Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет

Подождите немного. Документ загружается.

Океанические толеитовые магмы /образуются на значи

тельно меньших глубинах, чемуандезптовые,— их очаги

расположены под осевыми зонами срединно-океанических

хребтов на глубинах ~50 км./

8.3.3. Горячие точки". Подавляющая часть вулка

нической деятельности Земли приурочена к активным

тектоническим процессам, идущим на границах плит.

Изолированные вулканы, не связанные с вулканизмом

плптовых границ, получили название горячих точек (VT).

Излияния из ГТ составляют много меньше одного про

цента от всей вулканической активности Земли. Лавы ГТ

принадлежат к щелочным базальтам. Они отличаются от

океанических толеитов большей концентрацией щелочных

металлов. Согласно лабораторным исследованиям при вы

соких давлениях и температурах, концентрация щелочей

в базальтах растет с ростом давления, при котором про

исходит образование родоначальной магмы. Этот факт

указывает на то, что зарождение щелочных базальтов

происходит на больших глубинах, чем зарождение океа

нических толеитов, и, следовательно, здесь мы имеем как

бы подтверждение гипотезы Моргана о нлюмах — струях

горячего вещества, поднимающегося из глубин мантии к

подошве литосферы (см. § 8.1). Изложим теперь основ

ные сведения о горячих точках, следуя К. Бурке и

Дж. Уилсону. Введем для удобства сокращенные обозна

чения 11 основных литосферных плит, принятые в рус

ской и английской литературе: Северо-Американская

(СА, NOAM), Евразиатская (ЕА, EURA), Африканская

(АФ, AFRC), Аравийская (АР, ARAB), Индийская (И,

1NDI), Южно-Американская (ЮА, SOAM), Антарктиче

ская (All, ANTA), Тихоокеанская (ТО, PCFC), Кокос

(КО, СОСО), Наска (И, NAZC), Карибская (КА, CARB).

В настоящее время можно насчитать по крайней мере

122 ГТ, которые были магматически активны в послед

ние 10 миллионов лет. Распределение ГТ по литосфер-

ным плитам показано на рис. 56. В рельефе ГТ представ

ляют собой куполообразные возвышенности. В океанах

это острова, цепочки островов или подводные горы и их

цепи. Диаметры этих образований достигают ~ 200 км.

зальтов, насы щ енных или слабо пересы щ енны х S i02. Типу толе-

нтовых базалы ов противопоставляется тип щелочных (или олп-

линовых) базальтов, недосыщ енных S i0 2 и содерж ащ их большое

количество магния и щ елочей (см. табл. 4). Количественной ме

рой щ елочей в базальтах являю тся отношения Na20 /S i0 2, K20/Si0j,

Li20 /S i0 2 как ф ункции S i02.

-О

Врвсается в глаза неравномерноспу'распределения ГТ гго

поверхности Земли. Число ГТ па /континентах (69) замет

но большее, чем в океанах (53)/7Но п на континентах и

в океанах ГТ распределены неравномерно. Так на Афри

канском континенте расположено 25 ГТ, а всего иа АФ

плите и вблизи ее границ находится 43 ГТ. В океанах

15 ГТ связано с рифтовымн зонами срединно-океаниче

ских хребтов и 9 ГТ лежат вблизи этих зон. 'Гак большой

интерес для исследовании представляют ГТ Исландия,

Трпстан-да-Купья п Азорская, связанные4 со Срединно-

Атлантическим хребтом. Выделение ГТ, расположенных

на срединно-океанических хребтах, производится по двум

признакам: во-первых, их базальтовые лавы заметно обо

гащены щелочными металлами по сравнению с базальта

ми срединно-океанических хребтов и, во-вторых, объем

их лавовых излияний заметно превосходит таковой сре

динных хребтов, что и приводит в конечном итоге к об

разованию вулканических островов, даже таких больших,

как Исландия. Для тектоники плит ГТ в первую очередь

представляют интерес как индикаторы движения плит.

