Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет

Подождите немного. Документ загружается.

вертикальных колонок, поднимаемых со дна моря с по

мощью трубок-пробоотборников, играет большую роль в

изучении магнетизма и хронологии морского дна. Эти

исследования стали еще большее информативными во

время осуществления проектов глубокого бурения оса

дочной толщи морского дна вплоть до кореппых пород

глубоководного фундамента. Вайн is 19(50 г. с помощью

магнитной шкалы получил первые оценки скорости раз

двигания океанического дна, которая оказалась равной

~ 1 см/год для Средипно- Атлантического хребта и

~ 5 см/год для Восточно-Тихоокеанского поднятия.

После этих исследований стало очевидпым, что поло

совые .магнитные аномалии океанического дна могут слу

жить удобными геохронометрами, н весь вопрос заклю

чается в калибровке этих хронометров. Правильная идея

калибровки полосовых аномалий океанического дна была

выдвинута и к 19(58 г. реализована геофизиками из Ла-

монтской обсерватории (СШ А)— Хейрцлером, Диксоном,

Херроном, Питменом Ш., Ле Пишопом. Эти авторы пред

положили, что скорость раздвигания морского дна в юж

ной части Атлантического океана всегда оставалась пос

тоянной. Оценив эту скорость по первым полосовым ано

малиям и шкале Кокса, Хейрцлер получил свою широко

известную шкалу для последних 79 млн. лет (рис. 51).

В шкале Хейрцлера инверсия геомагнитного поля проис

ходила 171 раз. Многим наиболее отчетливо выраженным

полосовым магнитным аномалиям, которые выявлены во

всех океанах, присвоены номера. Шкала, показанная на

рис. 51, позволила определить скорость раздвигания океа

нического дна по всему земному шару. Эта шкала оказа

лась очень удачной, и накопленный огромный наблюда

тельный материал, включая результаты глубоководного

бурения, внес в нее лишь небольшие уточнения.

Как известно, напряженность магнитного поля на по

верхности Земли составляет ~ 0,5 эрстеда, пли 50 ООО гамм

(1 гамма = 10~5 эрстеда). Па поверхности океана ампли

туды полосовых магнитных аномалии имеют порядок

100 гамм. Таким образом, запись полосовых магнитных

аномалий на фоне основного геомагнитного ноля выгля

дит как «рябь» с очень малой амплитудой.

Создание магнитной геохронологической шкалы для

интервалов времени более ~ 80 млн. лет вначале встре

тилось с трудностями. Трудности были обусловлены тем,

что, например, в Тихом океане полосовые магнитные ано

малии исчезали западнее зон с возрастом 76 млн. лет;

230

в то же время отчетливые полосовые аномалии имелись иа

северо-западной и западной окраине Тихоокеанской плиты.

Обширные области в океанах без признаков магнитных

аномалий получили название зон спокойного магнитного

поля. Такие зоны наблюдались и в Атлантическом океане.

Геологические „

лерио&ы и Возраст,

эаохи млн, лет

Плейстоцен war О

Плиоцен

5 -

М иоцен

Олигоцен -

10-

15-

10-

3 -10

Палеоцен

Z5--

-30

-40

-50

= -50

50 : ~- ■ 7 0

М ел

«С

M-5V,

М-10-;

М-15-

н-гол

|§ ||

-90

\юо

/т

-1Z0

130

-по

-150

-100

M-I5-

М-20-

1 - 1 25 1

-/гг.-

-Z4C

-150

Pm-. 5I. Геомагнитная шкала времени, о) Шкала Хейрцлера с сотр. Сле

па направо: геохронологическая шкала дли фаиеропои; номера магнитных

аномалий; шкала полярности геомагнитного ноля (черным закрашены

периоды нормальной полярности магнитного поля), б) и в) Шкалы Лар-

гпна 1972 и 1975 гг.; номера мезозойских аномалий содержат букву Ы.

