ВЗГЛЯДЫ ИЗ РЕАЛЬНОГО МИРА

670 >•
1000

Рис. 2.1. Разрез мантии Земли вдоль линии экнатора, по данным сейсмической
томографии (Дж. Вудхауз, Л. Дзевонскии, 1984). Аномалии скоростей сейсми-
ческих волн — в процентах от «нормальных» значении, нарастающих с глубиной.
На шкале верхние цифры для поперечных волн, нижние — для продольных

60°-

[-60°

Рис. 2.2. Рельеф поверхности ядра Земли по данным сейсмической томографии
(А. Морелли, А. Дзевонскии, 1987). Изолинии проведены через 2 км

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой
Земли. Она одевает нашу планету почти сплошным слоем, изме-
няя свою мощность от 0 на некоторых- участках срединно-океан-
еких хребтов и океанских разломов до 70 — 75 км под высокими
горными сооружениями Анд, Гималаев и Тибета. Состав и строе-
ние коры очень различны под континентами и под океанами, что
дало основание для выделения двух се главных типов, но имеют-
ся и промежуточные.

(^ Океанская коразанимает на Земле нес-колькобольшую пло-

ЩЗДЬ, чем континента льня я--- _." ,-

713ет~"3тгачтггель"н6""11ёньш'ёй" мо1ц^£ос^ъю,_обыч}ю_не превышающей
~5—Ъ км и в^зрастаюшс^й^1[И111Ь__к_гюдножию континрнтпн₁_В___№
'строений (рГисГ^5У~достаточно отчетливо выделяются _^г]эи_сдш1*
Первый, или осадочньи^_сж> могциостыонс более 1 км — в цент-
{5МьШЗ|Г.ч"а^тГ1жеанов, вплоть до полного отсутствия_местами в;
осевых зонах _<^д^йноЕШеанакюГТфёбтов", и до"Т0^15 км — на
периферии океанов, б;щз ^онт1г1Ге11Тальны1Г1юдножий В"состаТз
1-го слоя входят глинистые,_к])£мййс'тыд '^^
во ~

стые,_к)£мййс'тыд '^и^ЕЩ^бчТнатнъте^глубок^-

водные пелагичестше~осадк157причем карбонаты распространяют-
ся-лттшь~до"~некОТО]К5й глубины, "а ниже исчезают вследствие раст-
ворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного
материала, снесенного с cyi7iifpTro_ так называемые шмипелаги-.
чсс"кйс~сс'адк'нГ"Скордсть распространения продольных ссйслшзе-
екпх волн~(Ур') -в^ 1-м~слоё~изменяется от 2,0 до 5,0 км/с. Возраст
осадТГОв этого слоя_не превышает 180 млн летГ ------

BropniL-Слой океянской__кпг)2,г_в своей основной верхней части

(2А) сложен_базальтами q редкими и тонкими прослоями пелаги-

ческих "осадков; базальты эти нередко обладают характерной по-

душечной (в поперечном сечении) отдельностью (пиллоу-лавы),

но встречаются и покровы массивнь1Х_бддддьтов. В нижней части

^го_слоя (УН4-4ШЗГЗИТЫ параллельные _дайки долеритов Общая'

мощность 2-го слоя 1,5 — 2 км, а скорость продольных сейсмичес-

ких волн 4,5 — 5,5 км/с.

Строение 1-го и 2-го слоев океанской

1.^-боКПКППиит»г «„"„-•-----

-_г—...^ i-ю и ^-ю слоев океанской коры хорошо изучено
глубоководным бурением, наблюдениями со спускаемых подвод-
ных аппаратов и драгированием. Второй слой на значительную
мощность (1726 м) вскрыт скважиной 504 В в восточной части
Тихого океана, близ побережья Коста-Рики.

Третий слой^океанскйД^щглдЫ1ШЛ1)ИД1.дз__пплнпкристял.яицргкггу
магматических пород основного и подчиненно ультраосновноп>
состаЖГ В его верхней части обычно развиты породы типа габпрп,'
а нижнюю часть'"составляет «полосчатый комплекс», состоящий
n.i ч('ррловянйЗ~тяГ)бро 'йультра'ма^ТгТдр^У1ощность~'3-го слоя о км~
Cicnpncrri продояЕттБГх~волн' в этом слое достигает 6,0-^7^ км/с^
Глубоконодиым бурением габбро 3-го слоя-чжр«тБГ7Гишь в одной
точке в юго-западной части Индийского океана к югу от Мадагас-
кара, но состав слоя довольно хорошо известен по данным дра-
гирования и наблюдений с подводных аппаратов. Полные разре-
2* 19-

 

О ш t> Я

CD ~* -Ч >-• о Е о- Li - • ~ ц ••-i.^S

Slit

^т~^ '•-*""" ^

• - . •/.___ ^

нентальных окраин и отдельных участков внутри океанских бас-

it я ибо лее глубоких впадин, но и в предедаХ-Шелыровых зон коши=_

собственно континента, т, р сушиГзя возможным исключением

товТТГутдностБ'этого парягенезя пород долго интерпретировалась ТГтибочно, в частности, габбро и гипербазиты считались интрузив- ными и более молодыми, чем базальты и радиоляриты. Только в 60-г годы, когда были получены первые достоверные сведения о составе океанской коры, стало очевидным, что офиолиты — это океанская кора геологического прошлого (так называлась первая н нашей литературе и одна из первых в мировой литературе статья на эту тему А. В. Пейве, опубликованная в 1969 г.). Это открытие имело кардинальное значение для правильного понимания усло- вий зарождения подвижных поясов Земли. Континентальная коря рягпрпстрянена не только в пвелела.Ч