В этом смысле, возможно, одним из самых впечатляю

щих проявлений движения плит над горячими струями

(плюмамп) мантии являются Гавайские острова. Еще аме

риканский геолог первой половины XIX в. Джеймс Дана

обратил внимание па то, что возраст Гавайских островов

систематически увеличивается по мере продвижения па

северо-запад от о. Гавайи (см. рис. 56). (Дана оценивал

возраст по размерам эрозии.) Это же обстоятельство было

интерпретировано в 1963 г. Уилсоном как движение ТО

плиты над гавайской ГТ в северо-западном направлении

в течение 40 миллионов лет. Продолжением Гавайских

островов являются Императорские подводные горы, кото

рые протягиваются в направлении, резко отклоненном на

север от стрелы Гавайской цени (см. рис. 56). Моргай ин

терпретировал этот факт как указание на то, что 40 мил

лионов лет тому назад ТО плита изменила направление

своего движения, а до этого события она двигалась на

север в течение периода примерно от 40 до 80 миллиопов

лет назад, и при прохождении над гавайской ГТ возник

след в виде Императорских подводных гор.

Кинематика движения плит, о чем будет сказано ни

же, позволяет выявить лишь относительное движение

плит друг относительно друга. Чтобы установить движе

ние лнтосферных плпт относительно мантии, необходимо

выявить такую скорость хотя бы для одной плиты. Это

удалось сделать на основе датирования последовательных

лавовых излияний африканских ГТ. Исследование пока

кало, что Африканский континент оставался относитель

но плюмов мантии, над которыми он находится, в стацио

нарном '(неподвижно,м) состоянии на протяжении послед

них 30 миллионов лет. Отсюда в тектонике плит возникла

идея — определять абсолютные движения плит в послед

ние 30 миллионов лет, отсчитывая все движения относи

тельно неподвижной АФ плиты. Если бы АФ плита пе

ремещалась над мантийными плюмами в последние

30 миллионов лет, то действие горячих плюмов было бы

менее ярко выражено — смазано и они не смогли бы об

разовать на поверхности Африканского континента соот

ветствующие вулканические структуры. В связи с этим

возникла идея о возможной связи между скоростью дви

жения континентальных участков литосферных плит над

мантией и числом ГТ на коптнпептах. Действительно,

принимая АФ плиту неподвижной, мы получаем, что Ан

тарктика, Китай и Юго-Восточная Азия (территории, име

ющие сравнительно много ГТ) движутся медленно и, на

оборот, Северная и Южная Америки, для которых не ха

рактерен вулканизм ГТ, движутся быстро.

Следующий пример использования ГТ в тектонике

плит связан с историей раскрытия Южной Атлантики.

Датирование изверженных пород Африки показало, что

до 120 миллионов лет назад (т. е. до развала Гондва-

ны*)) наблюдалась активная вулканическая деятель

ность. Это указывает па то, что Гоидвана в то время по

коилась относительно мантии. С началом раскрытия

Южной Атлантики вулканическая активность в Африке

угасла, вместо этого началось активное разрастание океа

нического дна между Южной Америкой и Африкой, и ма

терики стали расходиться. Этот процесс продолжался

90 миллионов лет. Все это время ГТ Трнстан-да-Кунья

находилась па оси южной части Срединно-Атлантическо

го хребта (см. рис. 56). Результаты вулканической дея

тельности этой ГТ занечатленьг в виде лавовых следов

(подводного вулканического хребта Валвнс, соединяюще

го ГТ с Африканским материком, и вулканического хреб

та Рио-Гранде, лежащего на ЮА плите н соединяющего

побережье Бразилии с окрестностями срединного хребта).

*) Гондвана — гигантский юж ны й праматерик, который состо

ял из Антарктиды и сгруппированны х вокруг нес Ю жной Амери

ки, А ф рики. Индии и Австралии.

Около 30 миллионов лет назад/на Африканском кон

тиненте вновь возродилась вулканическая деятельность,

и, как мы знаем, континент с/тех пор покоится относи

тельно мантии. Однако разрастание дна Южной Атланти

ки продолжалось с прежней скоростью. Это означает, что

30 миллионов лет назад в силу каких-то причин произо

шло резкое изменение абсолютной скорости движения АФ

плиты. Следовательно, сама южная часть Срединно-Ат

лантического хребта стала перемещаться па запад со

скоростью разрастания океанического дна АФ плиты,

а скорость движения ЮА плиты относительно мантии

удвоилась. Закрепленная относительно мантии ГТ Трн-

стап-да-Кунья 30 миллионов лет назад сошла с оси раз

растающегося хребта и сдвинулась на соответствующее

расстояние (несколько сотен километров) в сторону Афри

канского материка. А хребет Рио-Гранде иа ЮА плите

оказался «оторванным» от оси разрастания примерно на

такое же расстояние. Это показывает, что в тектонике плпт

положение срединно-океанических хребтов пе фиксирова

но относительно мантии, а в общем случае может систе

матически смещаться. То же самое относится и к океа

ническим желобам.

