Строение континентальной земной коры

На первых этапах геофизических исследований выделялись два основных типа земной коры: 1) континентальный и 2) океанский, резко отличающиеся друг от друга строением и мощностью слагающих пород. В последующем стали выделять два переходных типа: 1) субконтинентальный и 2) субокеанский (рис. 1).

Рис.1. Схема строения различных типов земной коры

1 – вода; 2 – осадочный слой; 3 – гранитный слой; 4 - базальтовый слой континентальной коры; 5 – базальтовый слой океанической коры; 6 – магматический слой океанической коры; 7 – вулканические острова; 8,9 – мантия (ультраосновные магматические породы)

Континентальный тип земной коры

Мощность континентальной земной коры изменяется от 35-40 (45) км в пределах платформ до 55-70 (75) км в молодых горных сооружениях. Континентальная кора продолжается и в подводные окраины материков. В области шельфа ее мощность уменьшается до 20-25 км, а на материковом склоне (на глубине около 2,0-2,5 км) выклинивается. Континентальная кора состоит из трех слоев. Первый – самый верхний слой представлен осадочными горными породами, мощностью от 0 до 5 (10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Скорость продольных сейсмических волн (Vp) меньше 5 км/с. Второй – традиционно называемый "гранитный" слой на 50% сложен гранитами, на 40% - гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами. Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым или гранитометаморфическим. Его средняя мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до 20 – 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) – 5,5-6,0 (6,4) км/с. Третий, нижний слой называется "базальтовым". По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам.

Однако высказывается предположение, что он сложен основными интрузивными породами типа габбро, а также метаморфическими породами амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, не исключается наличие и ультраосновных пород. Правильнее называть этот слой гранулито-базитовым (базит - основная порода). Его мощность изменяется от 15-20 до 35 км. Скорость распространения волн (Vp) 6,5-6,7 (7,4) км/с. Граница между гранитометаморфическим и гранулито-базитовым слоями получила название сейсмического раздела Конрада. Долгое время господствовало представление о том, что граница Конрада существует в континентальной коре повсеместно. Однако последующие данные глубинного сейсмозондирования показали, что поверхность Конрада далеко не всюду выражена, а фиксируется лишь в отдельных местах. Естественно возникают новые интерпретации строения континентальной земной коры. Так, Н. И. Павленковой и другими предложена четырехслойная модель.

В этой модели выделяется верхний осадочный слой с четкой скоростной границей, обозначенной Ко. Ниже расположенные части земной коры объединены в понятие кристаллический фундамент, или консолидированная кора, внутри которой выделяются три слоя: верхний, промежуточный и нижний, разделенные границами К1 и К2. Отмечается достаточная устойчивость границы К2 - между промежуточным и нижним этажами. Верхний этаж характеризуется вертикально-слоистой структурой и дифференцированностью отдельных блоков по составу и физическим параметрам. Для промежуточного этажа отмечается тонкая горизонтальная расслоенность и наличие отдельных пластин с пониженной скоростью сейсмических волн (Vp) - 6 км/с (при общей скорости в слое 6,4-6,7 км/с) и аномальной плотностью.

На основании этого делается вывод, что промежуточный слой может быть отнесен к ослабленному слою, по которому возможны горизонтальные подвижки вещества. В настоящее время и другие исследователи обращают внимание на наличие отдельных линз в континентальной коре с относительно (на 0,1-0,2 км/с) пониженными скоростями сейсмических волн на глубинах 10-20 км, при мощности линз 5-10 км. Предполагают, что эти зоны (или линзы) связаны с сильной трещиноватостью и обводненностью пород.

Данные С. Р. Тейлора указывают также, что в пределах континентальной коры нет единого слоя с пониженной скоростью, а отмечается прерывистая расслоенность. Все сказанное свидетельствует о большой сложности континентальной земной коры и неоднозначности его интерпретации. Достаточно убедительным доказательством этого являются данные, полученные при бурении сверхглубокой Кольской скважины, достигшей уже глубины свыше 12 км. По предварительным сейсмическим данным, в районе заложения скважины граница между "гранитным" и "базальтовым" слоями должна бы быть встречена на глубине около 7 км. В действительности никакого геофизического "базальтового" слоя не оказалось.

