Значения констант, принятых в изотопной геохронологии

Уран-торий-свинцовый метод. Радиоактивный распад урана и тория в стабильные изотопы свинца долгое время (до появления самарий-неодимового метода) рассматривался в качестве стандарта, с которым сравнивались данные других методов. (рис. 3.2.1). Вместе с тем это один из наиболее сложных методов в изотопной геохронологии. В уран-ториевой изотопной системе существует три независимых семейства радиоактивного распада:

238U > 206Pb + 84He + 6.β¯ + Q;

235U > 207Pb + 74He + 4. β ¯ + Q;

232Th > 208Pb + 64He + 4. β. + Q.

Рис.3.2.1. Радиоактивный распад урана 235

Распад каждого радиоактивного изотопа порождает длинный ряд промежуточных продуктов распада и заканчивается стабильным изотопом свинца. Главное уравнение геохронологии, применительно к данной изотопной системе, имеет следующий вид (на примере отношения 206 Pb/238U):

t(206Pb / 238U) = 1/λ. ln[(206Pb/204Pb)ms – (206Pb/204Pb)i / (238U/204Pbms)] + 1,

где t (206Pb/238U) – возраст образца по данному отношению; (206Pb/204Pb)ms (238U/204Pb)ms - измеренные изотопное отношения; (206Pb/204Pb) i – первоначальное отношение. Аналогичным образом рассчитывается возраст и по отношениям 207Pb/235U и 208Pb/232Th. Кроме того, для уран-свинцовых семейств, принято вычислять возраст еще и по отношениям радиогенных изотопов свинца – (207Pb/206Pb)rad. Если, в итоге, по всем четырем изотопным отношениям получены одинаковые датировки, то можно считать, что возраст определен надежно. Исследуемый минерал на протяжении всего времени существования оставался замкнутой системой относительно U, Th и Pb.Однако нередки случаи, когда по разным изотопным отношениям получаются разные цифры возраста. Чаще всего t (207Pb/206Pb) > t (207Pb/235U) > t (206Pb/238Pb) > t (208Pb/232Th). Такие соотношения свидетельствуют о потере минералом радиогенного свинца. Влияние потери меньше всего сказывается на отношении 207Pb/206Pb, в связи с тем, что фракционирования изотопов свинца, при этом процессе, почти не происходит. Поэтому возрастная датировка, по свинцово-свинцовому отношению, принимается обычно в качестве наиболее близкой к действительному возрасту образца.

В последние годы в U-Th-Pb изотопном датировании цирконов удалось достичь значительного прогресса, благодаря применению ионного микрозонда (SHRIMP), сконструированного проф. У.Компстоном в Австралийском национальном университете. Этот прибор сочетает высокую чувствительность и разрешение с локальностью анализа (30 мкм). На этом приборе были проанализированы обломочные зерна циркона, из метаосадочных пород позднеархейского зеленокаменного пояса блока Илгарн (Зап. Австралия), показавшие возраст 4.1 – 4.3 млрд. лет.

Калий-аргоновый метод. Калий состоит из трех изотопов – 39K, 40K и 41K, из которых только 40K обладает естественной радиоактивностью. Немецкий физик Вейцзекер (1937) установил, что 40K претерпевает двойной распад - в 40Ar и 40Ca (рис. 3.2.2). В 40Ca путем.-– распада переходит 89,05 % ядер 40K, а в 40Ar, посредством K- захвата, – 10,95 %. Двойной распад 40K позволяет определять возраст K- содержащих минералов и пород по двум геохронометрам. Но распад 40K в 40Ca широкого применения в геохронологии не получил, т.к. природный кальций, содержащийся во многих породах и минералах, имеет то же массовое число, что и радиогенный 40Ca, и отличить их очень трудно. Наиболее надежной оказалась K-Ar ветвь распада. Учитывая идеальную длительность периода полураспада

Рис. 3.2.2. Распад радиоактивного изотопа 40К имеет два пути, превращаясь в 40Ar или в 40Са

40K – 1250 млн. лет, и широкое распространение К– содержащих минералов в природе, K – Ar метод оказался пригодным для определения возраста во всех интервалах геологического времени – от архея до антропогена и почти для всех типов горных пород – осадочных, магматических и метаморфических. Следует отметить большую роль K-Ar метода в датировании осадочных пород позднего докембрия по калийсодержащему минералу глаукониту. Частая встречаемость и синхронность образования глауконита с формированием морских осадков, позволила установить большой возрастной диапазон процесса позднедокембрийской седиментации – от 1650 до 570 млн. лет, который оказался на много более продолжительным, чем предполагалось.

