-материковый (андский) и океанский (марианский). Первый формируется там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, второй - при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Энсиматическая островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить островодужные системы Идзу-Бонинская, Тонга — Кермадек, Южных Антил.

Энсиалическая - Японская островная дуга с сиалическим континентальным основанием с новообразованной корой океанского или субокеанского типа краевого моря.

Многие зоны коллизии асимметричны, в них происходят выраженные сейсмологически поддвиг и надвиг пластин континентальной коры как особая разновидность субдукции, которую А. Балли предложил называть альпинотипной субдукцией(А-субдукцией).

Активность Гималаев на стыке континентальных плит Евразии и Индостана – пример коллизии.

Многоканальное сейсмопрофилирование позволяет получить структурные профили зон субдукции до глубин в несколько десятков км при высокой разрешающей способности (главный сместитель и внутреннее строение литосф-х плит).

Методами сейсмической томографии субдуцирующая литосфера прослеживается глубоко в мантию, она отличается от окружающих пород более высокими упругими свойствами («сейсмической добротностью») и скоростными характеристиками.

На профилях видно, как субдуцирующая плита пересекает главный астеносферный слой

Сейсмологические наблюдения очагов землетрясений зон субдукции (на глубине до нескольких сотен километров) - мощные наклонные сейсмофокальные зоны (СФЗ).

Гравиметрия - резкие аномалии силы тяжести, которые вытянуты вдоль зоны субдукции.

На картах линейных магнитных аномалий бассейнов океанского типа отчетливо различаются их тектонические границы рифтогенной и субдукционной природы.

Геотермические наблюдения - снижение теплового потока по мере погружения относительно холодной литосферы под островодужный (или континентальный) борт глубоководного желоба.

Геологическое выражение зон субдукции

Субдукция и седиментация:

В окраинно-материковой обстановке андского типа- для желоба характерны флишоидные отложения, терригенные и туфогенные турбидиты, продукты размыва гранитно-метаморфического фундамента

Фронтальный и тыловой бассейны (прогибы) служат местом накопления конт-х и мелководно-морских толщ молассового облика мощностью до нескольких км.

фронтальный бассейн - асимметрично: с одной стороны- обломочным материалом, с другой - как обломочным, так и вулканогенным

В тыловой бассейн - продукты разрушения главного хребта и его вулканический материали снос с внутриконтинентальных поднятий кратона.

Для островных дуг- флишоидные отложения глубоководного желоба содержат меньше терригенного материала. Перед энсиматическими дугами появляются продукты разрушения габброидов, ультрабазитов и др. пород океанской литосферы.

В островодужных системах молассоидные мелководно-морские и континентальные формации окраинно-материковых систем сменяются более глубоководными, преимущественно флишоидными. И для одних и для других характерно наличие вулканогенного материала.

В качестве фронтального - преддуговой бассейн, который заполняется морскими, в том числе флишоидными, туфогенно-осадочными отложениями большой мощности. В качестве тылового - глубокий задуговой или междуговой бассейн,где на утоненном континентальном основании или на новообразованной океанской коре - мощные морские отложения, в том числе флишоидные.

В глубоководном желобе - лишь очень молодые, плейстоценовые и голоценовые отложения, мощность которых не более неск. сотен м., т.к. субдуцирующий коровый субстрат, подобно ленте транспортера, удаляет поступающий в желоб осадочный материал, освобождая место для все более молодых осадков (в Японском желобе).

Субдукция и тектонические деформация. На субдуцирующей океанской плите часто - ступенчатые сбросы и грабены (растяжение в связи с ее упругим изгибом), с турбидитами. Обновление уже существовавших продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям) разрывов. Деформации выразительны вблизи конвергентной границы, но проявляются и по обе стороны от нее, особенно в висячем крыле, многие – сейсмогенны. На активных окраинах андского типа рядом со структурами растяжения- структуры сжатия, приуроченные к зоне взбросов, надвигов, изокли-нальной складчатости, протянувшейся в тылу горного сооружения - выход зоны субдукции.

Субдукция и магматизм

По сравнению с магматическими комплексами зон рифтогенеза субдукционные намного разнообразнее Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 80 до 350 км, но максимум магматической активности наблюдается над интервалом 100—200 км. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм.

Линию, ограничивающую вулканический пояс со стороны желоба, А.Сугимура назвал вулканическим фронтом. Расстояние от края желоба варьирует от 50 до 300км, чаще 125—250 км. С противоположной стороны граница вулканических поясов не столь резкая, она удалена от желоба на расстояние до 400 км, а местами, как, например, в Центральных Андах, - до 500км.

Вулканизм островных дуг и континентальных окраин инициируется в уходящих на глубину зонах субдукции Сейсмичный пробел под вулканами - снижение упругих свойств погружающейся литосферы вследствие разогрева, частичного плавления. Он маркирует магмогенерирующий отрезокзоны субдукции. Глубинность его варьирует от одной зоны субдукции к другой и по простиранию зоны. Магмогенерирующий отрезок, зародившись на глубине нескольких 10 км, постепенно мигрирует по падению зоны до глубин в первые100 км.

Состав магм над зонами субдукции:

Влияет вещество от погружающейся океанской литосферы астеносферного клина, мантийных и коровых пород, литосферы висячего крыла + перемещение осадочного чехла глубоко в мантию + привнос большого кол-ва воды. Наклон зоны субдукции дает асимметрию вулканич.пояса, его поперечную (латеральную) геохимическую зональность. В направлении от желоба толеитовая серия (толеитовый базальт- железистый дацит) сменяется известково-щелочной (высокоглиноз. базальт — риолит),а затем, в тылу вулканического пояса, - шошонитовой (шошонитовый базальт — трахит). На центр.отрезке Андской актив. окраины медное оруденение сменяется по падению зоны Беньофа полиметаллическим (свинцово-цинковым, со значительным количеством серебра), далее следуют месторождения олова и вольфрама. Состав магм - от строения и мощности з\к в висяч.крыле:энсиматических о/д -толеитовая и известково-щелочная серии, энсиалических о\д + шошонитовая серия, преобладает изв.-щел., на акт. конт. окраинах выпадает толеитовая серия.

Субдукция и метаморфизм

Термические и барические эффекты субдукции – метаморфизм. А.Миясиро, субдукция порождает парные метаморфические пояса:

зона метаморфизма высоких давлений — низких температур находится вблизи глубоководного желоба (фация «голубых сланцев», глаукофана) - образуются по базальтоидам и морским осадкам.

зона метаморфизма низких и умеренных давлений — высоких температур - на удалении от желоба под вулканическим поясом-подъем флюидов и магм над субдуцирующей плитой.

Пример: юрско-меловой парный метаморфический пояс о. Хонсю, состоящий из зоны Реке высокобарических метаморфитов и зоны Симанто высокотермальных метаморфитов.

Правило ортогональности субдукции. Фрикционное сопротивление субдукции минимально при относительном угле 90° и нарастает по мере уменьшения угла до 45°.

Если внешнее воздействие резко меняет направление, в котором перемещается субдуцирующая плита, то происходит отмирание прежней зоны субдукции и заложение новой, с использованием какой-нибудь ослабленной зоны в океанской литосфере, вытянутой поперек движения плиты (напр. благоприятно ориентированные трансформные разломы).

косоориентированная к глубоководному желобу субдукция: характерны продольные сдвиги и ориентированные кулисообразно системы структур сжатия или растяжения, эшелонированные системы разрывов, контролирующих вулканизм.