Размещено на http://www.allbest.ru/

Министерство образования и науки Российской Федерации

Федеральное государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования «Национальный Исследовательский Университет Российский Государственный Университет нефти и газа имени И.М. Губкина

Кафедра геологии

Курсовая работа по дисциплине «Геодинамика» на тему: «Деструктивные границы литосферных плит»

Работу выполнил:

Студент группы

ГР-09-7

Клестов М.

Москва, 2012 г.

Содержание

Введение

• 1. Общая характеристика границ литосферных плит
• 2. Процессы, происходящие на конвергентных границах литосферных плит
• 3. Субдукция
• 4. Поглощение осадков в зонах субдукции
• 5. Образование аккреционных призм
• 6. Дегидратация океанической коры
• 7. Образование новой континентальной коры
• 8. Образование окраинных морей
• 9. Возможные механизмы образования зон субдукций
• 10. Коллизия
• 11. Обдукция
• Заключение
• Список используемой литературы

Введение

Начиная с 60-х годов 20 века произошла своеобразная смена геологического вектора в понимании фундаментальных закономерностей эволюции литосферы. На смену геосинклинальной парадигмы приходит новая концепция - тектоника литосферных плит.

Важным понятием в теории литосферных плит являются деструктивные границы плит и процессы, протекающие в пределах этих границ.

Для более прочного усвоения и закрепления знаний, полученных из курса «Геодинамика», проводится данная курсовая работа, цели которой: рассмотреть виды границ литосферных плит, познакомится с конвергентными (деструктивными) границами плит, рассмотреть процессы, протекающие в пределах конвергентных границ литосферных плит и их геологические последствия.

Теперь непосредственно приступим к нашей работе.

1. Общая характеристика границ литосферных плит

По современным представлениям границы литосферных плит бывают: конструктивные, или дивергентные (границы наращивания), деструктивные, или конвергентные (границы поглощения) и скольжения (трансформные).

Конструктивные, или дивергентные границы плит совпадают с глобальной рифтовой системой океанов, а иногда и континентов. Образование их обусловлено восходящими мантийными конвекционными потоками. Вдоль этой границы происходит симметричное образование новой океанической литосферы за счет выплавления базальтовой составляющей из вещества мантии в тех местах, где к подошве литосферы подходят восходящие ветви конвекционных ячеек. Процесс генерации новой океанической коры и, как следствие этого, раздвижение дна океана, получил название спрединга (см. рис. 1).

Деструктивные, или конвергентные границы фиксируют асимметричное погружение края одной литосферной плиты под другую или «лобовое» столкновение (коллизию) литосферных плит. Границы поглощения возникают над нисходящими мантийными конвекционными течениями, при которых одна из литосферных плит ломается и погружается в мантию. Этот процесс получил название субдукции (лат. - подведение; см. рис. 1). Он сопровождается интенсивными деформациями, в связи с чем, рассматриваемые границы литосферных плит характеризуются обильной концентрацией глубокофокусных землетрясений.

Стоит отметить, что термины конструктивные и деструктивные границы не слишком удачны. Так как наращиванию океанической коры на конструктивных (дивергентных) границах предшествует деструкция континентальной коры. Напротив, на деструктивных (конвергентных) границах океаническая кора уничтожается, но за счет ее переплавления в мантии рождается новая континентальная кора (см. главу «Образование новой континентальной коры»). Поэтому, предпочтительнее употреблять термины дивергентные и конвергентные границы, отражающие лишь направление движения смежных плит, а не процессы, происходящие на межплитовых границах.

Границы скольжения (трансформные) характеризуются сдвиговыми движениями литосферных плит относительно друг друга без существенного расхождения или сближения (см. рис. 1). Абсолютно чистое скольжение происходит очень редко, обычно обнаруживается какая-то компонента растяжения или сжатия.

Рис. 1. Типы границ литосферных плит.