Согласно представлениям новой глобальной тектоники,

плиты зарождаются, разрастаются и затем аннигилируют

в результате поглощения срединных хребтов в океаниче

ских желобах. Те плиты, которые сейчас являются очень

маленькими, каких-нибудь 100—150 миллионов лет на

зад могли быть очень большими, а те, которые сейчас по

площади преобладают (например, ТО плита), могли быть

очень маленькими или только зарождаться. И только

привлечение данных наблюдений типа описанных выше

и других и нх анализ могут в принципе установить струк

туру палеолитосферных плит или нх будущую судьбу.

Конечно, нельзя думать, что все ГТ покоятся относитель

но мантии. Исследование показывает, что группы ГТ раз

личных литосферпых плит (если говорить об интервалах

времени порядка —120 миллионов лет) смещаются друг

относительно друга. Одпако существуют группы ГТ, на

пример африканские ГТ, которые покоились относитель

но мантии последние 30 миллионов лет, и это позво

ляет определять абсолютные скорости скольжения лн-

тосферных плит по мантии. В действительности это

довольно сложный вопрос, и мы к нему вернемся

в следующем параграфе, посвященном гидродинамике

мантии.

Последний вопрос, на который можно попытаться дать

ответ с позиций абсолютных скоростей движения плит,

это — в чем причина различия деструктивных границ

плит типа активных континентальных окраин и типа ост

ровных дуг? Если обратиться к рис. 54, где стрелками

показаны скорости движения литосферных плит относи

тельно АФ плиты, то можно высказать предположение,

что в случае субдукции быстрой океанической плиты,

сталкивающейся с почти покоящимся континентом, обра

зуются границы типа островных дуг, а в случае столк

новения быстрой океанической плиты с быстро движу

щейся навстречу континентальной плитой образуются

границы типа активных континентальных окраин.

8.3.4. Трансформные разломы. В тектонике

плит трансформные разломы (ТР) играют важную роль,

так как они ориентированы по направлению относитель

ного движения (скольжения) смежных плит. Их прости

рание однозначно определяет направление движения, и

поэтому данные о ТР являются одними из основных при

построении глобальных кинематических моделей движе

ния плит. На рис. 57 показано шесть возможных типов

Рис. 57. Диаграмма, иллюстрирующая шесть возможных типов правосто

ронних трансформных разломов (по Уилсону, 1965): а) тип хребет —

хребет; б) тип хребет — вогнутая дуга; в) тип хребет — выпуклая дуга;

г) тип вогнутая дуга — вогнутая дуга; д) тип вогнутая дуга — выпуклая

дуга; е) тип выпуклая дуга — выпуклая дуга. Следует обратить внима

ние на то, что направление движ ения по ТР (случай а) обратно тому,

какое требуется для смещения срединно-океанического хребта по сдвигу.

Действительно, легко видеть, что если бы хребет не разрастался, а про

сто был разорван и сдвинут, то смещ ение было бы обратным показан-

правосторонних трансформных разломов, выделенных

Уилсоном. На рис. 58 приведены те же ТР по прошест

вии некоторого периода их развития. Как видно из

рис. 58, ТР типа хребет — хребет и хребет — дуга обла

дают тем свойством, что на их продолжении вне конст

в )

чь

пиц A/JGUem

ил и рщ рт

д )

Тран сф орм -

си ст ем а

ст ройная аи\

и/7 и горн а я

ному на схеме a. d — поддвигание, и — надвигание.

руктивной границы остается пассивный след. Отсюда мож

но сделать важный вывод: активная часть ТР указывает

современное направление относительного движения плит,

а пассивная часть разлома представляет собой геологиче

скую запись прошлых относительных движений плит. Ча

сто термином «разлом» обозначают как активный ТР, так

и его пассивную часть, которая сейсмически не активна.