тинизиротгатшых ульТрамафитов, габоро, оазальтов и_р_адиоляри-

II П и сг я Е X 0- 1 1 !а ie X ir >'S :Г II & j с г П "С г

ооозначения характерной «триады» nTrpT337-e<>«4He"*CTTJe4aK)UiHXCH

логу Г. Штейнманну и' был предложен им етгге-в-тгячн7ге~7ГХ~в. для

просто офиотгата^пг) .'Термин этот пртнядтгежтгт немецкому геи-

СТавленную та!?"1газБ1взетгашг~афШШ*говьшы комплексами (или

складчатых поясов континентов мы находим и гораздо более древ-

окраинных морей) не превышает 16U млн лет: Однако в пределах

море, ГОжно-Охотская (Курильская! котловина ихотского моря, Филиппинское, Карибское и многие другие моря. Кроме того, имеются серьезные основания подозревать, что в глубоких впади- нах континентов и мелководных внутренних и окраинных морей типа Баренцева, где мощность осадочного чехла составляет 10—12 км и более, он подстилается корой океанского типа; об этом свидетельствуют скорости продольных сейсмических волн порядка 6,5 км/с. Выше говорилось, что__возраст коры современных океанов (и

ТЛубохозодных котловинах Окраинных морей, Таких как Японское

етс^вТвоём~тгатттроТтранении ложем океанов, а развита также в

зы океанской коры и верхов мантии наблюдались в Атлантике французской и советской экспедициями в стенках разломов. Считается, что породы 2-го и 3-го слоев образовались пример- но одновременно с породами 1-го слоя. Это подтверждено скв, 332В глубоководного бурения в Центральной Атлантике, где среди базальтов 2-го слоя были обнаружены прослои фораминиферовых илов, принадлежащие той же фаунистической зоне, что и низы осадочного 1-го слоя, перекрывающие эти базальты. Кроме того, имеются радиометрические датировки пород 2-го и 3-го слоев, также свидетельствующие в пользу близости возраста основания осадочного слоя и двух других слоев океанской коры. Однако в некоторых и, возможно, не столь уж редких случаях базальты 2-го слоя залегают с перерывом на породах 3-го слоя; это особен- но характерно для древних аналогов океанской коры (см. ниже). Океанская кора, вернее кора' океанского типа, не_оградинща-

«•шпон микроконтинентов. Тем не менее общая площадь разви-

тия континентальной коры меньше, чем океанской, и составляет

jjj_% земной поверхности. Средняя мощность континентальной ко-

1)ы35^40_км: она уменьшается к окраинам континентов и в пре-

"ТГелах микроконтинентов и возрастает под горными сооружениями

до 70—75 jkm._

В общем, континентальная кора, так же как и океанская, имс-
ет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних,
существенно отличается от наблюдаемый в океанской коре. Слои
эти следующие.

1. Осадочный слоит, обычно именумый осадочным чехлом. Его
мощность изменяется от нуля__1{а_1ЩГ[ах и менее__к£^'пных_подня-
'З иях пфунтгамен га ТШТирорТСРи осевых зон складчатых сооружений
до 10идаже 20 км во впад^-шах^латформ^, передопых н межгор-
ных прогибах гор"ных" поясов. 'ТТравдгГ в этих впадинах кора, под-
стилающая осадки и обычно называемая консолидированной, мо-
жет уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к кон-
тинентальной. __В__ср_ста_в осадочного слоя входят различные_^ооа-
_дочные породы преимущественно ко|1Т1П1СПтг1ЛЪНог5]^_ил;н мелко-
^д_ного_морск(>го, ро~ж^1)аТиа'л1>мого '(опять-таки в предал а х"~глу-
боких виалинУ-Цр-ОЦ-СХождсння. а тлк^<(^1ППГеко jic_noB£eMecTHO,
покровы _ и снллы основных магмат11чсск11х_пород. образующие
трапповые поля. Скорость продольных волн в~осадочнОЖ"""слое
Составляет 2,0 — 5,0 км/с с максимумом для карбонатных пород.
Возрастной диапазон пород осадочного чехла — до 1,7 млрд лет,
т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.

•2. Верхний слой консолидированной коры выступает на днев-

и

зонах

^

складчатых сооружсний;он вскрыт налуОину 12 км в
Скважине и на^значите7Гь1То~кгетгш1гуто глубтгнуПз^кважтТнах в~В"ол-
га-Уральской области на Русской плите, на плите Мидконтинента
США и на Балтийском щите в Швеции. Золотодобывающая шах-
та в Южной Индии поошла по данному слою до 3,2 км, в Южной
Африке — до 3,8 км. П£этозц^^£1ав^этого слоя, по крайней мере

его верхней части, в общем хорсшю известен^^главную роль в его
сложении играют разл_ичные_ кристаллические сланцы,__лнай£ьг,

_амфиболиты и граниты, в св^шГс чем он^нередко именуется грани-
т;огнеисовым7_ С кор ость" продольных волн в нем составляет
Тз/Р- 6,5 ~ км/с. В фундаменте_зш™;т"у ji£f^|T(ir^^

"ско^тпотБозоискчй или даже мезозойский возраст, а частично и во
внутренних зонах молодых складчатых сооружений этот же слой
сложен менее сильнометаморфизованньгаи (зеленосланцсвая фа-
ция вместо амфиболитовой) породами и содержит меньше грани-
тов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим
слоем, я типичные скорости продольных both в нем порядка
5,5 — 6,0 км/с. Мощность данюго слоя коры достигает 15 — 20 км
на платформах и 25—30 кмвгорныхсооружениях: поэтому по-
пытки достигнуть бурением его подошвы, предпринятые в К,оль-

ской и Саатлинской сверхглубоких скважинах, оказались безус-
пешными.