На этой глубине под мощной метаморфизованной вулканогенно-осадочной толщей протерозойского возраста были вскрыты плагиоклазовые гнейсы, гранито-гнейсы, амфиболиты - породы среднетемпературной стадии метаморфизма, процентное содержание которых увеличивается с глубиной. Что же послужило причиной изменения скорости сейсмических волн (от 6,1 до 6,5-6,6 км/с) на глубине около 7 км, где предполагалось наличие геофизического "базальтового" слоя? Возможно, что это связано с амфиболитами и их ролью в изменении упругих свойств пород. Возможно также, что указанная ранее (до бурения скважины) граница связана не с изменением состава пород, а с увеличением поля напряжения, обусловленного интенсивными деформациями и неоднократными проявлениями метаморфизма.

Вопрос 6

Континентальные платформы: основные структурные элементы, развитие, фундамент, чехол. Различия древних и молодых платформ.(стр.137)

Вопрос 7

Складчатые пояса, области и системы. Распространение, основные черты строения. Представления о развитии складчатых поясов. Эпиплатформенные орогенные пояса и области, их строение, особенности развития и возраст(стр.146). Континентальные рифты(стр.148) и вулканизм.

Складчатые пояса, области и системы. Складчатые пояса подразделяются на складчатые области, под которыми понимаются крупные участки поясов, разделенные зонами поперечных разломов и отличающиеся один от другого особенно с строения и развития. Так, Урало-Охотский палеопояс включает Уральскую, Тянь-Шаньскую, Центрально-Казахстанскую Алтае-Сaянскую и Монголо-Охотскую складчатые области. В свою очередь, складчатые области продольными разломами делятся на складчатые системы, имеющие индивидуальные особенности, завершившие свое развитие в разное время.

СКЛАДЧАТЫЕ НАРУШЕНИЯ

Рис.14.3. Основные элементы складки

Складкой называется изгиб слоя без разрыва его сплошности. В природе наблюдается большое разнообразие складок. Классифицировать их можно по разным признакам, но сначала следует остановиться на элементах единичной складки, часть которых может быть определена достаточно строго, а часть носит условный характер (рис.14.3). В складке выделяются: крылья-пласты, боковые части складки, располагающиеся по обе стороны перегиба или свода; ядро - внутренняя часть складки, ограниченная каким-либо пластом; угол при вершине складки - угол, образованный продолжением крыльев складки до их пересечения; замок, или свод,- перегиб пластов; осевая поверхность - поверхность, делящая угол при вершине складки пополам; шарнир- точка перегиба в замке, или своде складки; шарнирная линия - линия пересечения осевой поверхности с кровлей или подошвой пласта в замке или своде складки. Осевая линия, или ось - линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной поверхностью. Гребень - высшая точка складки, не совпадающая с шарниром в случае наклонных или лежачих складок.

Рис. 14.4. Складки: 1- антиклинальная складка, 2- синклинальная складка, 3-периклинальное замыкание антиклинали (в плане), 4- центриклинальное замыкание синклинали (в плане)

Выделяются два основных типа складок: антиклинальная, в ядре которой залегают древние породы, и синклинальная, в ядре которой располагаются более молодые породы по сравнению с крыльями (рис.14.4). Эти определения не меняются даже в том случае, если складки оказываются перевернутыми или опрокинутыми. Если невозможно определить кровлю или подошву слоев, например, в глубоко метаморфизованных породах, для определения изгиба слоев используют термины: антиформа, если слои изогнуты вверх, и синформа, если они изогнуты вниз.

Сильно сжатые, или изоклинальные, складки, сложенные чаще всего глинистыми сланцами, аргиллитами, тонкими алевролитами, раскладываются на многочисленные, очень тонкие параллельные друг другу и осевой поверхности складки, пластинки и поперечный срез складки оказывается при этом рассеченным системой тонких трещин. Это явление называетсякливажем. Образование кливажа связано с сильным сжатием, расплющиванием слоев по нормали к ним.

Рис. 14.5. Морфологические типы складок

Классифицировать складки по их форме в поперечном сечении можно, основываясь на разных признаках, например по характеру наклона осевой поверхности (рис. 14.5). В этом случае выделяются складки: прямые (симметричные) - осевая поверхность вертикальна; наклонные - осевая поверхность наклонена, но крылья падают в разные стороны, хотя и под разными углами; опрокинутые - осевая поверхность наклонная, крылья падают в одну и ту же сторону под разными или одинаковыми углами; лежачие - осевая поверхность горизонтальная; ныряющие - осевая поверхность "ныряет" ниже линии горизонта.

По отношению осевой поверхности и крыльев выделяются складки: открытые - угол при вершине складки тупой; закрытые - угол при вершине складки острый; изоклинальные - осевая поверхность параллельна крыльям складки, что фиксирует сильную степень сжатия.