Эти разломы обычно очень четко ."ыражеиы в рельефе

океанического дна. Зоны разломов весьма разнообразны,

но в среднем ширина их впаднны составляет несколько

L d b

i/jd

Т || "1

1 II 1

а>

в)

_ « у

d(u

и\9~

U p

г)

9) е)

Рис. 58. Диаграмма, иллюстрирующая шесть типов правосторонних транс

формных разломов, показанных на рис. 57. после некоторого периода

их развитии (по Уилсону, 1965). Прерывистыми линиями отмечено преж

нее положение разломов, неактивных в настоящее время, но все еще

выраженных в рельефе; d — поддвигание, и — надвиганне.

километров, иногда ~ 10 км, и имеет глубину в несколь

ко сотен метров. Рельеф пассивных и активных ТР силь

но расчленен. Часто на картах срединных хребтов, разор

ванных ТР, изображают н пассивные разломы, которые

секут вкрест простирания полосовые магнитные анома

лии. Разрастание океанического дна не всегда направле

но перпендикулярно срединным хребтам. Еще в большей

степени это относится к погружению (субдукцин) лпто-

сферной плиты у океанических желобов. Что касается

ТР, то они всегда стремятся перестроиться так, чтобы

движение по ним представляло чистое скольжение.

Рассмотрим теперь более подробно, следуя Ле Пито

ну, Фраигито и Бошшну, образование пассивных ТР. Для

простоты воспользуемся моделью относительного движе

ния плит на плоской Земле (рис. 59). Па рнс. 59, а ось у

направлена вдоль границы плит А и В, а ось ж —от пли

ты А к плите В. Скорость плиты В относительно пли

ты А вблизи начала координат равна YB(FX, Vy). В об

щем случае Vy ^ 0 и разрастание океанического дна про

исходит под углом к осп хребта. Если Vx = 0, то граница

между шштамн А и В является ТР. Если F,: > 0, тогра-

пица является конструктивной, а при Г* < 0 пмеет место

поглощение литосферы, н граница называется деструк

тивной. С том же успехом мы могли бы рассмотреть дви

жение плиты А относительно В. Ясно, что Уд = — VB.

Обычно разрастание литосферы происходит симметрично

относительно осп хребта, поэтому для наблюдателя, рас

положенного на границе между плитами А и В, плптаЛ

будет отодвигаться со скоростью —0,5КЛ, а плита В — со

i-коростью 0,5VB. Скорость разрастания каждой из плит,

JzC

а)

Рис. 59. Относительное движение литосферных плпт на плоской Земле

и механизм образования пассивных разломов, а) Относительное движ е

ние двух плит А н В; V JJ — вектор скорости плиты В относительно А.

г.) относительное движение двух плит, разделенных более сложной гра

ницей. Штрихи указывают на поглощение поверхности и показаны на по

глощаемой плите.

т. е. скорость увеличения их площади, равна */21 V*l. Ре

альные хребты имеют тенденцию переориентироваться до

тех пор, нока компонента скорости Vy относительного

движения плит не обратится в пуль. В настоящее время

существуют несколько хребтов, расположенных косо к

вектору относительной скорости движения плит (напри

мер, хребет Рейкьянес, разделяющий ЕА и СА плиты,—

см. рис. 54). В отличие от осей срединных хребтов линии

поглощения плит (глубоководные желоба) обычно ориен

тированы косо к скорости относительного движения плит.

Обратимся к более сложной границе плит, показанной

на рис. 59, б. Обозначим снова скорость плиты В отно

сительно плиты А через V„. Движение происходит парал

лельно границам аЪ, cd, е/ и gh, т. е. все эти отрезки

являются ТР. Отрезки Ъс и de являются конструктивны

ми, a fg и hi — деструктивными границами. Площадь

и лит А и В вдоль конструктивных границ наращивается

со скоростью /г\Уу\. Плита А поглощается со скоростью

|T7,jl вдоль границы jg, я плита Я с t oil же скоростью

поглощается вдоль границы hi. Относительно плиты А

отрезки Ьс н de перемещаются со скоростью V2V'b, а от

носительно плиты В со скоростью — V2Vb. В результате

на океаническом дне плиты А «точки» с и е прочерчива

ют следы пассивных ТР, а «точки» Ь п d оставляют ана

логичные следы на плите В.