3. Нижний слой ^онсолидироааннйй коры^ Первоначально
предполагалось, что между двумя слоями консолидированной ко-
ры существует четкая сейсмическая граница, получившая по име-
ни ее первооткрывателя — немецкого геофизика — название гра-
ницы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин пос-
тавило под сомнение существование такой четкой границы; иног-
да вместо нее сейсмика обнаруживает в «оре не одну, а две (Ki и
Кз) границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя
(Н. И. Павленкова) (рис. 2.4). Состав пород, слагающих нижнюю
кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинами
она не достигнута, а на поверхности обнажается фрагментарно
(см. выше) '. Исходя из общих соображений, В. В. Белоусов при-
шел к заключению, что ^R ^и_жнпД кор^р должны пррпблягсят.ь. с пп-

20 40 ' 60^- 80
МОШ,НЭСТЬКОРЫ,КМ

>8,1
50 j- км/с
ш

6/г6,7

<8 к м/с

Б

Рис. 2 4. Строение и мощность континентальной коры.

А — главные типы разреза по сейсмическим данным: /—// — древние платфор-
мы (/ _ щиты // — синеклизы), /// — шельфы, IV — молодые орогены.
К, К₂ — поверхности Конрада, М — поверхность Мохоровичича, скорости ука-
заны для продольных вол*г'(Н. И. Павленкова, 1978); Б- гистограмма распре-
деления мощностей кодай'нентальной коры (Дж. Коглеи, 1984); ti — профиль
обобщенной прочности (Л. И. Лобковский, 1990)

¹ Некоторые исследователи оспаривают отнесение указанных фрагментов к
нижней коре, полагая, что здесь обнажены лишь низы верхней коры В этом
случае пришлось бы признать, что нижняя континентальная кора вообще ниг-
де" не выведена на дневную поверхность.

iiofi стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени ме-
таморфнзма и, с другой стороны, породы более основно'гсГсостава,
чем вТ1ёрхней коре. Поэтому он назвал этот слой коръГгранулит-
бознгоеыл^Предположение Белоусова в общем подтверждается,
хотя обнажения показывают, что в сложении нижней коры участ-
вуют не только основные, но и кислые гранулиты. В настоящее
время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю ко-
ру по другому признаку — по их отличным реологическим свойст-
вам: верхняя кора жесткая и хрупкая, нижняя — пластичная. На
многих сейсмических профилях через фундамент платформ ниж-
няя кора характеризуется наличием многочисленных параллель-
ных отражающих площадок, которые рядом исследователей ин-
терпретируются как пластовые внедрения основных магматических
пород. Если это так, то лишний раз подтверждается наименова-
ние данного слоя коры как гранулит-базнтоного. Скорость про-
дольных волн в нижней коре 6,4—7,7 км/с; принадлежность к ко-
ре или мантии низов этого слоя со скоростями более 7,0 км/с не-
редко спорна. Есть предположение, что и некоторых районах, в
частности под трапповыми нолями, кора подстилается продуктами
кристаллизации осношюй магмы, не вышедшей па поверхность.

Между двумя крайними типами земной коры океанским_и
континентальным — существуют переходные типьк Олдш jis них •—
субоксанскан h.ui)u~=~p'd'Abwv "вдоль контйн'ент'альных _скло1шв
и 110ДНожии_и, возможно, подстилает дно котловин некоторыхне*
"очё1гь^г/губо^{ких и} широких окраинных и внутренних морей. Су_б-
океанская кора представляет собой утоненную до 15—20 км ^про-
низанную дайками и сйллами основных магматических пород кон-
тинентальную кору. Она вскрыта скважиной глубоководного бу-
рения у входа в Мексиканский залив и обнажена па побережье
Красного моря. Другой .тип. лереходной. коры.— субконтингнталь-
ный .(термины принадлежат русскому геофизику И. П. Космин-
ской) —образуется в том случае, когда океанская кора в энсима-
тических_вулканических дугах превращается в континентальную,
но еще не ^достигает полной «зрелости», обладая пониженной, ме»
'нее 25 км, мощностью и _более._низкой степенью консолидирован-
ности, что отражается в пониженных скоростях сейсмических
волн — не более 5,0—5,5 км/с в низах коры.

Некоторые исследователи выделяют в качестве особых типов
еще две разновидности океанской коры, о которых уже шла речь
выше; это, во-первых, утолщенная до 25—30 км океанская кора
внутренних поднятий океана (Исландия и др.) и, во-вторых, ко-
ра океанского типа, «надстроенная» мощным, до 15—20 км, оса-
дочным чехлом (Прикаспийская впадина и др.).

Поверхность Мохоровичича и состав верхней мантии.Граница
между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко вы-
раженная скачком скоростей продольных волн от 7,5—7,7 до
7,9—8,2 км/с, известна как поверхность Мохоровичича (или прос-
то Мохо и даже М), по имени установившего ее хорватского гео-
физика. В океанах эта граница отвечает переходу от полосчатого

комплекса 3-го слоя с преобладанием габброидов к сплошным
серпентинизированным перидотитам (гарцбургитам, лерцолитам),.
реже дунитам, местами выступающим на поверхность дна, а в ска-
лах Сан-Паулу в Атлантике против берегов Бразилии и на о. За-
баргад в Красном море, возвышающимся над поверхностью океа-
на. Обычно граница Мохо в океанах несет следы сильной тскто-
низации и можно предполагать, что вдоль нее происходят значи-
тельные подвижки и даже срывы коры относительно мантии.

Верхи океанской мантии можно наблюдать местами на суше в^
составе низов офиолитовых комплексов. Их мощность в Омане
достигает 8 км, а в Папуа-Новой Гвинее, возможно, даже 12 км..
Сложены они перидотитами, в основном гарцбургитами. По мне-
нию некоторых исследователей, в океанах и вулканических дугах
сейсмическая граница Мохо не совпадает с петрологической it
проходит выше последней, так как полосчатый кумулятивный
комплекс низов коры, состоящий в значительной степени из ульт-
рамафитов, по сейсмическим скоростям относится уже к мантии.

