Курсовая работа основные положение тектоники литосферных плит Нурыев О. О
Download 1.58 Mb.
|
Davlatbekga
|
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ КЫРГЫЗСКОЙ РЕСПУБЛИКИ КЫРГЫЗСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ ГОРНОГО ДЕЛА И ГОРНЫХ ТЕХНОЛОГИЙ ИМ. АКАДЕМИКА У.А. АСАНАЛИЕВА КУРСОВАЯ РАБОТА Основные положение тектоники литосферных плит Выполнил: Нурыев О.О. 1. Основные положение тектоники литосферных плит Тектоника плит (plate tectonics) - современная геологическая теория о движении литосферы. Согласно данной теории, в основе глобальных тектонических процессов лежит горизонтальное перемещение относительно целостных блоков литосферы - литосферных плит. Таким образом, тектоника плит рассматривает движения и взаимодействия литосферных плит. Впервые предположение о горизонтальном движении блоков коры было высказано Альфредом Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы «дрейфа континентов», но поддержки эта гипотеза в то время не получила. Лишь в 1960-х годах исследования дна океанов дали неоспоримые доказательства горизонтальных движении плит и процессов расширения океанов за счёт формирования (спрединга) океанической коры. Возрождение идей о преобладающей роли горизонтальных движений произошло в рамках «мобилистического» направления, развитие которого и повлекло разработку современной теории тектоники плит. Основные положения тектоники плит сформулированы в 1967-68 группой американских геофизиков - У.Дж. Морганом, К.Ле Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей американских учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов. 2. Основные положения тектоники плит можно свести к нескольким основополагающим 1) Верхняя каменная часть планеты разделена на две оболочки, существенно различающиеся по реологическим свойствам: жесткую и хрупкую литосферу и подстилающую её пластичную и подвижную астеносферу. Подошва литосферы является изотермой приблизительно равной 1300°С, что соответствует температуре плавления (солидуса) мантийного материала при литостатическом давлении, существующем на глубинах первые сотни километров. Породы, лежащие в Земле над этой изотермой, достаточно холодны и ведут себя как жесткий материал, в то время как нижележащие породы того же состава достаточно нагреты и относительно легко деформируются; 2) Литосфера разделена по плиты, постоянно движущиеся по поверхности пластичной астеносферы. Литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество мелких. Между крупными и средними плитами располагаются пояса, сложенные мозаикой мелких коровых плит. Границы плит являются областями сейсмической, тектонической и магматической активности, внутренние области плит слабо сейсмичны и характеризуются слабой проявлением эндогенных процессов. Более 90% поверхности Земли приходится на 8 крупных литосферных плит: - Австралийская плита; - Антарктическая плита; - Африканская плита; - Евразийская плита; - Индостанская плита; - Тихоокеанская плита; - Североамериканская плита; - Южно-Американская плита. Средние плиты: Аравийская (субконтинент), Карибская, Филиппинская, Наска и Кокос и Хуан де Фука и др. Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (например, Тихоокеанская плита), другие включают фрагменты и океанической и континентальной коры. 3) Различают три типа относительных перемещений плит: расхождение (дивергенция), схождение (конвергенция) и сдвиговые перемещения. Соответственно, выделяются и три типа основных границ плит. Дивергентные границы - границы, вдоль которых происходит раздвижение плит. Геодинамическую обстановку, при которой происходит процесс горизонтального растяжения земной коры, сопровождающийся возникновением протяженных линейно вытянутых щелевых или ров образных впадин называют рифтогенезом. Эти границы приурочены к континентальным рифтам и срединно-океанических хребтам в океанических бассейнах. Термин «рифт» (от англ. rift - разрыв, трещина, щель) применяется к крупным линейным структурам глубинного происхождения, образованным в ходе растяжения земной коры. В плане строения они представляют собой грабен образные структуры. Закладываться рифты могут и на континентальной, и на океанической коре, образуя единую глобальную систему, ориентированную относительно оси геоида. При этом эволюция континентальных рифтов может привести к разрыву оплошности континентальной коры и превращению этого рифта в рифт океанический (если расширение рифта прекращается до стадии разрыва континентальной коры, он заполняется осадками, превращаясь в авлакоген). 3. Строение континентального рифта Процесс раздвижения плит в зонах океанских рифтов (срединно-океанических хребтов) сопровождается образованием новой океанической коры за счёт магматических базальтовых расплав поступающих из астеносферы. Такой процесс образования новой океанической коры за счёт поступления мантийного вещества называется спрединг (от англ. spread - расстилать, развёртывать). 4. Строение срединно-океанического хребта На рисунки выше: 1 - астеносфера; 2 - ультраосновные породы; 3 - основные породы (габброиды); 4 - комплекс параллельных даек; 5 - базальты океанического дна; 6 - сегменты океанической коры, образовавшие в разное время; 7 - близ поверхностный магматический очаг (с ультраосновной магмой в нижней части и основной в верхней); 8 - осадки океанического дна (1-3 по мере накопления). В ходе спрединга каждый импульс растяжения сопровождается поступлением новой порции мантийных расплавов, которые, застывая, наращивают края расходящихся от оси СОХ плит. Именно в этих зонах происходит формирование молодой океанической коры. Конвергентные границы - границы, вдоль которых происходит столкновение плит. Главных вариантов взаимодействия при столкновении может быть три: «океаническая - океаническая», «океаническая - континентальная» и «континентальная - континентальная» литосфера. В зависимости от характера сталкивающихся плит, может протекать несколько различных процессов. Субдукция - процесс подвига океанской плиты под континентальную или другую океаническую. Зоны субдукции приурочены к осевым частям глубоководных желобов, сопряжённых с островными дугами (являющихся элементами активных окраин). На субдукционные границы приходится около 80% протяжённости всех конвергентных границ. При столкновении континентальной и океанической плит естественным явлением является подвиг океанической (более тяжёлой) под край континентальной, при столкновении двух океанических погружается более древняя (то есть более остывшая и плотная) из них. Зоны субдукции имеют характерное строение: их типичными элементами служат глубоководный желоб - вулканическая островная дуга - задуговый бассейн. Глубоководный желоб образуется в зоне изгиба и подвига субдуцирующей плиты. По мере погружения эта плита начинает терять воду (находящуюся