Указанные трудности были разрешены в 1972 г. в рабо

тах Ларсона и Чейза и Ларсона и Пптмеиа, которые до

казали, что аномалии в западной части Тихого океана

образовались синхронно с аналогичными аномалиями в

западной части Атлантического океана — за пределами

зоны спокойного магнитного ноля. После того как с по

мощью данных, полученных при глубоководном бурении,

удалось датировать эти краевые аномалии и установить,

что их возраст составляет 110—150 млн. лет, было дано

правильное объяснение зонам спокойного магнитного по

ля. Оказалось, что последние обусловлены исключительно

большой продолжительностью эпохи нормальной поляр

ности, существовавшей от 85 до 110 млн. лет назад. На

рис. 51,6 показана шкала Ларсона и Питмена, охваты

вающая период от ~ 90 до 160 миллионов лет назад.

Накопление данных по магнитным аномалиям в Тихом

океане показало, что в действительности в раннемеловое

и позднеюрское время произошло примерно вдвое больше

инверсий поля, чем это дается шкалой 11)72 г. Эти факты

были учтены Ларсоном и Хилде в шкале 1975 г. (рис. 51, в).

Геомагнитная хронологическая шкала до 160 миллио

нов лет назад (рис. 51) находится в соответствии с ана

логичными предварительными шкалами, построенными по

континентальным данным для всего фанерозоя. В СССР

над составлением палеомагнитной шкалы для мезозоя

и палеозоя работает большое число геомагнитологов во

главе с Л. Н. Храмовым. Полученные на сегодняшний

день результаты позволяют высказать предположение,

что, возможно, имеется корреляция между структурой

палеомагнитной шкалы н характером тектоники в фане-

розое. Эти исследования указывают, что дрейф континен

тов, а следовательно и режим тектоники плит, характерен

для всего фанерозоя. Кроме того, предварительные па-

леомагнитные шкалы для континентов обнаруживают не

сколько эпох спокойного магнитного ноля на протяжении

фанерозоя. Тем самым показано, что эиоха спокойного

ноля, выявленная по океаническим данным, не является

уникальным событием в истории магнитного ноля нашей

планеты.

Если посмотреть на геомагнитную шкалу в целом

(рис. 51), то можно заключить, что первоначально пред

полагавшееся Коксом подразделение шкалы на эпохи и

эпизоды вряд ли можно провести по всей шкале. Вопрос

о стандартной номенклатуре геомагнитной шкалы пока

еще остается неразработанным н, видимо, будет рассмот

рен в ближайшем будущем.

8.3. Тектоника плит

8.3.1. Картирование земной поверхности.

Тектоника плит — кинематика движения плит на плоской

Земле — впервые была описана Уилсоном в 1965 г. Од-

Пако реальная поверхность Земли представляет собой

(ч|>е|»у, и реальное движение лнтосферных плит происхо

ди г на сферической Земле. Переход от описания движе

ния лнтосферных плит па плоской Земле к описанию их

движения на сферической Земле был совершен Морганом

и 1967 г. При картировании земной поверхности возни

кает обратная задача — необходимо сферическую поверх

ность изобразить иа плоскости—листе бумаги. Карты

можно построить несколькими способами. Три различных

способа проектирования сферической поверхности из точ

ки па плоскость показа

ны на рис. 52. Первый

способ соответствует

фотографированию пла

нетных тел из космоса

с последующим проек

тированием полученных

снимков на плоскость

из пекоторой внешней

точки А. Проекции,

полученные из точек,

расположенных в цен

тре Земли (точка В) и

па ее поверхности (точ

на С), получили спе

циальные названия гпо-

монической и стерео

графической проекций соответственно. Во всех трех спо

собах проектирования сферы па плоскость из точки воз

никают искажения как расстоянии на сфере, так и углов

между направлениями линий, проходящих через рассмат

риваемую точку.

Большое распространение в геофизике получила мер-

каторская проекция. Она названа в честь фламандского

картографа Герарда Меркатора, который, используя эту

проекцию, опубликовал свою навигационную карту в

1568 г. В этой проекции искажаются расстояния между

точками, по углы па сфере проектируются па карту без

искажений. Карта в меркаторской проекции получается

при проектировании Земли от ее оси на цилиндр, имею

щий общую ось с Землей (рис. 53, а). В этом случае все

меридианы будут параллельны друг другу и направлению

север — юг. Под прямым углом они будут пересекаться

проекциями параллелей, сохранившими направление вос

ток — запад. В результате па карте получается прямо

нз точки Л; 2) гномоническая проек

ция — проекция из центра сферы (из

точки В); 3) стереографическая проек

ции — проекция из точки С, лежащей

на поверхности сферы.