В последнее время широкое применение получил метод датирования по отношению 39Ar / 40Ar. Этот метод, в отличие от обычного K-Ar, позволяет определять возраст, на который не влияют природные потери 40Ar. Для лунных морских базальтов этим методом был получен возраст 3.78 – 3.84 млрд. лет, а для анортозитовых брекчий и габбро 4,05 и 4,26 млрд. лет, соответственно

Рубидий-стронциевый метод. Принцип метода основан на.¯β- распаде изотопа 87Rb и превращении его в стабильный изотоп 87Sr по схеме:

ν. - антинейтрино, Q – энергия распада. Распространенность рубидия в минералах горных пород определяется, в первую очередь, близостью ионных радиусов Rb+ (r = 1.48 Aº.) к ионам калия K+ (r = 1.33Aº.). Это позволяет иону Rb замещать ион K во всех важнейших породообразующих минералах.

Распространенность стронция контролируется способностью иона Sr2+ (r =1.13 Aº.) замещать ион Ca 2+ (r = 1.01 Aº.), в кальций - содержащих минералах (главным образом в плагиоклазе и апатите), а так же возможностью его вхождения в решетку калиевых полевых шпатов на место иона K+. Вычисление возраста производится по главному уравнению геохронологии, которое, применительно к Rb-Sr методу, имеет следующий вид:

Rb-Sr метод успешно используется не только для определения возраста земных пород, но и для лунных и метеоритов. В частности, по дунитам, норитам и другим породам лунных материков, этим методом получены возрасты 4,3 – 4,6 млрд. лет, т.е. сопоставимые с принятым возрастом Земли.

Самарий-неодимовый метод. Самарий и неодим являются редкоземельными элементами. При метаморфизме, гидротермальном изменении и химическом выветривании они менее мобильны, чем щелочные и щелочноземельные элементы, такие, как K, Rb, Sr и др. Поэтому Sm-Nd метод дает более надежные датировки возраста горных пород, чем Rb-Sr. Предложение об использовании Sm-Nd метода в геохронологии впервые сделал Г. Лагмайр (G. Lugmair, 1947), определивший возраст двух эвкритовых ахондритов – Juvinas и Stanner и одного лунного образца. Для метеорита Juvinas он получил Sm-Nd возраст 4,56 ±0,08 млрд. лет и первичное отношение 143Nd/144Nd = 0,50677 ± 0,00010. Он же показал, что отношение изотопов неодима 143Nd / 144Nd является индикатором изменений в относительном содержании 143Nd, обусловленного распадом 147Sm. В разработку, внедрению в геологическую практику Sm-Nd метода и интерпретацию получаемых данных, большой вклад внесли американские исследователи Де Паоло и Г.Вассербург. Для самария известны 7 изотопов, но только один из них - 147Sm является радиоактивным, распадающимся, путем испускания.- частицы, в 143Nd по схеме:

Период полураспада 147Sm очень большой – 106 млрд.лет. Лучше всего самарий - неодимовый метод применим для определения возраст основных и ультраосновных пород, в том числе и метаморфических (эклогитов, метадиабазов и др.).

Рений-осмиевый метод. Рений – рассеянный элемент. Наиболее высокие концентрации его содержатся в молибдените (до 1,88 %), особенно когда он находится в ассоциации с сульфидами меди. Рений имеет два изотопа – 185Re и 187Re, последний изотоп радиоактивен. Осмий – металл платиновой группы, обладает ярко выраженными сидерофильными свойствами. Самые высокие его концентрации обнаружены в осмириде – сплаве осмия с иридием и другими металлами платиновой группы. Осмий имеет 7 изотопов и все они стабильны. Изотоп 187Re путем эмиссии.β¯– частицы распадается в 187Os по схеме:

Накопление 187Os в Re – содержащей

системе, описывается уравнением: и – современные планетарные значения отношений, равные, соответственно,

1.06 и 3.3; первичное значение .