в изобилии в составе осадков и минералов), последняя, как известно, значительно снижает температуру плавления пород, что приводит к образованию очагов плавления, питающих вулканы островных дуг. В тылу вулканической дуги обычно происходит некоторое растяжение, определяющее образование задугового бассейна. В зоне задугового бассейна растяжение может быть столь значительным, что приводит к разрыву коры плиты и раскрытию бассейна с океанической корой (так называемый процесс задугового спрединга). Погружение субдуцирующей плиты в мантию трассируется очагами землетрясений, возникающих на контакте плит и внутри субдуцирующей плиты (более холодной и вследствие этого более хрупкой, чем окружающие мантийные породы). Эта сейсмофокальная зона получила название зона Беньофа-Заварицкого. В зонах субдукции начинается процесс формирования новой континентальной коры. При столкновении континентальных плит, кора которых более лёгкая, чем вещество мантии, и вследствие этого не способна в неё погрузиться, протекает процесс коллизии. В ходе коллизии края сталкивающихся континентальных плит дробятся, сминаются, формируются системы крупных надвигов, что приводит к росту горных сооружений со сложным складчато-надвиговым строением. Классическим примером такого процесса служит столкновение Индостанской плиты с Евразийской, сопровождающееся ростом грандиозных горных систем Гималаев и Тибета. Процесс коллизии сменяет процесс субдукции, завершая закрытие океанического бассейна. При этом в начале коллизионного процесса, когда края континентов уже сблизились, коллизия сочетается с процессом субдукции (продолжается погружение под край континента остатков океанической коры). Для коллизионных процессов типичны масштабный региональный метаморфизм и интрузивный гранитоидный магматизм. Эти процессы приводят к созданию новой континентальной коры (с её типичным гнейсовым слоем). Трансформные границы - границы, вдоль которых происходят сдвиговые смещения плит. Объём поглощённой в зонах субдукции океанской коры равен объёму коры, возникающей в зонах спрединга. Это положении подчёркивает мнение о постоянстве объёма Земли. Но такое мнение не является единственным и окончательно доказанным. Не исключено, что объём планы меняется пульсационно, или происходит уменьшение его уменьшение за счёт охлаждения. Основной причиной движения плит служит мантийная конвекция, обусловленная мантийными теплогравитационными течениями. Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных областей Земли и температуры близ поверхностных её частей. При этом основная часть эндогенного тепла выделяется на границе ядра и мантии в ходе процесса глубинной дифференциации, определяющего распад первичного хондритового вещества, в ходе которого металлическая часть устремляется к центру, наращивая ядро планеты, а силикатная часть концентрируются в мантии, где далее подвергается дифференциации. Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, и они всплывают, уступая место опускающимся более холодными и потому более тяжёлым массам, уже отдавшим часть тепла в близ поверхностных зонах. Этот процесс переноса тепла идёт непрерывно, в результате чего возникают упорядоченные замкнутые конвективные ячейки. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения определяет горизонтальное перемещение вещества астеносферы и расположенных на ней плит. В целом, восходящие ветви конвективных ячей располагаются под зонами дивергентных границ (СОХ и континентальными рифтами), нисходящие - под зонами конвергентных границ. Таким образом, основная причина движения литосферных плит - «волочение» конвективными течениями. Кроме того, на плиты действуют ещё рад факторов. В частности, поверхность астеносферы оказывается несколько приподнятой над зонами восходящих ветвей и более опущенной в зонах погружения, что определяет гравитационное «соскальзывание» литосферной плиты, находящейся на наклонной пластичной поверхности. Дополнительно действуют процессы затягивания тяжёлой холодной океанской литосферы в зонах субдукции в горячую, и как следствие менее плотную, астеносферу, а также гидравлического расклинивания базальтами в зонах СОХ. К подошве внутри плитовых частей литосферы приложены главные движущие силы тектоники плит - силы мантийного “волочения” (англ. drag) FDO под океанами и FDC под континентами, величина которых зависит в первую очередь от скорости астеносферного течения, а последняя определяется вязкостью и мощностью астеносферного слоя. Так как под континентами мощность астеносферы значительно меньше, а вязкость значительно больше, чем под океанами, величина силы FDC почти на порядок уступает величине FDO. Под континентами, особенно их древними частями (материковыми щитами), астеносфера почти выклинивается, поэтому континенты как бы оказываются “сидящими на мели”. Поскольку большинство литосферных плит современной Земли включают в себя как океанскую, так и континентальную части, следует ожидать, что присутствие в составе плиты континента в общем случае должно “тормозить” движение всей плиты. Так оно и происходит в действительности (быстрее всего движутся почти чисто океанские плиты Тихоокеанская, Кокос и Наска, медленнее всего - Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая и Африканская, значительную часть площади которых занимают континенты). Наконец, на конвергентных границах плит, где тяжелые и холодные края литосферных плит (слэбы) погружаются в мантию, их отрицательная плавучесть создает силу FNB (индекс в обозначении силы - от английского negative buoyance). Действие последней приводит к тому, что часть плиты тонет в астеносфере и тянет за собой всю плиту, увеличивая тем самым скорость ее движения. Очевидно, сила FNB действует эпизодически и только в определенных геодинамических обстановках, например в случаях описанного выше обрушения слэбов через раздел 670 км. Таким образом, механизмы, приводящие в движение литосферные плиты, могут быть условно отнесены к следующим двум группам: 1) связанные с силами мантийного “волочения” (mantle drag mechanism), приложенными к любым точкам подошвы плит, на рисунке - силы FDO и FDC; 2) связанные с силами, приложенными к краям плит (edge-force mechanism), на рисунке - силы FRP и FNB. Роль того или иного движущего механизма, а также тех или иных сил оценивается индивидуально для каждой литосферной плиты. Совокупность этих процессов отражает общий геодинамический процесс, охватывающих области от поверхностных до глубинных зон Земли. В настоящее время в мантии Земли развивается двух ячейковая мантийная конвекция с закрытыми ячейками (согласно модели сквозь мантийной конвекции) или раздельная конвекция в верхней и нижней мантии с накоплением слэбов под зонами субдукции (согласно двухъярусной модели). Вероятные полюсы подъема мантийного вещества расположены в