2. Процессы, происходящие на конвергентных границах литосферных плит

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении (т.е на конвергентных границах) порождает сложные и многообразные тектонические процессы, проникающие глубоко в мантию. Они выражены такими мощными зонами тектономагматической активности, как островные дуги, континентальные окраины андского типа и складчатые горные сооружения. Различают 2 главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию. Субдукция развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская литосфера или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Коллизия, т.е столкновение литосферных плит, развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: легкая сиалическая кора не погружается в мантию, поэтому дальнейшее встречное движение плит сопровождается ее деформацией и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях. Гораздо реже и на короткое время при конвергенции возникают условия для надвигания на край континентальной плиты фрагментов океанической литосферы: происходит ее обдукция.

3. Субдукция

Субдукцией (от лат. subductio - буквально, подведение) называется процесс погружения океанской литосферы в астеносферный слой мантии, происходящий на конвергентных границах плит. Границы поглощения возникают над нисходящими мантийными конвекционными течениями, при которых одна из литосферных плит ломается и погружается в мантию. Процесс сопровождается интенсивными деформациями.

Так как плотность океанической литосферы существенно превышает плотность континентальной, а мощность ее, наоборот, меньше, то пододвигаемой всегда оказывается первая. Кроме того, развитию подвига способствует и то, что плотность океанических плит выше плотности мантийного астеносферного вещества (так например, перидотит верхней мантии в кристаллическом (литосферном) состоянии имеет плотность около 3,3 г/см3, а в частично расплавленном (астеносферном) - около 3,2 г/см3). Вследствие этого океаническая литосфера по мере старения и отодвигания от срединно-океанских хребтов проходит два важных геодинамических рубежа [2] (рис. 2).

Рис. 2. Изменение параметров океанической литосферы по мере увеличения ее возраста.

Достигнув возраста 20 - 25 млн лет, литосфера теряет гравитационную стабильность, после чего ее плавучесть становится отрицательной за счет кристаллизации все более глубоких частей астеносферы. Легкий, но тонкий “поплавок” в виде базальтовой коры с плотностью около 2,9 г/см3 уже не способен удерживать океаническую литосферу на плаву, и она теряет архимедово равновесие.

После потери гравитационной стабильности (пройдя 1-йрубеж) океаническая литосфера удерживается на поверхности Земли за счет своей упругости, хотя из-за возрастания мощности, средней плотности и веса ее поверхность (океанское дно) погружается с увеличением возраста. На подошве океанической литосферы практически с момента ее рождения в рифтовой зоне срединного хребта существует плотностная инверсия около 0,1 г/см3 и развивается избыточное давление ДP(t), прогрессирующее во времени:

ДP(t) = ДсgH(t), (1)

где Дс - разность плотностей литосферы и астеносферы, равная 0,1 г/см3;

g - ускорение свободного падения;

H - мощность литосферы как функция ее возраста.

Рост избыточного давления на подошве океанской литосферы не может продолжаться бесконечно, поэтому последняя сохраняет упругую стабильность только до тех пор, пока не превышен предел прочности на сдвиг и скалывание (?800-900 кг/см2 [6]). Начиная с возраста примерно 150 млн лет, океанская литосфера теряет свою упругую стабильность (проходит 2-й рубеж) и становится способной самопроизвольно субдуцировать, причем такая самопроизвольная субдукция является одной из движущих сил тектоники плит.

Возраст 150 млн лет можно рассматривать как предельный возраст океанской литосферы, поэтому в современном Мировом океане нигде нет литосферы с возрастом, существенно превышающим указанный выше предел (см. рис. 3). Вся более древняя (досредне-юрская) литосфера уже субдуцировала в мантию, за исключением небольших фрагментов раннемезозойской, палеозойской и докембрийской океанской коры, представленных в офиолитовых комплексах, а также впечатанных в континентальные плиты.

Рис. 3. Возраст океанической коры.

По данным сейсмической томографии, погружающиеся в мантию океанические плиты (слэбы) отчетливо прослеживаются до глубины порядка 670 км. Здесь обычно происходит выполаживание и растекание пластин с образованием крупных срывов и перемещением материала, сопровождающимся его скучиванием и деформацией (см. рис. 4).