На континентах поверхность Мохо недоступна непосредствен-
нрму изучению и существуют основания полагать, что здесь пе-
реход от коры к мантии носит более сложный характер, тем более
что на ряде профилей ГСЗ, в частности на Украинском щите, об-
наруживается не одна, а несколько границ М (М_ь М₂, М₃, по
В. Б. Соллогубу и А. В. Чекупову), которые интерпретируются'
как результат перескока поверхности М с одного уровня на дру-
гой вследствие фазовых превращений. Тем не менее изучение
включений в лавах и кимберлитах из трубок показывает, что и-
под континентами верхняя1__ма_нтия bjdchobhom сложена перидоти-
j.a_MH, причем_ка_к здесь,^так_ и^ под океанами в -^-—-

_ ___ _

шпин.ед£ные перидотиты^ а ниже — гранатовые... Но в континен-
тальной мантии, по тем же данным, кроме перидотитов в подчи-
ненном количестве присутствуют эклогиты, т. е. глубокометамор-
физовачные основные породы. По поедположениям некоторых ис-
следователей (В. С. и Н. В. Соболевы), эклогиты могут представ-
лять собой метаморфизованные реликты океанской коры, зата-
щенные в мантию в процессе поддвига этой коры (субдукции —
см. гл. 6).

Верхняя часть мантии вторично обеднена рядом компонентов:
кремнеземоу, щелочами, ураном, торием, редкими землями и дру-
гими некогерентными элементами благодаря выплавлению из нее-
базальтовых пород земной коры. Эта «истощенная» («деплетиро-
ванная») мантия простирается под континентами на большую-
глубину (охватывая всю или почти всю ее литосферную часть),
чем под океанами, сменяясь глубже «неистощенной» мантией.
Средний первичный состав мантии должен быть близок к шпине-
левому лерцолиту или гипотетической смеси перидотита и базаль-
та в пропорции "3:1, названной австралийским ученым А. Е. Ринг-
вудом пиролитом.

На глубине около 400 км начинается быстрое возрастание
скорости сейсмических волн; отсюда до 670 км простирается слой

25-

Голицына, названный так в честь русского сейсмолога Б. Б. Голи-
цына. Его выделяют еще в качестве средней мантии, или мезо-
сферы — переходной зоны между верхней и нижней мантией. Воз-
растание скоростей упругих колебаний в слое Голицына объясня-
ется увеличением плотности вещества мантии примерно на 10% в
связи с переходом одних минеральных видов в другие, с более
плотной упаковкой атомов: оливина в шпинель, пироксена в
гранат. _,

Ниж-няя мантия начинается с глубины порядка 670 км. Экспе-
рименты по поведению вещества, отвечающего мантийному при
давлениях, соответствующих нижнемантийным, показывают, что
нижняя мантия должна быть сложена в основном перовскитом
(MgSiO₃) и магнезиовюститом (Fe, Mg)O — продуктами дальней-
шего изменения минералов, слагающих среднюю мантию. Но те
же эксперименты обнаружили, что этих фазовых превращений не-
достаточно, чтобы обеспечить реально наблюдаемую плотность
вещества нижней мантии, и заставили предполагать некоторое
изменение ее химического состава, а именно увеличение отноше-
ния Fe/Mg.

Ядро Земли в своей внешней части, по данным сейсмологии,
является жидкцм, а внутреннее— снова твердым. Конвекция во
внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Состав
ядра подавляющим большинством геофизиков принимается же-
лезным. Но опять же по экспериментальным данным приходится
допустить некоторую примесь никеля, а также серы, либо кисло-
рода, либо кремния, чтобы объяснить пониженную плотность ядра
по сравнению с определенной для чистого железа.

По данным сейсмотомографии, поверхность ядра является не-,
ровной и образует выступы и впадины с амплитудой до 5—6 км.
На границе мантии и ядра выделяют переходный слой с индексом
D" (этот и другие индексы взяты из схемы К. Буллена, обозначив-
шего кору индексом А, верхнюю мантию — В, среднюю — С, ниж-
нюю — D, верхнюю часть нижней мантии D'). Мощность слоя D"
Местами достигает 300 км (Т. Джордан и др.). Эти новые данные,
как мы увидим ниже, имеют существенное значение для геодина-

_^ мики, указывая на активное взаимодействие между мантией и

/ ядром.
J I Литосфера и астеносфера.В отличие от коры и мантии, выде-

•—^ ляемым по геологическим данным (по вещественному составу) и
данным сейсмологии (по скачку скоростей сейсмических волн на
границе Мохоровнчича), литосфера и астеносфера — понятия чис-
то физические, вернее реологические. Исходным основанием для
выделения астеносферы — ослабленной, пластичной оболочки,
подстилающей более жесткую и хрупкую литосферу, — была необ-
ходимость объяснения факта изостатической уравновешенности
коры, обнаруженного при измерениях силы тяжести у подножия,
горных сооружений. Первоначально-ожидалось, что такие соору-
жения, особенно столь грандиозные, как Гималаи, должны созда-
вать избыточное притлжение. Однако когда в середине XIX в. бы-

"26

ли- произведены соответствующие измерения, оказалось, что тако-
го притяжения не наблюдается. Следовательно, даже крупные
неровности рельефа земной поверхности чем-то компенсированы,
уравновешены на глубине для того, Чтобы на уровне земной по-
верхности не проявлялось значительных отклонений от средних
значений силы тяжести. Таким образом, исследователи пришли к
выводу что имеется общее стремление земной коры к уравнове-
шенности за счет мантиИ; явление это получило название изо-
стазии.