северо-восточной Африке (примерно под зоной сочленения Африканской, Сомалийской и Аравийской плит) и в районе острова Пасхи (под срединным хребтом Тихого океана - Восточно-Тихоокеанским поднятием). Экватор опускания мантийного вещества проходит примерно по непрерывной цепи конвергентных границ плит по периферии Тихого и восточной части Индийского океанов. Современный режим мантийной конвекции, начавшийся примерно 200 млн. лет назад распадом Пангеи и породивший современные океаны, в будущем сменится на одноячейковый режим (по модели сквозь мантийной конвекции) или (по альтернативной модели) конвекция станет сквозь мантийной за счет обрушения слэбов через раздел 670 км. Это, возможно, приведет к столкновению материков и формированию нового суперконтинента, пятого по счету в истории Земли. Перемещения плит подчиняются законам сферической геометрии и могут быть описаны на основе теоремы Эйлера. Теорема вращения Эйлера утверждает, что любое вращение трёхмерного пространства имеет ось. Таким образом, вращение может быть описана тремя параметрами: координаты оси вращения (например, её широта и долгота) и угол поворота. На основании этого положения может быть реконструировано положение континентов в прошлые геологические эпохи. Анализ перемещений континентов привёл к выводу, что каждые 400-600 млн. лет они объединяются в единый суперконтинент, подвергающийся в дальнейшем распаду. В результате раскола такого суперконтинента Пангеи, произошедшего 200-150 млн. лет назад, и образовались современные континенты. 5. Краткая история развития теории тектоники литосферных плит Рождение в геологии нового научного направления - мобилизма - в виде гипотезы дрейфа материков обычно связывают с именем немецкого геофизика Альфреда Вегенера. В первой четверти XX в. А. Вегенер выдвинул предположение, что в конце палеозоя - начале мезозоя, около 200 млн. лет назад все материки были сгруппированы в единый гигантский континент, который он назвал Пангеей. Этот суперконтинент состоял из двух крупных частей: северной - Лавразии, объединявшей нынешнюю Европу, Азию (без Индии) и Северную Америку, и южной - Гондваны, включавшей Южную Америку, Африку, Антарктиду, Индостан и Австралию. Между юго-восточной границей Лавразии и северо-восточной Гондваны в виде огромного залива находилась впадина океана Тетис. Первоначально гипотеза А. Вегенера основывалась на поразительном сходстве в очертании берегов Африки и Южной Америки. Однако в дальнейшем, отстаивая свою концепцию дрейфа материков, ученый черпал новые факты для ее подтверждения в палеонтологии, палеоклиматологии, геологии, минералогии. Благодаря своей простоте и наглядности предложенная им гипотеза дрейфа континентов дала мощный импульс развитию идей мобилизма. Однако в то время Вегенер не смог указать силы, ответственные за передвижение континентов и обладающие достаточной энергией для образования обширных горных систем. Позднее голландский геофизик Ф. Венинг-Мейнес в качестве такой силы предположил конвективные течения в мантии Земли, а англичанин А. Холмс и американец Д. Григе связали их с дрейфом материков. И все же в те годы еще не было достаточно убедительных доказательств гипотезы А. Вегенера, поэтому большинство геологов относились к ней скептически. Новый импульс в своем становлении теория тектоники литосферных плит обрела в конце 50-х - начале 60-х годов XX в, когда широкое развитие получили геофизические методы исследования Земли, гравитационная съемка областей материковых оледенений, палеомагнитные исследования горных пород и целенаправленная магнитная съемка океанов, занимающих 2/3 поверхности Земли. В этот период был сделан ряд принципиально важных открытий в науках о Земле. Прежде всего, было установлено существование пластичного слоя астеносферы, который допускал возможность перемещения литосферы относительно подстилающей мантии, было подтверждено существенное отличие мощности и состава океанической коры от континентальной, но самое главное - было установлено существование глобальной системы срединно-океанических хребтов и приуроченных к их вершинам узких зон океанического рифтогенеза, открыта система линейных знакопеременных магнитных аномалий, параллельных и симметричных осям срединных хребтов, способных фиксировать периодические инверсии магнитного поля Земли. К тому же благодаря широкому развитию сейсмостанций стало возможным построить карту сейсмической активности Земли. Из этой карты следовало, что большая часть эпицентров землетрясений (= 98%) приурочена к линейным вытянутым поясам, обрамляющим обширные почти асейсмичные участки поверхности Земли, позже названные литосферными плитами. Изучение остаточной намагниченности горных пород, позволяющей восстановить их положение в древнем магнитном поле, подтвердило, что материки испытывали значительные перемещения, прежде чем занять свое современное положение. Изложенные факты не укладывались ни в одну тектоническую гипотезу, отрицающую горизонтальные перемещения материков, и заставили вспомнить о гипотезе Вегенера, которая в то время насчитывала лишь очень немногочисленных сторонников. В 1961-1968 гг. усилиями американских, английских, канадских и французских геофизиков и геологов были разработаны основы новой мобилистской теории, первоначально больше известной как новая глобальная тектоника, а затем тектоника плит (точнее, тектоника литосферных плит). Основой ее явилась идея об образовании океанов в результате раздвижения континентов и разрастания молодой океанской коры, начиная от осей срединно-океанических хребтов. Этот процесс был впервые описан американскими геологом Г. Хессом и геофизиком Р. Дитцем и получил от последнего название спрединга океанского дна (спрединг буквально означает разрастание). Г. Хесс в своей работе, которую он назвал «геопоэтическим эссе», высказал предположение, что горячее, частично расплавленное мантийное вещество, поднимаясь вдоль рифтовых трещин, должно растекаться в разные стороны от оси СОХ (срединно-океанический хребет) и растаскивать океанское дно в разные стороны. Поднимающееся расплавленное мантийное вещество заполняет рифтовую трещину, застывая в ней и наращивая таким образом расходящиеся края океанической коры. Из теоретической концепции Г. Хесса и Р. Дитца о разрастании океанского дна следовало представление о молодости (в геологическом масштабе) океанической коры. Определение возраста океанической литосферы сначала по геофизическим, а потом и по геологическим данным - одно из важнейших событий в развитии всей геологической науки второй половины XX в. Принципиальная возможность геоисторической интерпретации аномального магнитного поля океана, т. е., определение возраста дна по рисунку аномалий дна, впервые была показана в 1963 г. Ф. Вайном и Д. Мэтьюзом. Ученые убедительно объяснили полосчатый и линейный