Рис. 4. Прослеживание на глубину субдуцирующей плиты по данным сейсмической томографии.

Достигая глубина порядка 670 км, океаническая пластина расплавляется обычно настолько, что теряет добротность и способность генерировать очаги землетрясений. Она практически ассимилируется верхней мантией. Время этой ассимиляции прямо пропорционально возрасту субдуцирующей литосферы: чем она древнее, тем труднее ей переплавиться в мантии и тем глубже она проникает она в недра Земли (рис. 5).

Рис. 5. Зависимость времени ассимиляции от возраста субдуцирующей литосферы.

В исключительных случаях слэбы достигают до нижней мантии и даже до поверхности ядра, растекаясь вдоль него с образованием так называемых «литосферных кладбищ». Это происходит тогда, когда объем слэбов увеличится настолько, что их вес превысит прочность нижней мантии, они обрушатся сквозь раздел 670 км, и конвекция перейдет в сквозьмантийный режим[1].

При погружении океаническая литосферная плита изгибается с образованием характерной формы в рельефе дна океана - глубоководного желоба. На погружающую часть литосферы действует направленная вниз массовая сила (сила тяжести), величина которой возрастает при образовании глубже 80 - 100 км в базальтовой коре эклогитового «наконечника».

Существуют 2 основных типа зон субдукции (рис. 6): островные дуги и активные континентальные окраины. Их общими морфологическими элементами являются глубоководный желоб и краевой вал. Эти структуры связаны с упругим изгибом океанской литосферы, субдуцирующей в мантию.

Рис. 6. Типы и основные элементы зон субдукции: а - активные окраины, б - островодужные, 1 - континентальная литосфера, 2 - океанская литосфера, 3 - очаги землетрясений.

Погружающаяся плита трассируется очагами землетрясений до глубины 600-640 км (самые глубокофокусные землетрясения на Земле). Эти сейсмофокальные зоны называются зонами Беньофа. Субдукция под активные окраины идет более полого, чем под островные дуги, однако в первом случае на глубинах 100-200 км происходит излом погружающейся плиты и угол субдукции возрастает.

Во фронтальной части надвигающейся плиты расположены парные структуры: в случае активной окраины это береговой и вулканический хребты, а в случае островодужной окраины - невулканическая и вулканическая дуги. Как следует из самих названий, береговые хребты и невулканические дуги характеризуются высокой тектонической, но низкой магматической активностью, а вулканические хребты и дуги - высокими тектонической и магматической активностью. Именно в пределах перечисленных структур происходит новообразование “зародышей” континентальной коры, но различными способами.

4. Поглощение осадков в зонах субдукции

Заполнение осадками глубоководных желобов различно: в некоторых случаях их мощность составляет 3-4 км, а в других первые сотни метров. В то же время, по данным А.П. Лисицина, скорость седиментации в местах глубоководных желобов достигает нескольких сантиметров за 1000 лет [1]. При такой лавинной скорости осадконакопления большинство желобов должны бы полностью быть засыпанными осадками уже через несколько миллионов лет, чего в действительности не наблюдается. Объясняется это эффектом затягивания океанических осадков в зону поддвига.

Механизм затягивания осадков аналогичен механизму попадания жидких масел в зазоры между трущимися жесткими деталями машин. Как и в случае смазки, количество осадков, попадающих в зазор между трущимися плитами, зависит от скорости движения плит в зоне субдукции V и вязкости з затянутых в зазор осадков. Расчеты О.Г. Сорохтина и Л.И. Лобковского показали, что под островные дуги и активные окраины осадки могут затягиваться без соскребания и смятия только в том случае, если их мощность не превышает некоторого критического значения :

? 5,5*, (2)

где з - вязкость в зоне поддвига;

V - скорость поддвига плиты.