Существуют два способа осуществления изостазии. Первый
заключается в том, что горы обладают корнями, погруженными в
мантию, т. е. изостазия обеспечивается вариациями мощности
земной коры и нижняя поверхность последней обладает рельефом,
обратным рельефу земной поверхности; это гипотеза английского
астронома Дж. Эри (рис. 2.5). В региональном масштабе она

 

Г -""-

Рис. 2.5. Схемы изостатического равновесия земной коры:
а — по Дж. Эри, б — по Дж. Пратту

обычно оправдывается, так как горные сооружения действительно
обладают более толстой корой и максимальная- толщина коры
наблюдается у наиболее высоких из них (Гималаи, Анды, Гинду-
куш, Тянь-Шань и др.). Но возможен и другой механизм реализа-
ции изостазии: участки повышенного рельефа должны быть сло-
жены менее плотными породами, а участки пониженного — более
плотными; это гипотеза другого английского ученого — Дж. Прат-
та. В этом случае подошва земной коры может быть даже гори-
зонтальной. Уравновешенность континентов и океанов достигает-
ся комбинацией обоих механизмов — кора под океанами и много
тоньше, и заметно плотнее, чем под континентами.

Вообще, как показали гравиметрические исследования, боль-
шая часть поверхности Земли находится в состоянии, близком к

простатическому равновесию; в частности, для обширной террито-
рии СССР это было показано М. Е. Артемьевым. Действие изо-
стазии наглядно проявляется в том, что под тяжестью ледниковых
покровов, достигающих 4-километровой мощности, поверхность
коры в пределах Антарктиды и Гренландии испытала значитель-
ное прогибание, опустившись на больших участках ниже уровня-
океана. Напротив, Скандинавия и Канада, освободившись срав-
нительно недавно от ледникового панциря, испытывают поднятие,
на порядок превышающее по скорости то поднятие, которое они
испытывали до наступления ледникового периода.

Наибольшие отклонения от изостазии — изостатическпе анома-
лии— обнаруживают островные дуги и сопряженные с ними глу-
боководные желоба. Такие отклонения и тем более движения, на-
правленные на нарушение, а не на восстановление нзостатическо-
го равновесия, — антиизостатические движения - требуют специ-
ального объяснения — привлечения действия дополнительных сил
(см. ниже).

Для того чтобы стремление к изостатпческому равновесию бы-
ло эффективным, т. с. под дополнительной нагрузкой происходило
бы погружение коры, а при снятии нагрузки --• ее- подъем, надо,
чтобы под корой существовал достаточно пластичный слой, спо-
собный к перетеканию из областей повышенного геостатического
давления в области пониженного 'давления. Именно для этого
слоя, первоначально выделенного гипотетически, американский
геолог Дж. Баррелл и предложил в 1916 г. название астеносфера,
что означает «слабая оболочка». Это предположение было подт-
верждено лишь много позднее, в 60-е годы, когда сейсмологами
(Б. Гутенберг) было обнаружено существование на некоторой
глубине под корой зоны понижения или отсутствия повышения,
естественного при увеличении давления, скорости сейсмических
волн. В дальнейшем появился другой метод установления астено-
сферы — метод магнитотеллурического зондирования (А. Н. Тихо-
нов), при котором астеносфера проявляет себя как зона пониже-
ния электрического сопротивления. Кроме того, сейсмологи выяви-
ли еще один признак астеносферы — повышенные затухания
сейсмических волн.

Все эти особенности астеносферы характеризуют ее как обо-
лочку пониженной по сравнению с литосферой вязкости. Такое
свойство астеносферы объясняют частично расплавленным сос-
тоянием слагающего ее вещества. Содержание расплава должно
быть невелико и составляет всего лишь несколько процентов;
пленка расплава вокруг твердых зерен снижает вязкость и уве-
личивает пластичность. Обычно этому способствует повышение
температуры, эффект которого на данной глубине может превзой-
ти эффект повышения давления с глубиной, которое препятствует
. плавлению. Аналогичную роль может играть и снижение давления
(декомпрессия), особенно резкое, например, вдоль разломов, свя-
занных с растяжением, или при утонении литосферы.

Дальнейшее повышение температуры или понижение давления
приводит к увеличению содержания расплава в астеносфере и к
образованию магматических камер, питающих эффузивный или
интрузивный магматизм. Образующаяся в астеносфере магма
имеет базальтовый состав, т. е. содержит больше кремнезема,
чем исходное ультраосновное вещество. И только при еще более
высокой температуре происходит переход в расплав большего
процента мантийного вещества и образование магмы ультраоснов-
ного же состава. Но такие условия были широко распространены
лишь на ранних стадиях развития Земли, до 2,5 млрд лет, — в ар-
хее, когда тепловой поток был значительно более высоким, чем
современный.

Итак, астеносфера является главным источником магматиче-
ской деятельности на Земле. В XIX в. эта роль приписывалась
гипотетическому расплавленному слою, подстилающему твердую
кору. Но затем сейсмологи установили, что Земля является твер-
дой вплоть до внешнего ядра. Тем самым возникла проблема с
источником магмы. Открытие астеносферы решило эту проблему.
Но магматические очаги возникают и в коре, и в литосферной ман-
тии, они часто являются вторичными по отношению к астеносфер-
ным и играют подчиненную роль. Мантийные магмы, как отмеча-
лось, имеют базальтовый состав; если они возникают за счет ис-
тощенной, деплетированной мантии, их отличает крайне низкое
содержание щелочей и вообще некогерентных элементов, их про-
дуктом являются толеитовые базальты. В случае, если магмати-
ческие очаги образуются в недеплетированной мантии, они дают
щелочные базальты, обогащенные некогерентными элементами.
Коровые магмы имеют более разнообразный и в общем более
кислый состав, вплоть до риолитов и гранитов. Широко распрост-
ранены породы, образовавшиеся благодаря взаимодействию ман-
тийных магм с моровым веществом; к ним относятся диориты,
монцониты и др. Существенное влияние на состав магм и пород
имеют поднимающиеся из мантийных глубин или из зон поддвига
океанской коры флюиды, вызывающие метасоматические измене-
ния мантии и (или) коры и привносящие в них легкоподвижные
компоненты.

Астеносфере принадлежит также ведущая роль в движениях
литосферы. Течение астеносферного вещества увлекает за собой
литосферные пластины-плиты (см. следующую главу) и вызыва-
ет их горизонтальные перемещения. Подъем поверхности астено-
сферы приводит к подъему литосферы, а в предельном случае —
к разрыву ее сплошности, образованию раздвига и опусканию. К
последнему ведет также отток астеносферы.