характер магнитных аномалий в океане как результат сочетания трех фундаментальных и независимо установленных факторов. Первый - разрастание дна океана, при котором каждая новая порция изверженных базальтовых магм, застывая в рифтовой зоне, намагничивается под влиянием главного магнитного поля, а затем, «припаиваясь» к дивергентным краям двух плит, разрывается примерно посредине и растаскивается в стороны. Второй фактор - изменение полярности главного магнитного поля Земли. Оно происходит достаточно быстро за первые тысячи лет, а один и тот же знак геомагнитного поля сохраняется на протяжении нескольких десятков и сотен тысяч лет. За последние несколько миллионов лет магнитные полюса Земли меняли свою полярность свыше 20 раз. Осредненное за такое время геомагнитное поле может быть с хорошим приближением описано полем теоретического магнитного диполя, направленного по оси вращения Земли и расположенного практически в ее центре. Третий фактор, позволяющий проводить количественную геоисторическую интерпретацию аномального магнитного поля океана - это существование у базальтов океанической коры остаточной намагниченности, приобретенной ими в момент их застывания и остывания в рифтовой зоне, и ее преобладание над индуктивной намагниченностью, обусловленной воздействием современного геомагнитного поля. Для объяснения природы знакопеременного и симметричного аномального магнитного поля океанского дна Ф. Вайн и Д. Мэтьюз предположили, что магнитные аномалии океана есть не что иное, как запись инверсий магнитного поля Земли в геологическом прошлом на гигантской природной «магнитофонной» ленте - океанической коре, которая, застывая в рифтовой трещине, рвется в ней примерно посередине и каждая половина раздвигается в стороны от места своего рождения. Зная порядок чередования и время каждой инверсии главного магнитного поля Земли, можно составить единую шкалу геомагнитных инверсий, коррелированную с геохронологической шкалой, и по рисунку аномалий определить возраст дна океана. Геоисторическая интерпретация аномального магнитного поля дна океана, подтвержденная данными глубоководного бурения, убедительно показала геологическую молодость океанского дна. В рифтовых трещинах располагаются самые молодые породы, имеющие современный возраст, а на флангах СОХ и в районах абиссальных котловин возраст пород достигает 80-100 млн. лет. Самый древний возраст океанической коры не превышает 160-170 млн. лет, что составляет всего 1/30 от возраста нашей планеты. Американский геолог Г. Менард открыл в Тихом океане гигантские разломы, пересекающие срединно-океанические хребты, а канадский геофизик Дж.Т. Вилсон установил, что они образуют особый класс разломов, и назвал их трансформными. Итак, к концу 60-х годов XX века были сформулированы основные положения новой геологической теории, получившей название тектоники литосферных плит, которые кратко изложены ниже на основе фундаментальных работ мобилистов. 6. Астеносфера Земная кора и мантия это понятия геологические, вещественные, возникла, однако, необходимость выделения наряду с ними в верхней части твердой Земли, тектоносфере оболочек по их физическому, точнее реологическому состоянию. Такими оболочками являются литосфера и подстилающая ее астеносфера. Литосфера, первоначально отождествлявшаяся с корой, на большей части Земли охватывает кору и верхнюю часть мантии. Она отличается упругими свойствами в верхней части и упруго-пластичными (вязкими) - в нижней. Это относительно хрупкая оболочка - в ней развиваются и сохраняются разрывы, к ней в основном приурочены очаги землетрясений. Но выделение литосферы имеет смысл лишь при ее противопоставлении астеносфере. Астеносфера более пластичная, т. е., менее вязкая, оболочка Земли была первоначально выделена, вернее, предсказана, Дж. Баррелем (1916 г.) как оболочка, по отношению к которой осуществляется изостатическая компенсация. Понятие об изостазии, равновесном состоянии коры относительно мантии, возникло в середине XIX в., когда было обнаружено, что горные сооружения не создают, вопреки ожиданию, избыточного притяжения. Это заставило предположить (гипотеза Дж. Эри), что горы обладают корнями, погруженными в мантию. Денудация гор должна вести к поднятиям, возникновение дополнительной нагрузки на кору (ледники, вулканиты, осадки) - к прогибанию. Но этот процесс изостатического выравнивания осуществим лишь в том случае, если кора подстилается оболочкой, по своим свойствам близкой к жидкости, способной к перетеканию. Ею и могла быть астеносфера. Существование астеносферы было подтверждено лишь много позже, в 50-е годы (Б. Гутенберг), когда было обнаружено, что на некоторой глубине уже внутри мантии происходит либо замедление, либо даже снижение скорости прохождения сейсмических волн, вопреки нарастанию давления. Объясняется это влиянием еще более значительного нарастания температуры, благодаря которому некоторая часть вещества мантии (~1) переходит в расплавленное состояние (твердые зерна в жидкой пленке или капле жидкости). В первое время после установления существования астеносферы представлялось, что ее свойства мало изменяются по латерали, а глубина залегания довольно постоянна - 50-60 км. под океанами, 100-200 км. под континентами. В дальнейшем оказалось, что действительная картина много сложнее. Выяснилось, что под рифтовыми зонами срединно-океанских хребтов кровля астеносферы местами залегает на глубине всего 2-3 км. от поверхности дна, в частности под Восточно-Тихоокеанским поднятием. На периферии океанов глубина залегания астеносферы возрастает до 80-100 км., а под континентами она залегает еще глубже и в их центральных частях, под платформами и особенно щитами, она не «прощупывается» до глубин 150-200 км. Кроме сейсмологического метода обнаружения астеносферы - по уменьшению или хотя бы прекращению увеличения скорости распространения сейсмических колебаний с глубиной, стал использоваться предложенный А.