Re-Os изотопная система получила широкое применение не только в геохронологии, но и в исследовании эволюции мантии Земли и развитии земной коры. Она уникальна по сравнению с U- Pb и Rb-Sr системами в том отношении, что родительские и дочерние элементы последних отторгаются мантийными фазами. В Re- Os системе все обстоит по-другому. Re, например, в большинстве случаев, лишь незначительно перераспределяется между мантийным реститом и расплавом, так что его концентрация в мантии заметно не изменяется при дифференциации. Os то же практически весь остается в мантийном остатке, в расплав его переходит не более сотых долей от исходных концентраций в мантии. Поэтому Re-Os система, в отличие от других изотопных систем, при условии изоляции ее от последующих процессов вещественного обмена, может дать первичный возраст остывания и кристаллизации мантии (TMA), предшествующий этапу её частичного плавления. При использовании Re- Os изотопной системы, совместно с другими изотопными методами, можно получить комплиментарную информацию, относящуюся к возрасту, происхождению различных типов пород и эволюции коры и мантии. Кроме того, это один из немногих методов, позволяющий датировать возрасты сульфидных месторождений, он успешно используется так же для изучения метеоритов. С его помощью была построена Re-Os изохрона для метеоритов, включившая все их типы – железные, железокаменные и металлическую фазу хондритов. Все экспериментальные точки легли строго, в пределах погрешности эксперимента, на изохрону, свидетельствуя об очень коротком интервале времени образования всех типов метеоритов из газово-пылевого облака. Точка, соответствующая изотопному составу 187Os/186Os и 187Re/186Os в мантии Земли, так же легла на эту изохрону, подтверждая предположение об одновременности образования Земли и метеоритов из одного и того же источника.

Радиоуглеродный метод датирования основан на естественном распаде космогенного радионуклида 14С, образующегося в верхних слоях атмосферы в результате взаимодействия нейтронов и протонов космического происхождения с ядрами атмосферных газов - N2, O2, Ar (рис. 3.2.3).

Рис. 3.2.3. Строение атомов углерода

Реакции расщепления ядер – мишений, вызванные частицами высоких энергий первичного космического излучения, сопровождаются образованием вторичных протонов, нейтронов, пионов и других частиц. Многие из вторичных частиц обладают достаточной энергией, чтобы вызвать новые ядерные реакции при взаимодействии со стабильными изотопами N, O, C и создать новые вторичные частицы. В целом этот процесс носит каскадный характер. Наиболее важной в образовании 14С, является реакция вторичных нейтронов с ядрами стабильного изотопа 14N:

где

– нейтрон; – протон, испускаемый новообразованным изотопом. В результате взаимодействия с кислородом воздуха, или CO и CO2, атомы 14С переходят в молекулы диоксида углерода. Поскольку процесс перемешивания в атмосфере происходит достаточно быстро, то концентрация 14CO2 повсеместно выравнивается – в атмосфере, гидросфере и биосфере. В биосферу 14С попадает сначала в результате фотосинтеза зеленых растений и путем всасывания корнями из почвы, а потом по пищевой цепочке передается животным организмам. В гидросферу 14С попадает в результате молекулярного обмена между СО2 атмосферы и поверхностью вод. Отсюда он попадает в карбонатные скелеты и раковины водных организмов.

Атомы 14С не стабильны и путем.- распада превращаются в стабильные изотопы 14N, согласно схеме:

Постоянная распада , период полураспада T½ = 5730 ± 40 лет. Когда концентрация 14С становится всюду одинаковой, это означает, что распад 14С уравновешивается его образованием в атмосфере. Для живой ткани равновесное состояние определяется так называемой удельной активностью 14С, которая принимается равной 13.56 ± 0.07 распадов / (мин. г углерода). Если организм умирает, то прекращается поступление 14С и в результате радиоактивного распада удельная активность 14С уменьшается. Измерив значение активности в образце и зная ее величину в живой ткани (= 13,56 расп. / мин. на 1 г С), можно рассчитать время прекращения углеродного обмена организмом. Радиоактивность организма, прекратившего жизнедеятельность t лет назад, определяется по уравнению радиоактивного распада: N = N0 e-.t, где N – измеренная активность 14C (т.е число распадов в 1 мин. в 1 г углерода); N0 – активность ткани живого организма.

Углеродный возраст образца организма, прекратившего жизнедеятельность t лет назад, определяется по следующему уравнению:

Объектами радиоуглеродного датирования могут быть любые образцы, содержащие углерод, возрастом не более 70 тыс. лет – древесина, древесный уголь, торф, раковины, кости, пергамент, волосы и другие материалы.

