Будова та склад тектоносфери

Тектоносфера та структуроутворюючі процеси

Тектоносферою умовно називають земну кору і частину верхньої мантії, де зароджуються та відбуваються тектонічні рухи. Верхня межа тектоносфери відповідає земній поверхні, а однозначності в проведенні нижньої немає.

Р.В.Беммелен[33], базуючись на результатах вивчення землетрусів, припускав, що тектоносфера охоплює 100-200 км салічної оболонки Землі. В.В.Бєлоусов вважав, що тектоносфера включає земну кору та верхню мантію. Послідовники теорії тектоніки літосферних плит під тектоносферою розуміють сукупність земної кори і надастеносферної мантії.

Тектоносфера включає не тільки тверду літосферу, але частково і астеносферу і її нижня межа проходить на глибині близько 400 км. Ю.М.Пущаровський за тектоносферу вважає сукупність геосфер Землі від межі мантії з ядром до земної поверхні в яких відбувається зародження тектонічних рухів, які сприяють утворенню геоструктур.

Враховуючи тісний взаємозв’язок між внутрішніми геосфера, а також відносну незалежність геодинамічних процесів у межах астеносфери, більшість дослідників схиляються до доцільності виділення в якості тектоносфери системи літосфера-астеносфера.

Геосфери Землі земна кора і мантія були виділені на підставі сейсмічних даних. Тобто, на відмінностях розповсюдження сейсмічних хвиль, які вказують на наявність різних за складом шарів. Літосфера та астеносфера – це поняття реологічні і їх виділення пов’язане з необхідністю обґрунтування гравітаційної врівноваженості гірських споруд. В основі цього явища лежать закони ізостазії.

Реологія (від грец. rhéos – течія, потік), наука про деформації та текучість речовини. Реологія розглядає процеси, що пов’язані з необоротними остаточними деформаціями та течією різних в’язких та пластичних матеріалів, а також явищ релаксації напружень.

Термін «Реологія» ввів американський вчений Ю.Бінгам. Реологія тісно переплітається з гідромеханікою, теоріями пружності, пластичності та повзучості. Реологія вирішує різні пограничні задачі деформації та течії твердих, рідких та інших тіл. Особлива увага приділяється складній реологічній поведінціі речовини, наприклад коли одночасно проявляються в’язкі та пружні властивості або в’язкі та пластичні.

Ізостазія, ізостатична рівновага (від грец. isostásios – рівний за вагою), рівноважна властивість земної кори, при якій вона розташовується на твердому більш тяжкому субстраті таким чином, як якщо б плавала на ньому за законом Архимеду. В зв’язку з ізостазією підошва земної кори тим глибше занурена у субстрат, чим товще кора та чим вона щільніше (важче), тому гори зазвичай мають «коріння», тобто розташовані під ними виступи кори направлені донизу. Ізостазія як правило, відбувається регіонально, тобто в рівновазі знаходиться не будь яка мала ділянка земної кори, а тільки достатньо великий (шириною 100-200 км) блок (брила). Повне здійснення ізостазії приводить до того, що під корою на будь якій горизонтальній поверхні, починаючи з поверхні компенсації та глибше тиск є постійним. Ізостазія виявляється шляхом спостереження за відхиленнями відвісь, вимірюванням товщини земної кори сейсмічними методами і головним чином шляхом визначення ізостатичних аномалій сили тяжіння. Нормальною корою (така що має нормальну товщину) вважають ізостатично врівноважену кору, поверхня якої розташована на рівні моря: під височинами передбачають нестачу маси, що компенсує надлишкове навантаження цієї височини, а під водними басейнами – надлишок маси, що компенсує знижену щільність води порівняно з нормальною корою. Ці нестачі та надлишки маси називаються ізостатичною компенсацією. Спостереження вказують на те, що земна кора практично повсюдно знаходиться у стані, досить близькому до повної ізостазії. Але у областях інтенсивних тектонічних рухів існують відхилення від ізостазії, іноді досить значні. Наприклад, смуги досить сильних від’ємних ізостатичних аномалій вздовж океанічних жолобів. Ізостазія встановлюється досить швидко. Так, під час останнього зледеніння Балтійстький та Канадський щити занурилися під вагою льоду (у теперішній час у такому самому стані перебувають Антарктида і Гренландія). Під час танення льоду почалося піднімання цих територій зі швидкостями у декілька мм на рік. Тому рухи, що відновлюють ізостазію займають порівняно мало часу і зараз спостерігаються у небагатьох місцях, переважають більш повільні тектонічні рухі, що порушують ізостазію. Прагнення земної кори до рівноваги відіграє велику роль у геотектоніці, але ця роль пасивна, на відміну від активної ролі тектонічних сил, що порушують ізостазію. Але ізостатичні сили обмежують розмах тектонічних рухів та відновлюють рівновагу, коли тектонічні сили слабшають.