угольная координатная сотка с направлениями север —

юг п восток — запад. Чтобы дать представление об иска

жениях, возникающих при построении меркаторских карт,

рассмотрим две площадки 1 X 1°, одна из которых распо

ложена у экватора, а другая — на 60° с. ш. Один угловой

Рис. 53. Проекцаия поверхности Земли на цилиндр (а) п меркаторские

проекции двух одноградусных площадок, расположенных на укпаторе и

на 60° с. ш. (б).

градус па поверхности Земли соответствует расстоянию

~ 111 км. У экватора градус долготы примерно равен

градусу широты и квадрат 1 X 1° па сфере проектируется

на карту почти без искажепий (рис. 53, б). Поскольку

меридиан является большим кругом, градус широты всег

да имеет одну и ту же длину независимо от широты.

Долготные же круги стягиваются при движении от эква

тора к полюсу. Градус долготной дуги на широте 60°

равен только половине длины градуса на экваторе. По

этому одноградусная площадка на сфере у 60° с. ш.

имеет вид прямоугольника (рис. 53, б). При проектиро

вании на карту долготная сторона этого прямоугольника

увеличится в два раза, так как на меркаторской карте

все меридианы параллельны и эквидистантны. Для сохра

нения углов при проектировании широтная сторона рас

сматриваемого прямоугольника 1 X 1° также должна уве

личиться в два раза. Таким образом, на меркаторских

картах площадки, расположенные на 60° северной и юж

ной широты, имеют площадь, в четыре раза большую,

чем на реальной Земле. При движении на карте от 60°

широты к полюсу искажения будут увеличиваться, и,

наоборот, они уменьшаются при перемещении к экватору.

Геологические карты обычно изображаются в определен

ном масштабе, который дает отношение расстояния меж

ду двумя точками на карте к расстоянию между

соответствующими точками на Земле. Например, 1 см иа

карте в масштабе 1:10 000 000 соответствует 107 см, или

100 км на Земле. При изображении больших участков

.Земли на меркаторской карте масштаб на карте увели

чивается с увеличением широты.

Карта земной поверхности с указанием на ней важ

нейших структур и плит показана на рис. 54. Рассмат

ривая геологические объекты па рис. 54, следует помнить

о тех линейных искажениях, которые неизбежно вносятся

при проектировании земной поверхности па карту.

8.3.2. Л и к Земли. В первом приближении поверх

ность Земли разделяется на приподнятый над средним

уровнем моря континентальный регион и опущенный

океанический регион планеты. К континентам примыкает

материковая отмель, или шельф, которая резким переги

бом отделена от крутого континентального склона, пере

ходящего в типичное океаническое дно. Рассыпанные в

океанах острова, цепочки островов, островные дуги, от

деляющие от океанов краевые моря, в настоящее время

рассматриваются как самостоятельные структуры, имею

щие свое особое строение и историю. На рис. 55 показана

гипсометрическая кривая, дающая представление о вкла

де различных элементов земной поверхности в ее полную

площадь. Мы видим, что средний уровень океанического

дна расположен примерно иа 4,6 км ниже среднего уровня

суши.

Около 70% земной поверхности находится под водой.

Поэтому, чтобы получить полное представление об осо

бенностях геологического строения земного шара, необ

ходимо мысленно убрать водную оболочку планеты. Тог

да наряду с хорошо известными горными системами и

обширными континентальными равнинами мы обнаружи

ваем важнейшие линейные структуры — систему средин

но-океанических хребтов н систему глубоководных жело

бов, которые во многих местах разорваны трансформными

разломами. Литосферные плиты выделяются по оконту-

ривающим их узким поясам сейсмичности. Как следует

из рнс. 54, разделение литосферы на плиты не связано

с разделением на материки и океаны. Большинство плит

включает как материковые, так и океанические участки.