Если принять среднюю вязкость гидратированных терригенных осадочных пород равной 2* Па*с, то, судя по выражению (2), в зоны субдукции на западной (Курильская и Японская) и юго-восточной (Перуано-Чилийская) окраинах Тихого океана, где скорость субдукции достигает 9 - 10 см/год, без соскребания и смятия может затягиваться до 550 м осадков. В то же время вблизи Курильского и Японского желобов реальная мощность осадочного слоя не превышает 300 - 500 м, а перед большей частью Перуано-Чилийского желоба она составляет 100 м и меньше. Поэтому субдукция океанской литосферы под перечисленные островные дуги и активную окраину не сопровождается соскребанием и смятием осадков перед фронтальными частями надвигающихся плит и, как следствие, здесь не образуются аккреционные призмы[2].

5. Образование аккреционных призм

Совершенно иная ситуация наблюдается в пределах Алеутской островной дуги на севере Тихого океана. Здесь скорость субдукции составляет около 6 см/год и согласно (2) в зону субдукции может быть затянуто около 420 м осадков. Однако реальная мощность осадочного слоя здесь достигает 1000 м. Похожая ситуация имеет место в пределах Южно-Антильской островной дуги на юго-западе Атлантического океана, где скорость субдукции невелика (около 2 - 3 см/год) и критическая мощность осадочного слоя, затягиваемого в зону субдукции, составляет согласно (2)

Около 250 м, в то время как реальная мощность осадочного чехла достигает 500 - 1000 м. В перечисленных случаях и других районах, где мощности осадков существенно превышают критическое значения (h), процесс поддвига сопровождается соскребанием осадков с океанического дна (скрэпинг) и смятием их перед литосферным выступом [1]. В этом случае перед вулканическими островными дугами возникает внешняя невулканическая гряда, отдельные части которой образуют острова (остров Барбадос). Это так называемые аккреционные призмы и линзы (рис. 7). Они состоят из пакетов деформированных и смятых океанических осадков, содранных с пододвигаемой плиты и приращенных к внутренней стенке желоба. В процессе эволюции аккреционной призмы происходит её разрастание и выдвигание вместе с глубоководным желобом в сторону открытого океана (процесс эдукции).

Рис. 7. Схема строения внешней части островодужной системы на примере о-ва Северный (Новая Зеландия) [4] 1 - вулканическая дуга и бассейн; 2 - фронтальная дуга (хребет); 3 - преддуговой бассейн; 4 - наивысшая аккреционная гряда; 5 - аккреционная призма; 6 - желоб.

6. Дегидратация океанической коры

Океаническая кора, попадая в зону субдукции, испытывает сложные преобразования, которые начинаются с процесса дегидратации, протекающего по сложной многоступенчатой схеме. Вначале происходит дегидратация серпентинитов:

Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈ 3Mg₂Si0₄ + Si(OH)₄ + 2H₂0

серпентинит форстерит

В дальнейшем, при еще большем погружении и повышении температуры, а также за счет сил трения дегидратируются амфиболы и слюды. Важную роль в процессах дегидратации будут играть и солевые растворы поровых вод, содержащихся в осадочных породах океанской коры. Присутствие в растворах NaCl способствует альбитизации расплавов.

Океанические осадки приносят с собой к зонам поддвига рассеянные геохимические элементы и, прежде всего, калий, щёлочи, радиоактивные элементы. Особенно богаты калием глинистые породы. Среднее значение K₂O в современных глубоководных осадках составляет 2-3%. В зоне поддвига плит гидрослюды теряют кристаллизационную воду и превращаются в мусковит, а затем в полевые шпаты и андалузит.

При дегидратации океанической коры, освободившаяся вода в виде перегретого пара, насыщенного кремнеземом, щелочами и летучими компонентами под действием избыточного (сверхгидростатического) давления выжимаются из зоны контакта литосферных плит, поднимается вверх и пропитывает горные породы во фронтальной части надвигающейся литосферной плиты, вызывая в них метасоматические изменения. По расчетам Сорохтина в настоящее время выделяется почти 3,5 км³ термальных вод в год[1]. В прошлые геологические эпохи образование термальных вод происходило еще активнее, например, в раннем протерозое до 7 км³ в год. Все же за геологическую историю нашей планеты, по данным Сорохтина, через зоны поддвига «профильтровалось» 16 млрд. км³ воды, что в 7 раз больше, чем содержится ее в Мировом океане и в земной коре вместе взятых.