У 1926 р. Дж.Барелл ввів у геологію термін астеносфера. Припущення про існування ослабленого шару в межах верхньої мантії було підтверджено Б.Гутенбергом[34] на підставі виділення зони знижених швидкостей сейсмічних хвиль. Ця зона отримала назву «шар Гутенберга» та ототожнювалася з астеносферою Дж.Барелла.

Астеносфера (від грец. asthees — слабкий) верхній пластичний шар верхньої мантії Землі, що називається також шаром Гутенберга. Астеносфера виділяється за зниженням швидкостей сейсмічних хвиль. Вище астеносфери знаходиться літосфера – тверда оболонка Землі. Межа між літосферою може проходити на глибині від 4 (під рифтами) до 200 (під кратонами) км. Астеносфера має в’язкість ~3×10²⁰ Пуаз.

Літосфе́ра (від грец. λίθος – камінь та σφαίρα — шар, сфера) – тверда оболонка Землі. Складається з земної кори та верхньої частини мантії до астеносфери, де швидкості сейсмічних хвиль знижуються, що свідчить про зміни пластичності порід. У будові літосфери виділяють рухливі області (складчасті пояси) та відносно стабільні області (платформи). Блоки літосфери – літосферні плити – рухаються по відносно пластичній астеносфері. Літосфера під океанами та континентами значно відрізняється. Літосфера під континентами складається з осадового, гранітного та базальтового шарів загальною потужністю до 80 км. Літосфера під океанами зазнала багатьох етапів часткового плавлення внаслідок утворення океанічної кори, вона сильно збіднена легкоплавкими рідкісними елементами, головним чином складена дунітами та гарцбургітами. Її товща складає 5-10 км, а гранітний шар повністю відсутній.

Існування астеносфери є основною умовою горизонтальних переміщень літосферних плит. Згідно з плейттектонічними побудовами, які лежать в основі теорії літосферних плит, піднімання астеносфери приводить до піднімання та розриву літосфери на окремі фрагменти (плити), а відтікання астеносфери з районів таких підняттів – до розсування цих фрагментів.

Астеносфера характеризується певними фізичними властивостями, які відрізняють її від інших геосфер Землі. До таких властивостей слід віднести:

- понижені швидкості поширення пружних сейсмічних хвиль, які встановлюються за допомогою сейсмічних методів;

- рівень ізостатичної компенсації, який спостерігається у гравітаційних полях;

- підвищена електропровідність;

- високе термічним поле, температура в межах якого вища за температуру плавлення мантійної речовини.

Використання комплексу цих показників для встановлення знаходження астеносфери в розрізі Землі виявило, що:

- під осьовими зонами серединно-океанічних хребтів покрівля астеносфери знаходиться на глибині 3-4 км;

- під щитами древніх платформ, границя астеносфери проходить на глибині від 200 до 400 км.

Крім того, астеносфера в районі серединно-океанічних хребтів і платформ суттєво відрізняються за показником в’язкості. Ця її особливість дала підставу В.В.Гордієнко виділити два типи літосфери: розм’якшену, без часткового плавлення відносну астеносферу платформних областей і частково розплавлену абсолютну астеносферу серединно-океанічних хребтів.

Сучасні дослідження дозволили встановити вертикальну неоднорідність астеносфери, яка виражена в наявності серії різних за фізичними властивостями астенолінз. Їх кількість і розміри прямо залежать від величини теплового потоку і тектонічної активності геоструктур. Астенолінзи частіше зустрічаються у верхній мантії, але іноді спостерігаються і у нижній частині земної кори. Така неоднорідність у їх розповсюдження вказує на те, що астеносфера не утворює постійного шару у верхній мантії. Вона може проявлятися у вигляді своєрідних лінз, що можуть знаходитися, як в межах верхньої мантії, так і нижньої частини земної кори. Умовами для їх виникнення є певні термодинамічних і фізико-хімічних обставини, які спричинені ендогенною активністю Землі. Термодинамічні та фізико-хімічні умови можуть сприяти виникненню астеносферних лінз.