Метод основан на допущении, что образующееся количество 14С в атмосфере постоянно. Однако, имеются данные о значительном изменении атмосферного содержания радиоуглерода в прошлом (до 10 %). Причинами изменения содержания 14С в атмосфере могут быть вариации в интенсивности космического излучения, загрязнения атмосферы за счет сжигания ископаемого топлива (понижение 14С / 12С), за счет ядерных взрывов в атмосфере и под землей, работы ядерных реакторов, аварий на атомных электростанциях (увеличение 14С / 12С) и др. Радиоуглеродный метод находит широкое применение для датирования событий позднего плейстоцена и четвертичного периода. С его помощью был установлен возраст последнего прорыва босфорских вод в Черное море, вызвавших его сероводородное заражение – около 7500 – 8000 лет назад (А.П.Виноградов,1967); производилось изучение четвертичного вулканизма, по обугленным древесным остаткам; датирование морских террас, по раковинам моллюсков; определение возрастов этапов оледенений; времени вымирания некоторых групп животных и т. д. Особенно эффективно он используется в археологических исследованиях.

Трековое датирование.

В начале 60-х годов американскими исследователями был предложен новый метод определения возраста минералов, основанный на подсчете плотности треков осколков спонтанного деления ядер урана (238U), накапливающихся в минерале в ходе геологической истории (Price, Walker, 1963; Fleischer, Price, Walker, 1975). На сегодняшний день, трековое датирование – это стандартный метод геохронологии и геотермических исследований. В зернах минералов происходит спонтанное деление атомов урана, при котором формируются частицы, обладающие высокой энергией. При прохождении через твердое вещество эти частицы оставляют нарушения на атомном уровне, ориентированные вдоль траектории их движения. Эти линейные нарушения называются треками.

Образовавшиеся треки спонтанного деления можно наблюдать лишь при помощи электронного микроскопа, но если кристалл поместить в агрессивный химический реагент, то в первую очередь начнут растворяться зоны дефектов. Таким образом, размер треков увеличивается путем химического травления, и они становятся видны в оптический микроскоп (рис. 3.2.4).

Рис. 3.2.4. Кристалл апатита с треками спонтанного деления урана, увеличенными путем

химического травления. Возраст остывания кристалла 60-70 млн лет назад. (Фото проф.

Дж. И.Гарвера; Юнион Колледж, Скенектади, США)

Накопление треков в минерале с течением времени – процесс, аналогичный накоплению тех или иных изотопов в результате радиоактивного распада. Количество треков пропорционально времени, формирование треков начинается при определенной температуре, называемой блокирующей или замыкающей. Ниже этой температуры в кристалле «работают трековые часы», плотность треков увеличивается с течением времени, а их длина остается постоянной около 16 микрон.

В дальнейшем, плотность и длина треков зависит от температуры, если температура повышается, то в кристаллах начинается отжиг (исчезновение) треков, и, как следствие, «омоложение» возраста. Таким образом, трековое датирование позволяет проследить термальную историю единичного минерального зерна, горной породы и осадочного бассейна в целом.

Рис. 3.2.5. Определение возраста Земли с

помощью изотопных хрономеров (по Ю.А.

Шуколюкову, 2000). 1 – каменные

метеориты; 2 – средний изотопный состав

свинца Земли; 3 – железные метеориты

ЛЕКЦИЯ 8

Тектоника литосферных плит – современная геологическая теория.

В 50-е годы ХХ в. геологические и геофизические исследования Земли проводились исключительно интенсивно. Особенно это касалось океанов, о строении дна которых и тем более о структуре земной коры в них и ее свойствах мало что было известно. Накопление новых данных началось еще в первой половине ХХ в., но прошло еще много времени, прежде чем полученные факты помогли рождению новой геологической теории. Именно теории, а не гипотезы.

В чем между ними разница? Теория обладает функцией «предсказуемости». С ее помощью, если теория правильна, можно прогнозировать те или иные свойства вещества, его строение, явления и т.д. Если прогноз подтверждается, следовательно теория имеет право на существование. Гипотеза этими свойствами не обладает. И грош ей цена, если она не может объяснить появляющиеся новые данные.