Только одна крупная плита (Тихоокеанская) имеет

го

ОС

сг.

т % ‘

^евв р а ^ рикаиокаяплита

w ■ ***'

Кур и/ю*

Гкаичатвкк*

.•s. жплоб

^ Японским желоб

“ Марианскя* твлоб

Тяхоокеомсн ая

плита Мексиканским *

жвлоб

/плита

/Кокос

плкта

» Наска

\? > * > >

____

"оп ^ ——

’

*”гне

, . побиятме

^ X Маккуорм

«!<&?

у /

Дкторктмчеокоя плита

(кприйжая . /

плита L .

<>4

^Амвриканокая

% плита *

цщ

**“ ****** м

Антарктическая плита

СЕН2 \2 Л * ЕЕЗ* \2 ^ \ 5 Ш % 8

Рис. 54. М еркаторская нарта земной поверхности. Литосфера Земли разбита на крупные жесткие плиты, каждая из которых

движется как единое целое (по Д ж . Дьюи). Стрелками показано движение плит в предположении, что Африканская плита

неподвижна. Границы плит выделяются иопсамп землетрясений. Плиты расходятся от осей срединно-океанических хребтов,

проскальзывают одна около другой вдоль трансформных разломов и сталкиваются м еж ду собой в зонах субдукции. 1 — зоны

субдукции; г — границы плит, проводимые неуверенно; я — трансформные разломы; 4 — оси хребтов; 5 — направления движ е

ния плит; в — области глубокофокусных землетрясений.

исключительно океаническую поверхность. Границы плит

бывают трех типов: 1) конструктивные границы — гра

ницы наращивания плит, 2) деструктивные границы —

границы поглощения плит и 3) границы скольжения, свя

занные с трансформными разломами. Каждый тип границ

имеет свое выражение в рельефе, и это в принципе поз

воляет проводить разбиение литосферы на плиты на ос

нове данных о геологическом строении Земли.

Срединно-океанические хребты и внутриконтиненталь-

ные рифтовые зоны образуют единую глобальную систему

рифтов. Оба типа структур являются зонами растяжения.

Они заложены в коре океанического и континентального

типа, которая имеет существенно различное строение (см.

табл. 5). Срединно-океанические хребты имеют ширину

в одну-две тысячи километров и возвышаются над дном

океанических котловин на 2—3 км. Их рельеф сильно

расчленен, а полная протяженность составляет примерно

80 000 км. Характерной особенностью хребтов является

рифтовая долина, имеющая ширину ~ 10—20 км и рас

положенная на ~ 2000 м глубже их гребней. Геометри

чески такая долина занимает в хребте осевое положение.

Наличие долин характерно для всех медленно разрастаю

щихся хребтов, например для Срединно-Атлантического

хребта. Для быстро разрастающихся хребтов, для Вос

точно-Тихоокеанского поднятия характерны значительно

меньшая расчлененность рельефа и отсутствие рифтовых

долин.

Я о

Площ адь зем ной п ов ер хно ст и , W км

\ю о о о

8000

v 50 0 0

О 1 0 4 0 s o 80 100

Процент площ ади зем ной п ов ер хн о ст и

Рис. 55. Гипсометрическая кривая земной поверхности.

Границы поглощения плит бывают трех типов. Гра

ницы первого типа обрамляются глубоководными желоба

ми, за которыми на расстоянии 100—200 км следует вул

каническая островная дуга, которая часто отделена от ма

терика краевым морем. Такой тип границ характерен для

северо-западной и западной окраин Тихоокеанской плиты.

Другой тип границ поглощения представлен океаническим

желобом, за которым следует вулканическая горная си

стема, расположенная на материке. Известным примером

здесь служит Перуанско-Чилийский желоб, расположен

ный у западной окраины Южной Америки. Соответству

ющие окраины материков называются активными конти

нентальными окраинами, так как поглощение плит со

провождается активной вулканической деятельностью.