7. Образование новой континентальной коры

Обогащение литосферы кремнеземом и щелочами приводит к формированию андезитовых и более кислых лав, которые по расколам проникают на поверхность Земли. При расплавлении осадков и внедрении таких расплавов в тело островной дуги образуются гранитные интрузии, постепенно формирующие фундамент островных дуг и активных окраин континентов. Таким образом, образование гранитных интрузий, столь характерных для заключительных стадий развития геосинклиналей, можно представить себе как результат расплавления и переплавления мощных осадочных песчано-глинистых толщ, затянутых в зону поддвига плит. Важную роль играли при этом высокотермальные и высокоминерализованные воды, оказывая метасоматическое воздействие на осадочные породы, гранитизируя и превращая их в гранитные массы метасоматического генезиса.

Высокотермальные потоки химически агрессивны и способны в большом количестве вымывать, растворять и выносить многие оксиды, столь характерные для гранитоидов (K₂O, Al₂O₃, Na₂O, SiO₂ и т.д.). По мере продвижения в верхние горизонты островных дуг или активных окраин континентов водоминеральные потоки остывают, снижается давление, уменьшается степень растворимости в них минеральных соединений. Последние начинают выпадать и насыщать первичноосадочные комплексы «гранитными» ингредиентами. Формируются гранитоидные породы метасоматического происхождения (рис. 8).

Рис. 8. Схема процесса образования континентальной коры.

Следовательно, на конвергентных границах литосферных плит происходит не только разрушение океанических плит за счет их погружения в мантию и переплавления, но и создание нового типа коры - континентальной. С позиции геодинамического подхода к геологическим явлениям, предлагается рассматривать зоны поддвига литосферных плит как геосинклинали, отказавшись от традиционного понятия этих важнейших структур земной коры. В этом случае под геосинклиналью следует понимать области столкновения литосферных плит, где происходит геосинклинальный процесс, который выражается в образовании континентальной коры за счет дегидратации и переплавления пододвигаемой океанской коры и за счет магматической переработки, метасоматоза, метаморфизма и деформации фронтальных участков столкновения плит[1].

8. Образование окраинных морей

Характерным геоморфологическим элементом конвергентных границ является окраинное море, которое возникает между основной дугой и континентом. Примером их служат Охотское, Японское, Филиппинское, Восточно- и Южно-Китайское, Карибское. Строение коры окраинных морей океаническое или субокеаническое, часто бывает увеличина мощность осадочного, а иногда и габбро-серпентинитового слоев. Общая мощность коры до 35 км. В структуре окраинных морей выделяют два основных элемента: прогиб, расположенный сразу за вулканической дугой (см. рис. 6) (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, дациты)[1].

Различные окраинные моря развиваются либо в условиях растяжения (дуга отделяется от континента), либо в условиях сжатия (дуга приближается к континенту). Геодинамические особенности формирования окраинных морей определяется главным образом способом их образования и параметрами субдуцирующей плиты.

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 (рис. 9). 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 Беньофа. Таким образом, согласно представлению Д. Карига, окраинные моря - это новообразованные структуры океана, своеобразные дополнительные центры спрединга в тылу островных дуг. В отличие от типичного океанического спрединга, в окраинных морях этот процесс идет без образования срединных хребтов, и получил название рассеянного спрединга[1].

Рис. 9. Модель мантийного диапира (1), на которой показано положение изотерм (2) и зоны Беньофа (3) (по Д. Каригу).