Решающий вклад в современную геологическую теорию тектоники литосферных плит внесли следующие открытия: 1) установление грандиозной, около 60 тыс. км системы срединно-океанических хребтов и гигантских разломов, пересекающих эти хребты; 2) обнаружение и расшифровка линейных магнитных аномалий океанического дна, дающих возможность объяснить механизм и время его образования; 3) установление места и глубин гипоцентров (очагов) землетрясений и решение их фокальных механизмов, т.е. определение ориентировки напряжений в очагах; 4) развитие палеомагнитного метода, основанного на изучении древней намагниченности горных пород, что дало возможность установить перемещение континентов относительно магнитных полюсов Земли. Заслуга в создании «тектоники плит», которая была сформулирована к концу 60-х гг.ХХ в. принадлежит Тузо Уилсону (Канада), Ксавье Ле Пишону (Франция) и Джейсону Моргану (США).

Основная идея этой новой теории базировалась на признании разделения литосферы, т.е. верхней оболочки Земли, включающую земную кору и верхнюю мантию до астеносферы, на 7 самостоятельных крупных плит, не считая ряда мелких (рис. 3.3.1). Эти плиты в своих центральных частях лишены сейсмичности, они тектонически стабильны, а вот по краям плит сейсмичность очень высокая, там постоянно происходят землетрясения. Следовательно, краевые зоны плит испытывают большие напряжения, т.к. перемещаются относительно друг друга.

Рис. 3.3.1. Основные литосферные плиты (по В.Е.Хаину и М.Г.Ломизе): 1 - оси

спрединга (дивергентные границы), 2 – зоны субдукции (конвергентные границы), 3 –

трансформные разломы, 4 – векторы «абсолютных» движений литосферных плит. Малые

плиты: Х – Хуан-де-Фука; Ко – Кокос; К – Карибская; А – Аравийская; Кт – Китайская; И

– Индокитайская; О – Охотская; Ф – Филиппинская

Определив характер напряжений в очагах землетрясений на краях плит, удалось выяснить, что в одних случаях это растяжение, т.е. плиты расходятся и происходит это вдоль оси срединно-океанических хребтов, где развиты глубокие ущелья – рифты (англ. «рифт» – расщелина). Подобные границы, маркирующие зоны расхождения литосферных плит называются дивергентными (англ. дивергенс – расхождение) (рис. 3.3.2, I).

Рис. 3.3.2. Типы границ литосферных плит: 1

– дивергентные границы. Раскрытие

океанских рифтов, вызывающих процесс

спрединга: М – поверхность Мохоровичича,

Л – литосфера; 2 – конвергентные границы.

Субдуция (погружение) океанической коры

под континентальную: тонкими стрелками

показан механизм растяжения – сжатия в

гипоцентрах землетрясений (звездочки); П –

первичные магматические очаги; 3 –

трансформные границы; 4 – коллизионные

границы

На других границах плит в очагах землетрясений, наоборот, выявлена обстановка тектонического сжатия, т.е. в этих местах литосферные плиты движутся навстречу друг другу со скоростью, достигающей 10-12 см/год. Такие границы получили название конвергентных (англ. конвергенс – схождение), а их протяженность также близка к 60 тыс. км (рис. 3.3.2, II).

Существует еще один тип границ литосферных плит, где они смещаются горизонтально относительно друг друга, как бы сдвигаются, о чем говорит и обстановка скалывания в очагах землетрясений в этих зонах. Они получили название трансформных разломов (англ. трансформ – преобразовывать), т.к. передают, преобразуют движения от одной зоны к другой (рис. 3.3.2, III).

Некоторые литосферные плиты сложены как океанической, так и континентальной корой одновременно. Например, Южно-Американская единая плита состоит из океанической коры западной части южной Атлантики и из континентальной коры Южно-Американского континента. Только одна, Тихоокеанская плита целиком состоит из коры океанического типа. Когда мы говорим о плитах, следует помнить, что Земля круглая, поэтому плиты напоминают вырезанную арбузную корку. Иными словами, они перемещаются по сфере.

Современными геодезическими методами, включая космическую геодезию, высокоточные лазерные измерения и другими способами установлены скорости движения литосферных плит и доказано, что океанические плиты движутся быстрее тех, в структуру которых входит континент, причем, чем толще континентальная литосфера, тем скорость движения плиты ниже.