Н. Тихоновым метод магнитотеллурического зондирования, в котором показателем существования астеносферы служит возрастание электропроводности, также связанное, очевидно, с переходом части мантийного материала в расплавленное состояние. Более косвенным сейсмологическим показателем достижения астеносферы служит предельная глубина распространения очагов землетрясения. Установлено, что в пределах сводовых частей молодых горных сооружений кровля астеносферы поднимается до глубин 20-25 км. от поверхности. Это означает, что здесь, как и в осевых зонах срединно-океанских хребтов, кровля астеносферы пересекает границу кора - мантия и, таким образом, в этих высокоподвижных зонах объем литосферы оказывается меньше объема земной коры, в то время как в спокойных районах, занимающих преобладающую часть земной поверхности, литосфера охватывает не только кору, но и существенную часть мантии. Зоны резкого уменьшения мощности литосферы за счет подъема поверхности астеносферы совпадают с зонами анти изостатических восходящих движений, т. е., движений, направленных на дальнейшее нарушение, а не восстановление изостатического равновесия. То обстоятельство, что в центральных частях континентальных платформ астеносфера не обнаруживается до глубины 200-250 км., породило сомнение в непрерывности ее распространения, т. е., в том, что она может рассматриваться как сплошная оболочка Земли. Некоторые геофизики считают, что правильнее говорить не об астеносфере, а об отдельных астенолинзах, выклинивающихся по простиранию. Этот вывод имел бы большое значение (негативное) по отношению к возможности крупных горизонтальных смещений континентальных блоков литосферы по поверхности астеносферы. Однако он вызывает серьезные сомнения. Астеносфера должна существовать везде, где осуществляется изостатическое равновесие, т. е., отсутствуют изостатические аномалии, в особенности под континентальными и океанскими платформами, включая, естественно, кристаллические щиты. Подтверждением этого служит факт изостатической уравновешенности ледниковых щитов Антарктиды и Гренландии благодаря прогибанию земной коры под ними, а также быстрого подъема (всплывания) Балтийского и Канадского щитов после снятия ледовой нагрузки. Причина кажущегося отсутствия астеносферы под щитами заключается, очевидно, во-первых, в ее залегании местами глубже 200-250 км. и, во-вторых, в увеличении здесь ее вязкости против характерной для океанов и орогенов и, следовательно, большей трудности обнаружения существующими методами. Как считает Е.В. Артюшков, вязкость астеносферы может изменяться в пределах 1016-1019 Па/с, т. е., на целых три порядка. Вязкость, глубина залегания и мощность астеносферы это в основном функция величины теплового потока. Чем больше глубина залегания астеносферы, тем больше мощность литосферы. На участках, где геофизическими методами установлено особенно высокое залегание астеносферы, в действительности, возможно, имеет место появление над ее основной поверхностью отдельных астенолинз. Существование таких астенолинз доказано в коре ряда горных сооружений по присутствию волноводов, наиболее частому в подошве гранитно-гнейсового слоя коры. Подошва астеносферы, возможно состоящей из отдельных слоев, может опускаться до глубин порядка 400 км., т. е., до границы собственно верхней мантии и слоя Голицына, иногда называемого мезосферой. 7. Астеносфера (состав, строение, признаки выделения, условия формирования, роль в геологических процессах) В соответствии с моделью строения мантии предложенной Ю.М. Пущаровским, в ней, как уже указывалось, выделяется не три, а шесть подразделений: верхняя мантия, состоящая из верхней и нижней частей, зона раздела 1, средняя мантия, зона раздела II и нижняя мантия. Меняются и границы, определяющие кровлю и подошву выделенных оболочек. Дальнейшее рассмотрение строения и состава мантии будет проводиться в соответствии с моделью Ю.М. Пущаровского. Верхняя мантия расположена между подошвой земной коры (поверхность м.) и границей раздела на глубине 670 км. На глубине 410 км. верхняя мантия, согласно представлениям Ю.М. Пущаровского, разделена на верхнюю и нижнюю части. Верхняя часть в традиционных моделях мантии соответствует всему объему верхней мантии. В свою очередь она состоит из двух основных слоев. Верхний слой (субстрат по Е. Люстиху) совместно с земной корой образует литосферу. Эта жесткая оболочка, характеризующаяся высокой прочностью и упругими свойствами, залегает на ослабленном, пластичном астеносферном слое. В связи с этим его иногда называют перидотитовым слоем. Подошва литосферы определяется положением температурной поверхности солидуса мантийного вещества (порядка 1300ºС). Под материками подошва литосферы залегает на глубинах от 150-200 км. под молодыми платформами, до 250-350 км. под щитами древних платформ, тогда как под океанами от 7-10 км. под гребнями срединно-океанических хребтов до 30-90 км. под абиссальными участками дна. Такое существенное различие в мощностях континентальной и океанической литосферы объясняется более древним возрастом первой. Литосфера расположена на астеносфере - важнейшей оболочке верхней мантии. На существование последней было указано американским геологом Дж. Баррелом - еще в 1914 г. В 1926 г. Б. Гутенберг отметил первые ее геофизические признаки в виде снижения скорости распространения упругих волн. Судя по скорости восстановления изостатического равновесия Скандинавского полуострова, нарушенного образованием покровного ледника в четвертичный ледниковый период, вязкость вещества астеносферы составляет порядка 1020-5П (пуаз), что на 2-3 порядка ниже, чем в выше- и нижележащих областях мантии (для сравнения, вязкость воды составляет 10-2 П, асфальта - 1010-1012 П, стекла - 1013 П, стали - 1018-1020 П). Положение кровли и подошвы астеносферы будет определяться пересечением кривой изменений температуры мантии с кривой изменения температуры солидуса мантийнoгo вещества. В пределах астеносферы происходит частичное (от 1 до 10), по А. Рингвуду) плавление базальтовых составляющих. Базальтовые жидкости заполняют межгранулярные пространства между более тугоплавкими кристаллами перидотита, образующими упругий каркас ослабленного слоя. О частичном расплавлении вещества астеносферы свидетельствует резкое возрастание в ее пределах электропроводности, получаемое по данным магнитотеллурического зондирования. Экспериментальные исследования показывают, что при частичном плавлении ультраосновных пород при давлении 103 МПа первые порции базальтового расплава возникают в местах тройных сочленений зерен породы и образуют взаимосвязанную систему каналов при сохранении скелета (матрицы) породы. На этом основании А.В. Каракин и Л.И. Лобковский выдвигают и расчетами обосновывают положение о слоистой структуре астеносферы. По их данным, мощность двухфазового слоя с сообщающимися порами не может превышать некоторой предельной величины, при достижении которой у кровли слоя происходит гидроразрыв скелета породы поровым давлением каверн, заполненных расплавом. Выше поверхности гидроразрыва могут существовать лишь изолированные магматические камеры в однофазной среде. Еще выше может вновь появиться слой двухфазной среды с сообщающимися порами и т. д. Таким образом, астеносфера может иметь слоистое строение с чередованием двухфазных и квазиоднофазных слоев. В двухфазных слоях может происходить вертикальная фильтрация магмы. В кровле слоев расплав локализуется в каверны, соединяющиеся в систему горизонтальных каналов. Допускается существенно горизонтальная миграция магмы. При этом она может скапливаться в зонах глубинных разломов, в случае если они проникают в астеносферу и создают в ее пределах области пониженного давления. Таким механизмом можно объяснить, в частности, образование вулканических очагов, питающихся из астеносферы. Идея слоистого строения астеносферы находит подтверждение в сейсмических материалах. Так, в переходной зоне Азиатского материка к Тихому океану, по данным Р.