Указанное название подчеркивает тот факт, что суще

ствуют границы океанов и континентов, не связанные с

границами плпт. Например, границы Атлантического оке

ана. Такие границы называют пассивными континенталь

ными окраинами атлантического типа. Наконец, послед

ний тин границ поглощения плит соответствует столкно

вению двух континентальных плит, которое сопровожда

ется частичным поддвпганием одного континента под

другой. Такие границы иногда называют границами столк

новения. Вдоль границ столкновения образуются молодые

(в геологическом смысле) складчатые пояса. Наиболее

ярким примером является Алышйско-Гималайский склад

чатый пояс, образование которого приписывают столкно

вению Индийской плиты с Евразиатской плитой. Такие

горные системы оконтуриваются полосой краевого про

гиба, которую можно рассматривать как континентальный

аналог глубоководных океанических желобов.

Последним типом границ плит являются трансформ

ные разломы, рассекающие литосферу па всю ее мощ

ность. Трансформные разломы могут располагаться как

на океанической, так и на континентальной литосфере.

Известным примером трансформного разлома служит раз

лом Сан-Андреас, разделяющий Севоро-Америкапскую п

Тихоокеанскую плиты. Скольжение плит по этому разло

му, из-за сейсмической опасности, причиняет много бес

покойства жителям калифорнийского побережья США.

Характерной особенностью рельефа Земли являются

вулканические островные дуги, которые всегда сопряже

ны с океаническими впадинами — желобами. Так, вдоль

северной и западной окраин Тихого океана тянутся.це

почки островных дуг: Алеутские острова, Курильские,

238

il иония, острова Рюкто, Филиппины (см. рис. Г>4). К тогу

от Японии ответвляется Идзу-Бонннская— Марианская

дуга. Еще дальше на юг располагаются Индонезия, Со

ломоновы острова, Новые Гебриды, острова Тонга и, на

конец, острова Кермадек.

В местах расположения океанических желобов лито-

сферпые плиты начинают свое погружение в мантию. Эти

зоны носят название зон субдукции*). .Под островными

дугами глубина холодной кромки погружающейся лито-

еферной плиты равна ~ 100— J50 км. На этих глубинах

|| результате сложных, еще недостаточно ясных нам про

цессов происходит зарождение андезйтовых лав**), из

лияние которых и приводит к образованию островных дуг.

Таким образом, тектоника плит связывает андезитовый

вулканизм с погружением литосферпых плит. Вулкани

ческие горные системы, расположенные вдоль активных

континентальных окраин, также состоят из андезнтовых

серий. Роль аидезитового вулканизма в истории Земли

приобретает еще большее значение, если, согласно совет

ским исследователям А. Б. Роиову и А. А. Ярошевскому,

принять во внимание, что большая часть земной коры

сложена известково-щелочными породами или их мета-

морфизованнымн эквивалентами и соответственно сред

ний состав земной коры почти совпадает со средним

составом апдезптовой серии. В противоположность аиде-

знтовому вулканизму островных дуг и активных конти

нентальных окраин, в срединио-океаннческнх рифтовых

зонах океаническая земная кора образуется за счет базаль

товой лавы — океанических низкощелочпых толентов ***).

*) В геологии термин «субдукцля» обозначает процесс по

груж ения одного блока земной коры под другой.

**) Андезиты — эффузивные горные породы с промежуточ

ным содерж анием кремнезем а, которое колеблется от 55 до 63%,

составляя в среднем 59%. Получили свое название по горной це

пи Аиды (10. Ам ерика), которая располож ена на активной кон

тинентальной окраине н образовалась в значительной мере за счет

аидезитового вулканизма. Андезиты состоят в основном из пла

гиоклазов (изоморфные растворы альбита [А1>1 и анортита [А п])

л цветных минералов (амфибола, биотита, авгита и ромбического

пироксена). Они содержат больше кремнезема, кальция, натрия

и калия и меньш е железа н магния, чем океанические толеигы-

базальты, изливаю щ иеся из осевых зои срединно-океанических

хребтов.

***) Н азвание «толеит» происходит от местности Толей на зем 

ле Саар в ФРГ. Толеит состоит в основном из плагиоклаза с Ап50.

пироксенов, базальтической роговой обманки и иногда оливинов.

Толептамп часто называют наиболее распрострапнный тип ба