Почему перемещаются литосферные плиты? Общепринятой точкой зрения считается признание конвективного переноса вещества мантии. Поверхностным выражением такого явления являются рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, где относительно более нагретая мантия поднимается к поверхности, подвергается плавлению и магма изливается в виде базальтовых лав в рифтовой зоне и застывает (рис. 3.3.3). Далее в эти застывшие породы вновь внедряется базальтовая магма и раздвигает в обе стороны более древние базальты. И так происходит много раз. При этом океаническое дно как бы наращивается, разрастается. Подобный процесс получил название спрединга (англ. спрединг – развертывание, расстилание). Таким образом, спрединг имеет скорость, измеряемую по обе стороны осевого рифта срединно-океанического хребта. Скорость разрастания океанического дна колеблется от первых мм до 18 см в год.

Строго симметрично по обе стороны срединно-океанических хребтов во всех океанах расположены линейные магнитные положительные и отрицательные аномалии (рис. 3.3.4). Везде мы видим одну и туже последовательность аномалий, в каждом месте они узнаются, всем им присвоен свой порядковый номер.

Фред Вайн и Друм Мэтьюз из Кембриджского университета Великобритании в 1963 г. показали, что этот странный рисунок магнитных аномалий, не встречающийся на континентах, отражает последовательность внедрения базальтовой магмы в рифтовой зоне хребта. Застывая, базальты, проходя точку Кюри, приобретают намагниченность данной эпохи. Новая порция магмы внедряясь в уже застывшую, симметрично раздвигает их в обе стороны (рис. 3.3.5). Поэтому и магнитные аномалии располагаются симметрично относительно оси хребта. Иными словами, по обе стороны срединно-океанического хребта мы имеем две одинаковые «записи» изменения магнитного поля на протяжении длительного времени. Нижний предел этой «записи» – 180 млн. лет. Древнее океанической коры не существует. Подобный процесс и есть спрединг.

Если спрединг происходит быстро, то полосы магнитных аномалий находятся дальше друг от друга, они как бы растянуты. А если спрединг более медленный, то аномалии располагаются ближе. Это обстоятельство позволяет вычислить скорость спрединга на любом пересечении срединно-океанического хребта, т.к. расстояние от полосы магнитной аномалии до осевой зоны рифта в хребте, поделенное на время и даст скорость спрединга.

Таким образом и происходит наращивание океанической литосферы по обе стороны хребта, по мере удаления от которого она становится холоднее и тяжелее и постепенно опускается, продавливая астеносферу, а океан тем временем, приобретает все большую глубину (рис. 3.3.6). Существует определенная зависимость между глубиной океана и возрастом океанического дна, выражаемая формулой:

Когда был установлен процесс спрединга сразу же встал вопрос о том, куда же девается океаническая кора, если радиус Земли не увеличивается, а древнее чем 180 млн. лет океанической коры не существует? Где-то она должна поглощаться, но где? И такие конвергентные зоны были найдены и названы зонами субдукции (англ. сабдакшн – погружение). Располагаются они по краям Тихого океана и на востоке Индийского. Тяжелая и холодная океаническая литосфера подходя к более толстой и легкой континентальной, уходит под нее, как бы подныривает. Если в контакт входят две океанические плиты, то погружается более древняя, т.к. она тяжелее и холоднее, чем молодая плита.

Рис. 3.3.3. Происхождение полосовых магнитных

аномалий в океанах. А и В – время нормальной, Б –

время обратной намагниченности пород: 1 – океаническая кора, 2 – верхняя мантия, 3 –

рифтовая долина по оси срединно-океанического хребта, 4 – магма, 5 – полоса нормально

и 6 – обратно намагниченных пород. Стрелки – наращивание океанического дна

Рис. 3.3.4. Полосовые магнитные аномалии океанского дна у побережья Северной Америки (А.Рафф и Д.Мезон, 1961)

Рис. 3.3.5. Симметричная система линейных магнитных аномалий (в гаммах) на пересечении через Восточно- Тихоокеанское поднятие (51° ю.ш.). Верхний профиль – по данным аэромагнитной съемки, нижний – рассчитан по магнитохронологической шкале (дана справа), исходя из гипотезы Вайна – Мэтьюза о записи геомагнитных инверсий в процессе двустороннего спрединга (внизу блок- диаграмма) (по Ф.Вайну, 1966 и А.Коксу, 1969, с изменениями): 1 – прямая полярность, 2 – обратная полярность