З. Тараканова и Н.В. Левого, выделяются четыре обособленных астеносферных слоя на глубинах 65-90, 120-160, 230-300 и 370-430 км. В последние годы были получены дополнительные доказательства слоистого строения астеносферы. Изучение сейсмических явлений при подземных ядерных взрывах, проведенных в российском Центре ГЕОН, показало, что в верхней мантии территории России (районы Западной и Центральной Сибири) фиксируется, по крайней мере, три слоя с пониженной скоростью сейсмических волн на глубинах 75-115 км., 140-170 км. и 200-260 км.. Ученые Центра (А.В. Егоркин и др.) объясняют это явление химической зональностью верхней мантии. По их мнению, слои с пониженной скоростью сложены пиролитом (т. е., исходным веществом мантии), а слои с повышенной скоростью - тугоплавкими компонентами (дунит, перидотит), которые выделялись в результате частичного плавления пиролита. В первом случае Vр = 8,02-8,23 км/с, во втором - 8,34-8,60 км/с. Доказательная картина наличия латеральных неоднородностей и внутренней расслоения верхней мантии быта получена глубинным сейсмическим зондированием на сверхдлинных траверсах через Северную Европу. На приводимом рисунке четко выделяются три астеносферных слоя с пониженной скоростью сейсмических волн. Принципиально сходная картина установлена также в верхних 150 км. мантии на северо-западе Тихого океана. Приведенные факты позволяют считать реальностью идею слоистого строения астеносферы, хотя причины этого явления окончательно еще не понятны. Наиболее отчетливо астеносферный слой выделяется в горно-складчатых областях и в районах островных дуг, на платформах, в особенности под щитами, он выделяется нечетко. По мнению И.П. Косминской, четкость сейсмического проявления астеносферы определяется ее насыщенностью областями пониженных скоростей, которые не представляют собой непрерывных слоев, а образуют линзовидные прерывистые тела. 8. Влияние астеносферы на явление изостазии Все крупные поверхностные структуры Земли (горные сооружения, океанские впадины и т. п.) почти идеально изостатически скомпенсированы. Если бы это условие не выполнялось, то, во-первых, реальная фигура Земли (геоид) существенно отличалась бы от теоретической модели, и, во-вторых, на поверхности Земли наблюдались бы интенсивные региональные гравитационные аномалии, отражающие избыток или дефицит масс поверхностных структур. Строго говоря, почти идеальная изостатическая компенсация крупных структур земной поверхности означает, что они в незначительной степени все же отклоняются от состояния полного архимедова равновесия, но стремятся к нему. Это стремление проявляется прежде всего как реакция на внешнюю (поверхностную) нагрузку. Крупные участки земной поверхности погружаются, если их вес увеличивается (например, за счет накопления осадков), и воздымаются, если их вес уменьшается (например, за счет таяния ледников). Восстановление изостатического равновесия происходит по геологическим меркам чрезвычайно быстро - за первые десятки тысяч лет. Поэтому для каждого интервала геологической истории (в том числе для современного) характерна почти идеальная изостатическая компенсация крупных поверхностных структур глубинными плотностными неоднородностями. Феномен изостазии был бы невозможен, если бы в глубинах Земли не существовал глобально выраженный ослабленный слой (точнее, сферическая оболочка), ведущий себя в геологических масштабах времени как вязкая жидкость. Отсюда вытекает представление о наличии в верхней мантии Земли реологической границы, отделяющей вышележащую литосферу от подстилающей астеносферы. С существованием астеносферы связывают явление изостазии, которое выражается в стремлении литосферы к равновесному состоянию. Существует два способа осуществления изостазии. Первый состоит в том, что горы обладают корнями, погруженными в мантию, и изостазия обеспечивается вариациями мощности земной коры (модель Дж. Эри). В этом случае нижняя поверхность коры обладает обратным рельефом по отношению к земной поверхности. Возникают так называемые «корни гор». Модель Дж. Пратта дает другое объяснение изостазии: участки повышенного рельефа должны быть сложены менее плотными породами, а районы с пониженным рельефом - более плотными. Подошва земной коры должна иметь горизонтальный характер. На самом деле уравновешенность континентов и океанов достигается сочетанием обоих механизмов. Гравиметрические исследования показывают, что в целом поверхность нашей планеты находится в состоянии, близком к равновесному. Астеносфера и является тем пластичным слоем, который выравнивает давления разновысотных и разно плотностных блоков литосферы. Примерно на глубине 100 км. давление литосферы оказывается одинаковым вне зависимости от рельефа местности. Однако, по данным М.Е. Артемьева, имеется отклонение от этого правила. В частности, существенными изостатическими аномалиями обладают подвижные пояса земного шара, прежде всего, островные дуги и сопряженные с ними глубоководные желоба. 9. Тектонические движения Во второй половине прошлого столетия делаются попытки выработать генетическую классификацию тектонических движений, положив в основу уровни их зарождения (классификации Н.И. Николаева, В.Е. Хаина). С учетом этих взглядов в основу современных классификаций тектонических движений целесообразно положить их деление на вертикальные и горизонтальные с последующим подразделением по уровню их зарождения. При определении этого уровня предлагается исходить из особенностей внутреннего строения планеты, памятуя, что в недрах Земли находятся два пластичных и чрезвычайно важных в тектоническом отношении слоя - астеносфера и слой D". Логично допустить, что именно эти два слоя, в силу специфического состояния слагающего их вещества, являются базовыми при возникновении тектонических движений. Тогда можно предложить выделять следующие типы тектонических движений (как вертикальных, так и горизонтальных): поверхностные, глубинные, сверхглубинные и планетарные. Поверхностные движения проявляются в осадочном слое литосферы. В его составе широко развиты пластичные породы: глины, каменная соль, гипс, способные под действием горного давления перемещаться в пространстве, приводя к изменению геологической структуры вышезалегающих осадочных отложений. В пределах осадочного слоя протекают также процессы уплотнения осадков при литификации, или разбухания при гидратации, гравитационного соскальзывания, что также приводит к возникновению поверхностных движений. Среди них можно выделить как вертикальные, так и горизонтальные