Таким образом, из двух оболочек, составляющих тектоносферу,
астеносфера является активным, а литосфера — относительно пас-
сивным элементом. Их взаимодействием определяется тектониче-
ская и магматическая «жизнь» земной коры. Однако, как мы уви-
дим дальше, само существование астеносферы и течение се веще-
ства зависят от процессов, протекающих еще значительно глубже

и земных недрах, вплоть до границы ядра, а возможно, и в самом
ядре.

Первоначально считалось, что в океанах граница литосферы и
астеносферы проходит на глубине 50—60 км, а на континентах —
100—120 км. Однако развитие глубинного сейсмического зондиро-
вания показало, что амплитуда колебаний глубины кровли асте-
носферы значительно больше. В осевых зонах срединно-океанских
хребтов, особенно на Восточно-Тихоокеанском поднятии, кровля
астеносферы находится на глубине всего 3—4 км, т. е. литосфера
ограничивается лишь верхней частью коры. По мере движения к
периферии океанов толщина литосферы увеличивается за счет ни-
зов коры, а в основном верхов мантии и может достигать 80 —
100 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами
древних платформ, таких как Восточно-Европейская или Сибир-
ская, мощность литосферы измеряется уже 150 200 км и более
(в Южной Африке 350 км); по некоторым представлениям
(Т. Джордан), она может достигать 400 км, т. е. здесь вся верхняя
мантия выше слоя Голицына должна п.ходпть в состав литосферы.

Трудность обнаружении астепосферы на глубинах более 150—
200 км породила у некоторых исследователей сомнения в ее су-
ществовании под такими областями и привела их к альтернативно-
му представлению, что астеносферы как сплошной оболочки, т, е.
именно геосферы, не существует, а имеется серия разобщенных
«астенолинз». С этим выводом, который мог бы иметь важное зна-
чение для геодинамики, нельзя согласиться, так как именно ука-
занные области демонстрируют высокую степень изостатической
уравновешенности, ведь к ним относятся приведенные выше при-
меры областей современного и древнего оледенения — Гренландия
и др.

Причина того, что астеносферу не везде легко обнаружить,
состоит, очевидно, в изменении ее вязкости по латерали или, ина-
че говоря, в уменьшении контраста между литосферой и астено-
сферой как в отношении скорости распространения сейсмических
волн, так и в отношении электропроводности. Зависит это в конеч-
ном счете от уменьшения содержания в астеносфере расплава; в
пределе отличие астеносферы от литосферы может состоять лишь
в аморфизации вещества. И все это определяется величиной иду-
щего из недр теплового потока: чем выше этот поток и соответст-
венно геотермический градиент, тем на меньшей глубине проис-
ходит переход от литосферы к астеносфере и тем мощнее оказыва-
ется последняя.

ГЛАВА 3 КОНЦЕПЦИЯ ТЕКТОНИКИ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ

С самого начала становления научной геологии, с середины
XVIII в., ее главной задачей было объяснение причин движений
земной коры, изменений ее структуры и явлений магматизма. С

этой целью последовательно выдвигались различные гипотезы, о
чем уже шла речь в главе 1: это гипотезы поднятия, контракции,
пульсационная, ротационная, расширения Земли, глубинной диф-
ференциации и, наконец, дрейфа материков. Каждая из этих ги-
потез опиралась на какую-то реально наблюдаемую сторону тек-
тонических процессов и в конечном счете терпела неудачу, так как
не учитывала их действительного многообразия и (или) не могла
предложить удовлетворительного их механизма. Так, гипотеза
поднятия поставила в центр внимания поднятие горных сооруже-
ний и сопряженные с ним опускания, но не смогла удовлетвори-
тельно объяснить происхождение складчатости, из-за чего и была
оставлена. Гипотеза контракции, напротив, главное внимание сос-
редоточила на объяснении складкообразования и добилась в этом
направлении некоторого успеха, но оставила без объяснения под-
нятия, не связанные со складчатостью, и магматизм. Пульсацион-
ная гипотеза пыталась дополнить контракционную представлени-
ем о чередовании в истории Земли эпох сжатия и расширения, что
давало возможность объяснить образование грабенов, заложение
геосинклиналей и излияния базальтов, но не раскрывала меха-
низм пульсаций и не учитывала факт одновременного формирова-
ния структур растяжения и сжатия. Гипотеза расширяющейся
Земли впервые дала удовлетворительное объяснение образованию
. молодых океанов, но игнорировала существование древних и не
могла должным образом объяснить происхождение складчатых и
тем более складчато-покровных поясов. Несостоятельными оказа-
лись и представления о значительном расширении Земли в ходе
геологической истории. Ротационная гипотеза оказалась пригод-
ной лишь для объяснения происхождения планетарной системы
разломов и трещин.

Ближе всего к истине, как потом оказалось, подошла гипотеза
дрейфа материков А. Вегенера, но она не смогла предложить убе-
дительный механизм этого дрейфа. Между тем такой механизм
уже выдвигался в начале века австрийским геологом О. Ампфере-
ром, немецким геофизиком Р. Швиннером и рядом других ученых,
которые назвали его подкоровыми течениями. Позднее голланд-
ский геофизик Ф. Венинт-Мейнес связал эти течения с конвекци-
ей в мантии, а британец А. Холмс и американец Д. Григгс в конце
20-х — начале 30-х годов объяснили дрейф материков действием
конвекции и тем самым фактически предвосхитили современный
вариант мобилизма — тектонику плит. Однако в те годы еще не
было убедительных доказательств правоты этих взглядов, в гла-
зах большинства геологов и геофизиков они казались слишком па-
радоксальными, и в 30—50-е годы господствующее положение за-
пяла гипотеза глубинной дифференциации, которая связала обра-
зование поднятий и сопряженных с ними опусканий земной коры
с глубинной, на уровне мантии, дифференциацией мантийного ве-
щества и подъемом (адвекцией) к поверхности легких продуктов
этой дифференциации — астенолитов. Складчатость и надвиги рас-
сматривались этой гипотезой как побочный результат образова-

лшя поднятии, а крупные горизонтальные перемещения коровых
масс отрицались—основная роль отводилась вертикальным дви-
жениям.