Еще одной моделью формирования окраинных морей является механизм образования задугового спрединга [2]. При опускании литосферных плит в мантию под собственной тяжестью, в тылу островных дуг возникают напряжения растяжения. Благодаря этим напряжениям, вдоль оперяющих зону поддвига плит разломов (DG на рис. 10. а) может произойти отодвигание тела островной дуги от тыловых частей островодужной плиты. В результате, в тылу такой дуги возникает вторичная рифтовая зона, раздвигание новорожденных плит в которой компенсирует отодвигание тела островной дуги в сторону пододвигаемой океанической плиты (рис. 10. б). При этом избыточное давление островной дуги на пододвигаемую плиту (при h ? 20 км) превышает прочность пород пододвигаемой плиты на сдвиг, деформирует ее и постепенно отодвигает зону поддвига плит в сторону океана.

Л.И. Лобковским и О.Г. Сорохтиным для объяснения возникновения окраинных морей предлагается модель наведенной задуговой конвекции [1]. 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 (рис. 11).

Рис. 10. Механизм образования в тылу островной дуги вторичной рифтовой зоны и спрединг дна задугового бассейна.

Наведенные астеносферные течения будут отклонятся 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 (см. рис. 11). 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).

Рис. 11. Модель строения зоны поддвига плит, иллюстрирующая возникновение вторичной локальной конвекции в слое астеносферы под окраинным бассейном в тылу островной дуги.

Наконец, окраинные моря могут образовываться при закрытии древних океанов за счет надвигания на них активных континтальных окраин или островных дуг. В этом случае формируются внутренние реликтовые морские бассейны с субокеанической корой (Черное море, Южный Каспий).

В реальности все рассмотренные модели происхождения окраинных морей могут существовать в зависимости от конкретной геодинамической ситуации.

9. Возможные механизмы образования зон субдукций

В зрелом океане можно, хотя и с определенной долей условности, предсказать области, где наиболее вероятно начало субдукции (рис.12). Это, во-первых, бывшие центры спрединга, где уже существуют сквозьлитосферные трещины - рифты (рис. 12, а). Стоит движению раздвигающихся спредингом континентов измениться на противоположное, вдоль бывшего СОХ начнется пододвигание одной океанской плиты под другую. Бывшая дивергентная граница плит превратится в конвергентную. Субдукция в этом случае (по крайней мере, в начале процесса) будет носить вынужденный характер, так как молодая океанская литосфера вблизи СОХ еще не потеряла гравитационной и упругой стабильности. Оба направления субдукции равновероятны. Над погружающейся плитой начнется выплавление андезитовой магмы, из которой сформируется энсиматическая (т.е. заложившаяся на океанской коре) островная дуга. Часть океана, оказавшаяся в тылу дуги, превратится в окраинное море, возраст которого будет древнее возраста дуги.

Рис. 12. Возможные сценарии начала субдукции в зрелом океане: а - на месте срединно-океанского хребта; б - на месте трансформного разлома; в - на месте пассивной окраины.

Вторая вероятная область заложения зон субдукции в океане - это трансформные разломы (рис. 12, б), на активных отрезках которых также существуют сквозь литосферные трещины. В случае изменения направления движения смежных плит, которые прежде скользили друг относительно друга, одна часть бывшей трансформной границы (та, где смежные плиты начнут раздвигаться) превратится в дивергентную, а другая часть (где плиты начнут встречное движение) - в конвергентную. Поскольку вдоль трансформных разломов, имеющих значительную горизонтальную амплитуду, контактирует океанская литосфера разного возраста, направление субдукции в данном случае, в отличие от рассмотренного выше, предопределено: более древняя, мощная и тяжелая литосфера будет пододвигаться под более молодую, тонкую и легкую. Если по какую-то одну сторону от бывшей трансформной границы океанская литосфера уже имела возраст, близкий к предельному, то субдукция начнется под крутым углом и будет самопроизвольной. Так же, как в первом случае, на краю надвигающейся плиты сформируется энсиматическая островная дуга.