движения. Несмотря на различия в причинах возникновения и направленности действия, все поверхностные движения объединяет то, что они существуют в пределах одной области проявления, а именно, в пределах осадочного слоя литосферы. По своей природе это тектонические движения, обусловленные действием факторов, главным образом, внешней динамики Земли. Глубинные движения проявляются в пределах астеносферы и литосферы (включая и ее осадочный слой). Их проявление индуцируется из астеносферы и может вызываться явлением изостазии, фазовыми переходами вещества, различными изменениями, происходящими в этом пластичном слое верхней мантии. Определенное влияние на возникновение и проявление глубинных движений могут оказывать и внешние, ротационные силы, возникающие при изменении угловой скорости вращения Земли. В результате проявления вертикальных глубинных движений происходит дифференциация континентов и океанов, платформ и геосинклиналей на положительные и отрицательные структурные элементы различных порядков. Горизонтальные глубинные движения могут проявляться по границам различных слоев литосферы и приводить к образованию взбросов, надвигов, сдвигов, пластичных складчатых форм. Сверхглубинные движения возникают в низах мантии, по-видимому, в слое D. Возможными причинами их возникновения можно считать процессы дифференциации мантии с выделением из нее тяжелых железосодержащих соединений, «стекающих» в ядро Земли. Планетарные движения охватывают планету в целом. Зарождение их происходит в земном ядре, а возможной причиной следует рассматривать изменение объема ядра. 10. Астеносферные течения и силы, движущие литосферные плиты Конвекционную ячейку в мантии следует рассматривать как структуру, состоящую из субвертикальных восходящих и нисходящих потоков и замыкающих их субгоризонтальных потоков, проходящих в слое D" и астеносфере. Такие структуры конвекционной ячейки определены тем, что слой D" и астеносфера обладают существенно более низкой вязкостью по сравнению с окружающей мантией. Это приводит к тому, что через тонкий астеносферный слой будет протекать большая часть вещества, принесённого восходящим мантийным потоком. Движение вещества происходит путём его фильтрации через перидотитовую матрицу астеносферы. Скорость фильтрации (Vа) можно оценить исходя из существования градиента избыточного давления Ра по вертикальному сечению астеносферы: Где:
ηа - эффективная сдвиговая вязкость астеносферы. Астеносферное течение за счёт сил вязкого трения увлекает за собой литосферные плиты, которые стремятся переместиться из областей восходящих субвертикальных мантийных потоков к местам существования нисходящих потоков. Учитывая, что мощность астеносферы значительно возрастает под океанами и сокращается под континентами, можно утверждать, что под океаническими плитами астеносферные потоки будут более скоростными и, соответственно, увеличится скорость перемещения океанических плит по сравнению с континентальными или смешанными плитами. Кроме сил вязкого трения со стороны астеносферных течений литосферные плиты испытывают динамические напряжения ещё по двум причинам: во-первых, под действием сил соскальзывания со склонов срединно-океанических хребтов и, во-вторых, под влиянием тянущей силы, погружающейся в мантию океанической плиты. При соскальзывании океанической плиты со склонов срединно-океанических хребтов (с выступов горячей мантии над восходящим мантийным потоком) возникают давления сжатия. Последнее можно оценить по условию гидростатического равновесия, считая, что на подошве плиты отсутствует трение. В этом случае на торец соскальзывающей плиты будет давить тяжесть вышележащих участков. Избыточное давление сжатия (ΔP), действующее на сечение плиты, опущенное на глубину Δh по сравнению с уровнем гребня срединно-океанического хребта, можно определить как: ΔР = Δh * Δpg Где:
Δp = pa - pв Где:
рв = 1 г/см3 - плотность океанической воды. Для плит возрастом более 108 лет и Δh = 3,5 - 4 км. избыточное давление (ΔP) будет равно 800 - 900 кг/см2 и приближается к пределу прочности литосферы (~1 т/см2). Ещё большее значение имеет тянущая сила, возникающая при погружении в мантию более холодной и более тяжёлой океанической плиты. Если океаническая литосфера в зоне подвига погрузилась на глубину h, то за счёт большей плотности её холодных пород по сравнению с плотностью более горячего вещества мантии (Δр = 0,1 г/см3) возникнет отрицательная архимедова сила. Она создаёт в приповерхностном сечении литосферы избыточное напряжение (ΔР) порядка: ΔР = -hΔpg * sin * β Где:
Если принять h примерно 600 км., то напряжение растяжения в океанической литосфере перед глубоководным желобом может достигать 3 - 6 т/см2. Тянущая сила погружающейся литосферной плиты будет существенно возрастать при образовании «наконечника» При повышении давления в верхней мантии и при относительно низких температурах базальт и его крупнокристаллическая разность габбро способны переходить в новую породу - эклогит. Плотность последнего составляет 3,3-3,5 г/см3, тогда как плотность верхней мантии не более 3,2 г/см3. Поэтому на погружающейся океанической литосферной плите создаются растягивающие усилия, достаточные для того, чтобы нарушить её целостность и образовать систему сбросов. На погружающуюся плиту будут оказывать препятствующее действие силы трения и силы сопротивления мантийной материи. При этом возникает касательное напряжение торможения (τ): Где:
V1 - скорость движения литосферной плиты; z - координата оси, направленной перпендикулярно к поверхности мантии. Силы сопротивления по оценке Д. Тёркота и Дж. Шуберта примерно сопоставимы с величиной гравитационного соскальзывания плиты со срединно-океанического хребта. Поэтому большинство учёных считают, что тянущие силы погружающейся плиты являются определяющими в системе динамических напряжений, которые испытывают литосферные плиты и которые определяют их скорость движения. Существует эмпирическая зависимость скорости движения литосферных плит от доли периметра плиты, которая приходится на зоны субдукции. Максимальные скорости перемещения присущи четырём плитам Тихого океана, которые имеют наибольший процент субдукцирующей границы, а также для Индийской плиты, восточная граница которой имеет субдукционный характер и тяготеет к Тихоокеанскому субдукционному кольцу. 