Зоны, где происходит субдукция, морфологически выражены глубоководными желобами,

а сама погружающаяся океаническая холодная и упругая литосфера хорошо

устанавливается по данным сейсмической томографии – объемного «просвечивания»

глубоких недр планеты. Угол погружения океанических плит различный, вплоть до

вертикального и плиты прослеживаются вплоть до границы верхней и нижней мантии в

670 км. Некоторые плиты останавливаются на этом уровне, иногда выполаживаясь и как

бы скользя по границе. Другие – пересекают ее и погружаются в нижнюю мантию,

местами достигая практически поверхности внешнего ядра – 2900 км (рис. 3.3.7).

Рис. 3.3.6. Гистограмма распределения площади дна океана по возрасту (с шагом 20 млн лет), полученная измерении площадей на карте возраста океанской коры. Идеализированная кривая выведена путем усреднения столбиков гистограммы (по W.H.Berger, E.L. Winterer, 1974)

Когда океаническая плита при подходе к континентальной начинает резко изгибаться, в ней возникают напряжения, которые разряжаясь, провоцируют землетрясения. Гипоцентры или очаги землетрясений четко маркируют границу трения между двумя плитами и образуют наклонную сейсмофокальную зону, погружающуюся под континентальную литосферу до глубин в 700 км (рис. 3.3.8). Впервые эту зону обнаружил японский геофизик Кию Вадати в 1935 г., а в 1955 г. американский сейсмолог Хуго Беньоф подробно описал эти зоны, которые с тех пор и стали называться зонами Беньофа.

Гипоцентры землетрясений в зоне Беньофа не везде достигают границы верхней и нижней мантии, Иногда их глубина

Рис. 3.3.7. Сейсмотомографические профили. А –

Центральная Америка, Б – Япония. Черные

стрелки – глубоководные желоба. Черное –

«теплая» мантия, серое – «холодная» мантия

как, например. Под Каскадными горами на западе США, не превышает первых десятков километров. Происходит это в тех случаях, когда холодная пластина океанической литосферы разогревается и в ней уже не могут происходить сколы, вызывающие землетрясения.

Рис. 3.3.8. Сейсмофокальная зона в районе Японских островов. Кружки разного размера обозначают землетрясения разной силы

Погружение океанической литосферы приводит еще к одним важным последствиям. При достижении ею на определенной глубине в 100-200 км высоких температур и давлений из нее выделяются флюиды – особые, перегретые минеральные растворы, которые вызывают плавление горных пород континентальной литосферы и образование магматических очагов, питающих цепи вулканов, развитых параллельно глубоководным желобам на активных окраинах Тихого океана и на восточной окраине Индийского океана. Вулканические цепи располагаются тем ближе к глубоководному желобу, чем круче наклонена субдуцирующая океаническая литосфера.

Таким образом, благодаря субдукции на активной континентальной окраине наблюдается сильно расчлененный рельеф, высокая сейсмичность и энергичная вулканическая деятельность.

Говоря о субдукционных процессах следует сказать о судьбе осадков, которые перекрывают океаническую литосферу. Край плиты, под которую субдуцирует океаническая, подрезает осадки, скопившиеся на ней, как нож скрепера или бульдозера, деформирует эти отложения и приращивает их к континентальной плите в виде аккреционного клина (англ. аккрешион – приращение). Вместе с тем какая-то часть осадочных отложений, погружается вместе с плитой в глубины мантии. В различных местах этот процесс идет разными путями. Так, у побережья Центральной Америки, где пробурены скважины, почти все осадки пододвигаются под континентальный край, чему способствует сверхвысокое давление воды, содержащейся в порах осадков. Поэтому и трение очень мало. В ряде других мест погружающаяся океаническая литосферная плита разрушает, эродирует край континентальной литосферы и увлекает за собой вглубь ее фрагменты. Были произведены подсчеты количества материала ежегодно увлекаемого на глубину (1,0-1,5 км3), задерживаемого у края нависающей плиты при аккреции (0,2-0,4 км3) и вещества тектонической эрозии (примерно, 0,6 км3).

Кроме явления субдукции существует т.н. обдукция, т.е. надвигание океанической литосферы на континентальную, примером которой является огромный 500х100 км тектонический покров на восточной окраине Аравийского полуострова, сложенный типичной океанической корой, перекрывающей древние докембрийские толщи Аравийского щита (рис.3.3.9.1).