Наконец, третья возможность - образование зоны субдукции на месте бывшей пассивной континентальной окраины (рис. 12, в), наиболее проблематична. В отличие от рассмотренных выше двух случаев, на пассивных окраинах нет границ плит и соответственно сквозьлитосферных трещин, хотя длительное время здесь существует контакт тяжелой океанской и легкой континентальной литосферы, а следовательно, долгоживущие, постоянно подновляющиеся глубинные разломы. Кроме того, вблизи пассивной окраины зрелого океана литосфера всегда достаточно древнего возраста, она заведомо уже утратила плавучесть и упругость, что способствует в конце концов отрыву океанской части прежде единой плиты от континентальной и заложению на месте бывшей пассивной окраины новой конвергентной границы плит[2].

10. Коллизия

До тех пор, пока на конвергентных границах плит континентальная литосфера взаимодействует с океанической, последняя, как более плотная и тяжелая, погружается под континентальную, а межплитовая граница развивается в режиме субдукции. Но неизбежно наступает такой момент, когда вся океанская литосфера оказывается поглощенной в зонах субдукции и на конвергентной границе встречаются континентальные части литосферных плит (рис. 13). Континентальная литосфера в силу своей легкости и плавучести не может быть погружена в мантию на большую глубину. В таких условиях края континентов на конвергентной границе плит вступают в активное механическое взаимодействие, испытывают “торошение” и над ними формируются горные сооружения. Такая геодинамическая обстановка называется коллизией (от англ. collision - столкновение)[2].

Рис. 13. Переход субдукции океанской литосферы (а) во внутриплитовую субдукцию (б) и коллизию (в). 1 - континентальная кора; 2 - океаническая кора; 3 - подкоровая литосфера; 4 - направления движений плит; 5 - направления астеносферных течений.

Скорость встречного движения плит на конвергентной границе в процессе ее перехода от режима субдукции к коллизии замедляется, но из-за высокой инерционности плит это происходит не мгновенно. В течение какого-то интервала времени (согласно расчетам до 10 - 20 млн лет) под зоной коллизии продолжает существовать холодный и плотный край субдуцировавшей океанской плиты (слэб), еще не успевший ассимилироваться в астеносфере (см. рис. 13). Такая ситуация получила название внутриплитовой субдукции (англ. intraplate subduction). Постепенно верхняя часть слэба проплавляется настолько, что он за счет своего избыточного веса отрывается от континентальной литосферы и тонет в мантии. С этого момента субдукционный магматизм в зоне коллизии полностью прекращается, а горные сооружения на поверхности, лишившись глубинной нагрузки в виде слэба океанской литосферы, резко воздымаются, образуя высоко приподнятые и обширные горные плато.

Так же, как зоны субдукции, зоны коллизии являются областями с чрезвычайно высокой сейсмической активностью. Однако в них очаги землетрясений не сконцентрированы в пределах наклонной плоскости, соответствующей зоне Беньофа (во всяком случае после того, как происходит отрыв субдукционного слэба), а рассеяны относительно равномерно в пределах всей толщи литосферы. Кроме того, землетрясения в зонах коллизии гораздо более мелкофокусны, чем в зонах субдукции: если в последнем случае, как уже говорилось, очаги наиболее глубоких землетрясений распространяются до границы верхней и нижней мантии (670 км), то в зонах коллизии, как правило, максимальные глубины очагов землетрясений не превышают 150 - 200 км, а бoльшая их часть сконцентрирована в коровом слое (верхние 50 км). Субдукция переходит в коллизию не одновременно вдоль всей конвергентной границы, поскольку края сталкивающихся континентов всегда реологически неоднородны и имеют неровные очертания в плане. Поэтому коллизия всегда асинхронна. Когда на одних отрезках конвергентной границы, где континенты столкнулись своими выступами, уже начинается коллизия, на других отрезках, где в краях континентов существуют выемки, еще остается реликтовая литосфера прежних океанов и/или их окраинных морей. Такая обстановка, промежуточная между субдукцией и коллизией, называется аккрецией.

В пространство между сталкивающимися континентами попадают разнородные и разновозрастные тектонические элементы прежнего океана - микроконтиненты, островные дуги, образования ложа океана (подводные плато и горы) и окраинных морей и т.п. Все эти относительно мелкие разнородные блоки, возникшие в разных местах и лишь на завершающей стадии совмещенные в зонах коллизии, объединяются общим названием террейны. Потому любая зона коллизии представляет собой гетерогенный и гетерохронный тектонический коллаж (мозаику), включающий элементы различного генезиса, отнюдь не всегда чисто коллизионного [].