11. Влияние астеносферных течений на формирование окраинных морей Характерным геоморфологическим элементом конвергентных границ является окраинное (краевое) море, которое возникает между островной дугой и континентом. Примером их служат Охотское, Японское, Филиппинское, Восточно- и Южно-Китайское, Карибское и другие моря. Строение коры окраинных морей океаническое или субокеаническое, часто бывает существенно увеличена мощность первого (осадочного), а иногда и третьего слоев. Общая мощность коры до 35 км. В структуре окраинных морей выделяют два основных элемента: прогиб, расположенный сразу же за вулканической островной дугой (междуговой прогиб, по Д. Каригу), и подводные гряды (третья дуга, по Д. Каригу). Междуговой прогиб, шириной около 200 км., ограничен по краям сбросами. Мощность осадочного чехла не превышает первых сотен метров. Третья дуга сложена вулканическими породами, среди которых встречается много кислых разностей (андезиты). В остальной части окраинных морей мощность чехла существенно возрастает иногда до 15-20 км. Различные окраинные моря развиваются либо в условиях растяжения (дуга отдаляется от континента), либо в условиях сжатия (дуга приближается к континенту). Геодинамические особенности формирования окраинных морей определяются главным образом способом их образования и размерами субдуцирующей литосферы. На происхождение окраинных морей имеются различные точки зрения. Их возникновение объясняется расклинивающим действием мантийных диапиров, астеносферными течениями, наведенной задуговой конвекцией, процессами формирования новых островных дуг одна из наиболее популярных моделей возникновения окраинных морей является модель Карига. Раскрытие окраинных морей объясняется расклинивающим действием мантийных диапиров, поднимающихся в тылу островных дуг благодаря разогреву и тепловому разуплотнению мантийного вещества при трении литосферных плит в зоне ВЗБ. По модели Паккэма и Фалви, краевые моря образуются за счет Отодвигания зоны субдукции от континентальной окраины под влиянием давления, выходящих из-под неё астеносферных течений, на верхнюю часть опускающейся ветви пододвигаемой плиты. Обычно это происходит в тех случаях, когда взаимная скорость сближения смежных плит сравнительно невелика (менее 3-5 см/год), а пододвигаемая плита является достаточно древней и поэтому характеризуется средней плотностью, заметно превышающей плотность подстилающего плиты мантийного вещества. В этом случае из-за гравитационной неустойчивости океаническая плита в зоне субдукции под собственной тяжестью не только соскальзывает в мантию, но и как бы «проваливается» в нее, постепенно отступая от фронтальной островной дуги. Этому процессу могут способствовать также астеносферные течения, если они направлены из-под тылового бассейна и поэтому способствуют отодвиганию опускающейся плиты в сторону от островной дуги. Такое отжимание субдуцируемой плиты от тела островной дуги, естественно снижает давление действующее на фронтальную зону островной дуги, тогда как в её тылу гидростатическое давление сохраняется прежним. В результате, возникает довольно значительный перепад давлений (ΔР) между тыловыми и фронтальными участками островной дуги: ΔP = h (pa - pw) g Где:
pw - плотность воды; g - ускорение силы тяжести; h - превышение уровня подъема астеносферы в задуговом бассейне над уровнем пластичного «излома» пододвигаемой плиты под островной дугой (h = 15-20 км.). В реальных условиях ΔP достигает значение порядка тонны на см2 - это то избыточное давление, которое и приводит к расколам литосферы в тылу островной дуги и к возникновению там явления задугового спрединга. Это заставляет тело островной дуги прижиматься к погружающейся в мантию океанической плиты и следом за ней перемещаться в сторону открытого океана. Интересно отметить, что если со временем скорость сближения плит (VL), будет меняться, то изменятся и режимы развития задуговых бассейнов: при VL < VО задуговой бассейн будет устойчиво расширяться, а при VL > УО наоборот - закрываться с образованием структур торошения и надвигов офиолитовых покровов на тыловые части островной дуги или на противоположный борт задугового бассейна. По-видимому, многие из офиолитовых покровов горных областей планеты образовались именно таким путем. Модель наведенной задуговой конвекции для объяснения возникновения окраинных морей предлагается Л.И. Лобковским И О.Г. Сорохтиным. По их мнению, под островной дугой в астеносфере может возникнуть вторичная наведенная конвекция, которая возбуждается движениями через этот слой океанической плиты, вовлекающий в нисходящий поток и примыкающие к ней объемы астеносферного вещества. Наведенные астеносферы течения будут отклоняться в сторону от направления движения самой плиты. Отток вещества из пограничных с опускающейся плитой участков астеносферы на её подошве будет компенсироваться возникновением вторичных течений вблизи её кровли. В результате, в угловой зоне между подошвой надвигаемой плиты и наклонной поверхностью опускающейся плиты возникнут вторичные, наведенные конвекционные движения по замкнутым траекториям. Тепловое и динамическое воздействия наведенной конвекции на вышерасположенную литосферную плиту приводят к её проплавлению и разогреву с раскрытием линии рифтовой долины, вдоль которой начнется процесс спрединга (Филиппинское море). На рис. выше: АА - зона сдвиговых пластических деформаций в области резкого излома пододвигаемой плиты; ВВ - наклонный раскол в переднем крае надвигаемой плиты, по которому выводятся жидкие магмы на поверхность: заштрихована зона пластических (сдвиговых) деформаций и расколов литосферы окраинного бассейна, возникающих в условиях интенсивного сжатия. Таким образом, астеносфера, с одной стороны, служит генератором тектонической активности литосферы, поскольку в ее пределах происходит движение магматических масс, с другой стороны - это область затухания движений литосферы, своеобразный амортизатор, «смягчающий» проявление в литосфере активности глубинных недр Земли. Учитывая высокую тектоническую активность астеносферы, инициирующую роль в возникновении тектонических движений, землетрясений, магматизма, ее, совместно с литосферой, объединили в тектоносферу. Поскольку астеносфера с субстратом заполняли практически всю верхнюю мантию, то в традиционных моделях строения Земли под тектоносферой понимали земную кору с верхней мантией до глубины 410 км. Ю.М. Пущаровский считает, что понятие «тектоносфера» должно быть расширено. Оно должно относиться не только к земной коре и верхней мантии, но включать в себя мантию полностью, поскольку тектонические, структурообразующие движения присущи всем подразделениям мантии. Таким образом, тектоносфера в современном понимании - это земная кора и вся мантия в целом. Список использованной литературы 1. Гаврилов В.П. Геотектоника: Учебник для вузов. - М.: ФГУП Изд-во «Нефть и газ» РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина, 2005. - 368 стр. 2. Гаврилов В.П. Геодинамика: Учебник для вузов. - М.: МАКС Пресс, 2007. - 346 с. геологический литосфера тектоника 3. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника: Учебное пособие для вузов. - М.: Недра, 1985, 326 с. 4. Конспект лекций по геодинамике. Гаврилов В.П. Download 1.58 Mb. Do'stlaringiz bilan baham: 
|