Также следует упомянуть о столкновении или коллизии двух континентальных плит, которые в силу относительной легкости слагающего их материала, не могут погрузиться друг под друга, а сталкиваются, образуя горно-складчатый пояс с очень сложным внутренним строением (рис. 3.3.1). Так, например, возникли Гималайские горы, когда 50 млн. лет назад Индостанская плита столкнулась с Азиатской. Так сформировался Альпийский горно-складчатый пояс при коллизии Африкано-Аравийской и Евразийской континентальных плит.

Рис. 3.3.9.1. Относительные движения литосферных плит и распределение скоростей

спрединга в рифтовых зонах СОХ (см/год): 1 – дивергентные и трансформные границы

плит; 2 – планетарные пояса сжатия; 3 – конвергентные границы плит

Тектоника литосферных плит позволила совершенно точно восстановить картину распада последнего суперматерика Пангеи существование которого впервые предсказал выдающийся немецкий геофизик Альфред Вегенер в 1912 г. Рассчитанные абсолютные и относительные движения литосферных плит с момента начала распада Пангеи, т.е. со 180 млн. лет назад, хорошо известны и отличаются большой точностью (рис. 3.3.9).

Воссоздана картина раскрытия Атлантического и Индийского океанов, которое продолжается и в наши дни со скоростью около 2,0 см в год. Выяснена возможность некоторого проворачивания литосферы Земли по отношению к нижней мантии в западном направлении, что позволяет объяснить, почему на западной и восточной активных окраинах Тихого океана условия субдукции неодинаковы и возникает известная асимметрия Тихого океана с задуговыми, окраинными морями и цепями островов на западе и отсутствием таковых на востоке.

Теория тектоники литосферных плит впервые в истории геологии носит глобальный характер, т.к. она касается всех районов земного шара и позволяет объяснить их историю развития, геологическое и тектоническое строение. На сегодняшний день этой теории нет разумной альтернативы и она вполне закономерно сменила господствовавшую до этого геосинклинальную концепцию, вобрав из нее все наиболее ценное. В других учебных геологических курсах Вы сможете в этом убедиться.

Рис.3.3.9. Начальное образование покрова Семайл на востоке Аравийского полуострова

(по Р..Дж. Колмену): 1 – океаническая кора (офиолиты), 2 – континентальная кора, 3 –

платформенный чехол, 4 - глубоководные осадки

ЛЕКЦИЯ 9

ВЫВЕТРИВАНИЕ.

Большинство геологических процессов на поверхности Земли обусловлены действием солнечной энергии и силы тяжести. Такие процессы называются экзогенными. Все горные породы под воздействием целого ряда факторов постепенно разрушаются – выветриваются. Образовавшиеся мелкие обломки – дресва, песок, глина смываются дождем, водными потоками, т.е. перемещаются. Этот процесс называется денудацией (денудо – смыв, лат.). В дальнейшем весь рыхлый материал где-то накапливается – происходит его аккумуляция. Процесс разрушения первоначально монолитных горных пород – выветривание является очень важным в ряду выветривания, денудации и аккумуляции. Приходя в контакт в поверхностной части Земли с атмосферой, гидросферой и биосферой горные породы, ранее находившиеся на глубине, подвергаются изменению своего состояния, нарушению сплошности и, наконец, дезинтеграции, разрушению на мелкие частицы.

Какие же процессы приводят к выветриванию горных пород? Прежде всего это физическое, механическое разрушение, а также химическое и биохимическое разложение минералов и горных пород. Воздействие этих факторов усиливается тем, что как в магматических, так и в осадочных породах, всегда присутствуют первичные трещины или трещины отдельности, возникшие при сокращении объема породы, после ее остывания или образования. Следовательно, увеличивается площадь соприкосновения породы с воздухом и водой, в трещины легко проникают корни растений (рис. 5.1) Механическое разрушение породы связано, как

Рис. 5.1. Увеличение поверхности выветривания породы по мере ее растрескивания

с особенностями состава и строения самой породы, так и внешними воздействиями. Первичные трещины в породах, по мере эрозии залегающих выше толщ, высвобождают усилия давления и расширяются, разрушая материнские породы.

Однако, наиболее существенным физическим фактором, вызывающим дезинтеграцию пород, являются температурные колебания, как суточные, та