Наконец, края сталкивающихся континентов в условиях сжатия и “торошения” разбиваются на большое число микроплит. По этой причине зоны коллизии в отличие от всех других типов межплитовых границ не представляют собой узкие линейные зоны (как, например, зоны спрединга, субдукции или трансформные разломы), а всегда имеют “размытые” очертания в плане, а их ширина достигает сотен и тысяч километров.

11. Обдукция

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской литосферы на конвергентных границах плит выражается субдукцией. Однако в этой же геодинамической обстановке, но лишь местами и на короткое время, проявляется весьма важный геодинамический режим - обдукция.

В случае обдукции небольшие фрагменты океанской коры и самой верхней части мантии оказываются приподнятыми и надвинутыми на континентальные окраины. Таким путем образуются офиолитовые покровы, широко развитые в разновозрастных складчатых поясах и обнаруживающие сильное сходство с корой современных океанов. Офиолиты справедливо считаются “океанической корой геологического прошлого”, а значит, именно благодаря процессу обдукции, “поднявшему” офиолиты на сушу, геологи смогли существенно расширить свои знания о строении и составе океанской коры [3].

На современной Земле процесс обдукции, по-видимому, нигде не происходит, хотя в альпийских складчатых поясах обнаружены свидетельства буквально только что произошедшей обдукции.

В принципе вероятны два механизма этого процесса (рис. 14). Первый реализуется в тех случаях, когда к активной континентальной окраине или островной дуге приближается срединно-океанский хребет (см. рис. 14). На нем, естественно, существует сквозьлитосферная трещина (рифт), по обе стороны от которой кора и литосфера имеют очень молодой возраст. Молодая и легкая океанская литосфера “сопротивляется” погружению в мантию, и в таких условиях происходит ее расщепление: нижняя (более тяжелая) мантийная часть субдуцирует, а верхняя коровая (более легкая) надвигается на окраину континента. На короткое время зона субдукции заклинивается, а затем конвергентный процесс возобновляется в нормальном режиме, кора и литосфера субдуцируют как единое целое, оставив на поверхности лишь незначительный по размерам фрагмент океанской коры в виде офиолитового покрова.

Второй механизм обдукции связан со столкновением энсиматической островной дуги с пассивной континентальной окраиной (см. рис. 14). При этом фрагмент океанской литосферы во фронтальной части дуги надвигается на край континента. Так же, как в первом случае, зона субдукции на короткое время заклинивается, поскольку легкая континентальная литосфера в силу своей плавучести ни при каких условиях не может погрузиться глубоко в мантию.

Рис. 14. Схемы обдукции: а - при столкновении активной континентальной окраины со спрединговым хребтом, б - при столкновении пассивной континентальной окраины с фронтом энсиматической островной дуги.

конвергентный литосферный кора обдукция

Заключение

В ходе данной курсовой работы были рассмотрены все поставленные задачи и цели, а именно типы границ литосферных плит, в частности конвергентные границы плит, были рассмотрены основные процессы, протекающие на этих границах: субдукция, коллизия, обдукция, а также их геологические следствия.

Добавлю, что понимание процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит, очень важно и необходимо для прогнозирования и поисков полезных ископаемых.

Список используемой литературы

1. В.П. Гаврилов. Геодинамика. Москва, 2007 год.

2. С.В. Аплонов. Геодинамика. Санкт-Петербург, 2001 год.

3. С.В. Аплонов. Геофизический анализ эволюции литосферы. Санкт-Петербург, 1998 год.

4. В.П. Гаврилов. Геотектоника. Москва, 2005 год.

5. В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе. Геотектоника с основами геодинамики. Москва, 2010 год.

6. М.А Клестов. Конспект лекций по дисциплине «геодинамика».

Размещено на Allbest.ru