В конце 50-х — начале 60-х годов началось интенсивное геоло-
го-геофизическое исследование океанов и был сделан ряд прин-
ципиально важных геофизических открытий. Было установлено
существование астеносферы и тем самым слоя, по поверхности ко-
торого возможно относительное перемещение литосферы. Было
подтверждено предполагавшееся Вегенером и русско-литовским
ученым И. Д. Лукашевичем коренное отличие мощности и состава
океанской коры от континентальной. Было обнаружено существо-
вание грандиозной системы срединно-океанских хребтов и риф-
тов. В океане были открыты линейные знакопеременные магнит-
ные аномалии, параллельные и симметричные относительно осей

•срединных хребтов. Было открыто также явление периодических
инверсий магнитного поля Земли. Горные породы оказались обла-
дающими остаточной намагниченностью, позволяющей восстано-
вить их положение в древнем магнитном поле. На этой основе
возникло новое научное направление - палеомагнетизм, первые
же результаты которого показали, что материки испытали значи-
тельные перемещения, прежде¹ чем запить снос современное поло-
жение.

Все эти и некоторые другие новые открытия не укладывались
ни в одну тектоническую гипотезу фнксистского направления и
заставили вспомнить о гипотезе Вегенера, которая к тому времени
насчитывала лишь очень немногочисленных сторонников. В
1961 —1968 гг. усилиями американских, английских, канадских и

•французских геофизиков и геологов были разработаны основы но-
вой мобилистской теории, первоначально больше известной как
новая глобальная тектоника, а затем тектоника плит (точнее, тек-
тоника литосферных плит). Зародышем ее явилась идея об обра-
зовании океанов в результате раздвижения континентов и разрас-
тания пространства молодой океанской коры начиная от осей сре-
динно-океанских хребтов. Этот процесс был впервые описан аме-
риканскими геологом Г. Хессом и геофизиком Р. Дитцем и полу-
чил от последнего название спрединга океанского дна (спрединг
буквально означает распространение, разрастание). На основе
идеи спрединга и установленных недавно перед этим инверсий
магнитного поля английские геофизики Ф. Вайн и Д. Мэтьюз од-
новременно с канадцем Л. Морли предложили изящное объясне-
ние полосовых магнитных аномалий океана.

Развивая эту идею, американские геофизики Дж. Хейртцлер и
другие разработали первую возрастную шкалу магнитных анома-
лий океана, охватывающую кайнозой и вторую половину позднего
мела. Американский геолог Г. Менард открыл в Тихом океане ги-
гантские разломы, пересекающие срединно-океанские хребты, а
канадский геофизик Дж. Т. Вилсон установил, что они образуют
особый класс разломов, и назвал их трансфертными. Американ-
ские сейсмологи Б. Айзеке, Дж. Оливер и Л. Сайке, изучив распре-

деление землетрясений по земному шару и механизмы смещений
и их очагах, смогли нарисовать общую картину смещений лито-
сфсрных плит, которые были выделены американским геофизиком
Дж. Морганом, английскими исследователями Д. Маккензи и
Ф. Паркером и французским — К. Ле Пишоном. Так общими уси-
лиями ученых четырех стран, первыми получивших новый факти-
ческий материал по геологии океанов и геофизике, была сформу-
лирована эта новая концепция, опубликованная в основных чер-
тах в американском «Journal of Geophysical Research» в 1968 г.
(в русском переводе — в сб. «Новая глобальная тектоника». М.,
«Мир», 1974).

Новой концепции повезло — она вскоре начала получать фак-
тическое подтверждение. В том же 1968 г. началось глубоководное
бурение с американского судна «Гломар Челленджер», и уже пер-
вый профиль буровых скважин в Южной Атлантике обнаружил
совпадение возраста океанской коры, вскрытой скважинами, с
возрастом, предсказанным по магнитным аномалиям, а также за-
кономерное увеличение этого возраста по мере удаления от оси
срединного хребта* В дальнейшем, к началу 1993 г., с судов «Гло-
мар Челленджер», а затем «Джойдес Резолюшн» было пробурено
более 800 скважин во всех океанах мира, от Шпицбергена и Бе-
рингова моря на севере до морей Уэдделла и Росса на подступах
к Антарктиде, и все они подтвердили датировки возраста океанс-
кой коры, данные на основе гипотезы Вайна—Мэтьюза и шкалы
инверсий магнитного поля, распространенной на весь мел, позд-
нюю и отчасти среднюю юру. Эта шкала нашла свое подтвержде-
ние и при изучении разрезов отложений на суше, в Северной Ита-
лии. Глубоководное бурение принесло и другие подтверждения
концепции спрединга океанов — увеличение мощности осадочного
слоя от нуля на оси срединных хребтов до многих километров на
континентальных подножиях, увеличение стратиграфической ам-
плитуды этого слоя в том же направлении за счет появления в его
основании все более древних осадков, возрастание глубоководное -
ти осадков вверх по разрезу, свидетельствующее об углублении
моря по мере удаления от срединных хребтов, присутствие в ос-
новании осадочного слоя металлоносных осадков на значительном
удалении от осей хребтов, где они должны были образоваться, и
ряд геофизических признаков.