8.3.5. К и и е м а т и к а л и т о с ф е р п ы х п л п т. В ос

нове построении кинематической модели взаимно согласо

ванного движения лнтосферных плпт на сферической

Земле лежит теорема, доказанная великим русским мате

матиком Леонардом Эйлером в 1776 г. Согласно теореме

Эйлера, любое перемещение жесткой плиты (тела) по по

верхности сферы можно осуществить путем ее вращения

вокруг фиксированной оси, проходящей через центр сфе

ры. Для описания движения необходимо выбрать систе

му отсчета. Из школьного курса физики известно, что под

системой отсчета понимают систему координат, скреплен

ную с неподвижными телами, и часы. В тектонике плит

всегда рассматривают относительное движение двух илит.

1 Гоэтому мы мысленно должны представить себе, что с

одной пз плит совмещена система координат, а часами

служат полосовые магнитные аномалии (геомагнитная

шкала), или используются другие методы датирования

возраста океанического дна. Соответственно, рассматри

вая границу смежных плит А и В, скорость плиты А от

носительно плиты В удобно обозначить через AVB. Эта

скорость в каждой точке границы будет своя, и ее вели

чина зависит от расстояния до мгновенной осп вращения.

Мгновенная ось относительного вращения плит на сфере

может сохранять свое положение в пространстве при по

стоянной угловой скорости вращения на протяжении не

скольких миллионов лет, и этот срок может доходить да

же до нескольких десятков миллионов лет. Тем самым

мы видим, что для разных конкретных случаев геологи

ческое «мгновение» может быть весьма продолжительным.

Если скорость движения плиты А относительно плиты В

в точках пх границы равна А\тв, то совершенно очевид

но, что скорость нлиты В относительно плиты А в тех же

точках равна BV ^=—АУВ, т. е. обе скорости равны по ве

личине, но противоположны по знаку. Это, можно ска

зать, тривиальное заключение.

Большое значение в тектонике плит играют точки, в

которых сходятся три плиты,— точки тройного сочлене

ния. Геологические процессы в этих точках будут завн-

сеть от того, какие типы границ в них встретились: рнф-

товые зоны (Р), желоба (Ж) пли трансформные разло

мы — сдвиги (С). Соответственно тройное сочленение

рифт — желоб — сдвиг удобно обозначить через РЖС и

т. д. Наиболее часто встречаются тройные сочленения

тннов РРР и РРС. Читатель сам может определить, с ка

кими тройными сочленениями имеют дело в тектонике

плит, если он обратится к рис. 54. Значения относитель

ных скоростей плит А, Б, В в точке тройного сочленения

удовлетворяют простому условию

лУб БУп вУл = о, (126)

которое означает, что скорость плиты А относительно

плиты А в этой точке равна нулю. Формула (126) исполь

зуется для контроля за внутренней согласованностью гло

бальных кинематических моделей тектоники плит.

Согласно теореме Эйлера, любое перемещение абсо

лютно жесткой плиты на сфере из некоторого начального

положения в некоторое конечное положение можно осу

ществить путем ее поворота па некоторый угол «вокруг

мгновенной оси вращения — прямой, проходящей через

центр сферы. Ось вращения пересекает поверхность сфе

ры в двух точках — полюсах вращения, или эйлеровых

полюсах. Дуги больших кругов, проходящих через эйле

ровы полюса, называются эйлеровыми меридианами, а се

кущие их вкрест долготные круги — эйлеровыми парал

лелями. Таким образом, если известей полюс вращения

нлиты (точка Р на рис. 60, я), то радиус окружности, опи

сываемой рассматриваемой точкой К вокруг мгновенной

осп вращения ОР, равен /?sinA, где R — радиус Земли

и А - угловое расстояние между К и Р по дуге большо

го круга. Через со обозначают угловую скорость враще

ния плиты относительно мгновенной оси вращения. Ее

обычно измеряют или в град/год, или в см/год. Учитывая,

что на Земле 1° дуги соответствует 111 км, получаем

1 град/год = 1,11 • 107 см/год. Угловая со и линейная V

скорости связаны простым соотношением

V = 0,01745Яо) sin А, (127)

где численный коэффициент подобран так, что V полу

чается в см/год при to в град/год, R = 6,371 -108 см—

радиус Земли, Д — угловое расстояние между точкой на

блюдения и полюсом вращения. Па рис. 60, б приведено

одно из первых сопоставлений формулы (127) с данны

ми наблюдений, выполненное Морганом в его классиче