Головною причиною формування астеносфери є підвищення на певних глибинах температури до величини, яка забезпечує часткове плавлення речовини. Потенційними чинниками утворення астеносфери можуть бути аномальні флюїдно-теплові потоки.

Мінливість астеносфери не дозволяє чітко встановити її верхню межу і як наслідок не дозволяє визначити потужність літосфери. Під океанами варіативність астеносфери стабілізується на відстані близько 1000 км від осей океанічних хребтів і глибина її верхньої границі знаходиться в межах 70-80 км.

Потужність континентальної літосфери на ділянках з низьким тепловим потоком (давні платформи), значно перевищує потужність літосфери складчастих областей для яких характерний високий тепловий потік.

У реологічному відношенні літосфера характеризується верствуватою будовою. Зовнішній шар характеризується пружними властивостями, а внутрішній – в’язкопружними. Згідно з геологічними та геофізичними даними, потужність пружної літосфери під океанами змінюється від 4 до 24 км, а під щитами древніх платформ – перевищує 80 км.

Літосфера це складна гетерогенна структура. Впродовж тривалого часу вважалося, що найбільшими структурними елементами літосфери є континенти і океани, які відрізняються за геологічною будовою, складом, рельєфом поверхні та історією розвитку. Їх і тепер розглядають як структурні елементи літосфери. Але нові відомості про зони сучасної ендогенної активності, розбіжність обрисів літосферних плит з обрисами континентів і океанів, розвиток теорії літосферних плит внесли корективи в традиційний тектонічний поділ літосфери.

Аналіз геологічної історії Землі вказує на те, що на кожному етапі її розвитку літосфера поділялася на великі літосферніплити, які зазнавали латеральних переміщень. Вони складалися з фрагментів океанічної та континентальної кори «спаяних» в одне ціле. Їх межами були райони активізації ендогенних процесів. Протягом історії геологічного розвитку Землі плити змінювали розміри, форму та положення і відповідно змінювалося розташування активних ендогенних зон. Це приводило до нового розподілу літосфери і утворення нових споруд, які відобразилися у структурних елементах континентів та океанів.

Згідно з сучасними уявленнями про будову літосфери в її складі виділяється (рис. 1):

- великі літосферні плити (мегаплити) – Євразійська, Північно-Американська, Південно-Американська, Африканська, Тихоокеанська, Індо-Австралійська та Антарктична;

- плити другого порядку (мезоплити) – Кокос, Карибська, Наска, Скотія, Аравійська, Філіпінська, Каролінська, Китайська, Іберійська, Анатолійська, Охотоморська, Амурська, Індо-Китайська, Сомалійська та Берингія;

- плити третього порядку (мікроплити) – Горда, Хуан-де-Фука, Експлорер, Філіппінська Південно-Сандвічева, Егейська.

Всі плити межують між собою через серединно-океанічні хребти, а самі плити включають не тільки континенти, а і частини океанів. До континентів відноситься не тільки суходіл, а також континентальний шельф, крайові плато і мікроконтиненти, тобто всі фрагменти літосфери з корою континентального типу. Океанічний тип кори характерний для глибоководних улоговин, окраїнних та деяких внутрішньоконтинентальних морів.

За складом кори та характером прояву тектонічних рухів у межах континентів і океанів виділяються елементи другого порядку: рухливі пояси та стійкі ділянки. В океанах до перших відносяться серединно-океанічні хребти, до других – абісальні рівними. На континентах до рухливих поясів відносять геосинкліналі, а до стійких ділянок – платформи. Крім того в межах континентів до елементів другого порядку також відносять внутрішньоконтинентальні орогени, які виражені областями тектоно-магматичної активізації.

Рис. 1. Літосферні плити Землі.

1 – 3 – межі плит: 1 – осі спредингу (серединно-океанічних хребтів); 2 – зони субдукції (зони поглинання океанічної кори); 3 – трансформні розломи 4 – умовні межі плит.

1 – Аравійська, 2 – Філіппінська, 3 – Кокос, 4 – Карибська, 5 – Наска, 6 – Південно-Сандвічева, 7 – Індо-Китайська, 8 – Егейська, 9 – Анатолійська, 10 – Хуант-де-Фука, 11 – Ривера, 12 – Китайська, 13 – Охотоморська; 14 – Скотія; 15 – Сомалійська; 16 – Каролінська.

Читайте також:

<== попередня сторінка	\|	наступна сторінка ==>
Методи геотектонічних досліджень	\|	Структуроутворюючі процеси

Не знайшли потрібну інформацію? Скористайтесь пошуком google:

Генерація сторінки за: 0.013 сек.