Другое подтверждение реальности спрединга принесли наблю-
дения с подводных спускаемых аппаратов. Они обнаружили нео-
провержимые следы растяжения в осевых рифтовых зонах сре-
динных хребтов и показали справедливость взглядов Дж. Т. Вил-
сона относительно трансформных разломов, пересекающих эти
зоны. В дальнейшем (франко-японский проект Кайко) изучению
стали подвергаться и зоны сближения плит, и здесь также полу-
чены данные, доказывающие правильность представления о под-
днигс одних плит под другие.

Третью категорию доказательств справедливости тектоники
плит доставили данные космической геодезии, которые подтвсрди-

ли, что плиты испытывают относительно друг друга горизонталь-
ные перемещения, и показали общее совпадение знака и скорости
этих перемещений с предсказанными по полосовым магнитным
аномалиям.

И наконец, с появлением сейсмической томографии нашла
подтверждение реальность конвективных течений в мантии, рас-
сматриваемых тектоникой плит в качестве основной движущей
силы.

Все это дает полное основание расценивать тектонику плит как
первую научную теорию, имеющую достаточную предсказатсль-
ную силу. Статус тектоники плит как теории подкрепляется и тем
немаловажным обстоятельством, что она имеет определенную ма-
тематическую количественную формулировку, благодаря которой
современная или так называемая мгновенная кинематика плит,
включающая направления и скорости их взаимных перемещений,
может быть экстраполирована и в прошлое и в будущее. Это рез-
ко отличает тектонику плит от прежних умозрительных и качест-
венных построений, в том числе и от гипотезы Вегенера — ее не-
посредственной предшественницы.

Рассмотрим основные положения тектоники литосферных плит»

1. Первой предпосылкой тектоники плит является разделение
" верхней части твердой Земли на две оболочки, существенно отли-
чающиеся по реологическим свойствам (вязкости), — жесткую и
хрупкую литосферу и более пластичную и подвижную астеносфе-
ру. Как уже говорилось, выделение этих двух оболочек произво-
дится по сейсмологическим (скорость сейсмических волн, степень
их затухания) или магнитотеллурическим (степень сопротивления
естественным электрическим токам) данным, причем надо доба-
вить, что граница литосферы и астеносферы по этим двум катего-
риям данных может не вполне совпадать.

*:• 2. Второе положение тектоники плит, которому она и обязана
своим названием, состоит в том, что литосфера естественно под-
разделена на ограниченное число плит — в настоящее время семь
крупных и столько же малых (рис. 3.1). Основанием для их выде-
ления и проведения границ между ними служит размещение оча-
гов землетрясений (рис. 3.2). Оно отличается крайней неравно-
мерностью: внутренние части плит практически асейсмичны, вер-
нее очень слабо сейсмичны (есть исключения), а основное выде-
ление сейсмической энергии происходит на границах между пли-
тами, которые по этому признаку и проводятся. В большинстве
случаев, но не везде, эти границы достаточно четкие, но в Евра-
зии существует широкий пояс рассеянной сейсмичности и нечто
подобное наблюдается в Северной Америке — на Аляске и в юж-
ной части Северо-Американских Кордильер (см. гл. 14).

3. Третье положение тектоники плит касается характера их
взаимных перемещений. Различают три рода таких перемещений
и соответственно границ между плитами: 1) дивергентные грани-
цы, вдоль которых происходит раздвижение плит, — спрединг; 2)
.конвергентные границы, на которых идет сближение плит, обычно

У 3

«•*£="

s >. •

*. X

°е

aS

oj &

га >*

ffi ct

о о

а

к я

4 ч

5 с

- а '	" 3 о, -G- к	ч> я
Й Й j i —	3 § | g о | § 1 g | ^2, к m я ч	сх, о ^ X га	си н о	ДОПОЛ	КОрОСТ!
спрединга)	границы	формные ницы; 4 — движений	координат		с СТ)	мальная с

s

с

S

ж

о,

оо
я

Рис. 3.3. Блок-диаграмма Б. Лйзекса, Дж. Оливера и JI. Сайкса (1968), иллю-
стрирующая относительное движение жестких литосферных плит, формирующихся
в зонах спрединга и поглощаемых в зонах субдукции

выражающееся поддвигом одной плиты под другую (рис. 3.3);
если океанская плита пододвигается под континентальную, этот
процесс называется субдукцией, если океанская плита (кора, ли-
тосфера) надвигается на континентальную — абдукцией; если
сталкиваются две континентальные плиты, тоже обычно с поддви-
гом одной под другую, — коллизией; 3) трансформные границы,
вдоль которых происходит горизонтальное скольжение одной
плиты относительно другой по плоскости вертикального транс-
формного разлома (рис. 3.4).

В природе преобладают границы первых двух типов (см. рис.
3.1). Дивергентные границы приурочены к осевым зонам средин-
но-океанских хребтов и межконтинентальным рифтам, конвергент-
ные— к осевым зонам глубоководных желобов, сопряженных с
островными дугами. Некоторые границы, как видно из той же схе-
мы, являются одновременно конвергентными и трансформными,
т. е. сочетают элементы поддвига и сдвига (транспрессивные гра-
ницы).

На дивергентных границах, в зонах спрединга, происходит не-
прерывное рождение новой океанской коры; поэтому эти границы
называют еще конструктивными. Кора эта перемещается астено-
сферным течением в сторону зон субдукции, где она поглощается
на глубине; это дает основание называть такие границы деструк-
тивными, что не очень удачно, так как за счет океанской коры
здесь рождается континентальная.

Все границы плит на поверхности Земли сочленяются друг с
другом. Особый интерес представляют тройные сочленения, где
сходятся три такие границы, причем эти границы могут быть раз-
ного рода — оси спрединга, оси глубоководных желобов, т. е. зо-
ны субдукции, трансформные разломы. Некоторые примеры таких
комбинаций приведены на рис. 3.4. Наиболее распространено соч-
ленение трех осей спрединга типа наблюдаемого в районе о. Буве
на юге Атлантики или в центре Индийского океана.

4. Четвертое положение тектоники плит заключается в том, что
при своих перемещениях плиты подчиняются законам сферической