По форме замка складки подразделяются на: гребневидные-узкие, острые антиклинали, разделенные широкими пологими синклиналями; килевидные - узкие острые синклинали, разделенные широкими, плоскими антиклиналями; сундучные или коробчатые - широкие плоские антиклинали и синклинали.

Рис. 14.6.Складки: /- подобные, 2- концентрические, 3-диапироидные, 4-диапировые

По соотношению мощности пластов на крыльях и в замках выделяются подобные, концентрические, диапироидные и диапировые складки. Подобные - мощность на крыльях меньше, а в замках больше при сохранении угла наклона крыльев (рис.14.6). Такая форма складки образуется при раздавливании крыльев и перетекании материала пластов в своды, или замки.Концентрические-мощность пластов в сводах и замках такая же, как и на крыльях, но с глубиной происходит изменение наклона слоев. Диапироидные - складки с утоненными замками и хорошо развитым ядром, образуются в пластичных толщах. Диапировые - складки с ядром из соли, гипса, глины и других пластичных толщ, которое, всплывая, в результате инверсии плотностей протыкает перекрывающие пласты, нередко выходя на поверхность.

Рис. 14.7. Типы складок в плане (A) и разрезе (Б)

Рассматривая складки, в плане можно выделить следующие их основные типы: линейные-длина складки намного превышает ее ширину; брахиморфные -овальные складки, длина которых в 2-3 раза больше ширины; куполовидные - антиклинальные складки - ширина и длина примерно равны; мульды -синклинальные складки, ширина и длина которых примерно одинаковы (рис. 14.7).

Замыкание антиклинальной складки в плане называется периклиналью, а синклинальной - центриклиналью. По ним можно судить о форме складки в замке или своде, что важно при построении геологических разрезов. Довольно часто периклинальные и центриклинальные замыкания складок осложняются более мелкими складками, при этом основная складка как бы расщепляется, дихотомирует на несколько. На периклинальных окончаниях антиклинальной складки шарнирная линия погружается ниже дневной поверхности, а в центриклиналях, наоборот, воздымается. В этом случае говорят об ундуляции шарнирной линии. Если все высшие точки складок - гребни - соединить плоскостью или в поперечном разрезе линией, то она будет называться зеркалом складчатости.

Рис. 14.8. Антиклинорий (А) и синклинорий (Б)

Сочетание антиклинальных и синклинальных складок создает более сложные складчатые формы. Так, если наблюдается преобладание антиклинальных складок и зеркало складчатости образует выпуклую кривую, такая структура называются антиклинорием и, наоборот, преобладание синклинальных складок и вогнутая кривая зеркала складчатости характерна длясинклинория (рис. 14.8).

В природных условиях складки нередко заполняют собой огромные пространства, и крыло антиклинальной складки переходит в крыло соседней синклинальной складки. Подобное сочетание складок называется складчатостью. В. В. Белоусов выделяет три основных типа складчатости: 1) полную, или голоморфную; 2) прерывистую, или идиоморфную, и 3) промежуточную между двумя первыми типами.

Характерной особенностью полной складчатости является сплошное заполнение сопряженными складками, как правило, линейными, параллельными друг другу, с близкой амплитудой и шириной. Примеров такой полной складчатости можно привести много:

Верхоянская складчатая область мезозойского возраста, Западно-Саянская каледонская область, Башкирский антиклинорий Урала и т. д. Сформироваться полная складчатость может только в том случае, если вся масса слоистых горных пород подвергается сжатию, общему смятию, причем силы, обеспечивающие деформацию, должны быть ориентированы близко к горизонтальной плоскости.

Прерывистую складчатость отличает изолированность складок, расположение на значительном расстоянии друг от друга, преимущественное развитие антиклиналей изометричной формы, промежутки между которыми сложены почти недеформированными, горизонтально залегающими слоями. Подобная складчатость характерна для платформенных областей. Например, на Восточно-Европейской платформе, в пределах Русской плиты широко развиты отдельные складки или их цепочки различной формы и амплитуды, но, как правило, с очень небольшими углами наклона крыльев, не превышающими первых градусов.

Промежуточная складчатость обладает чертами полной и прерывистой складчатости и характеризуется развитием отдельных гребневидных или килевидных складок и их сочетанием на фоне относительно спокойного залегания отложений. Подобный тип складчатости свойствен некоторым передовым прогибам, например Терско-Каспийскому, где развиты две узкие сложные антиклинальные складки: Сунженская и Терская, не имеющие корней, т.е. выраженные только в верхних горизонтах чехла.

Рассмотренные типы складок и складчатости являются морфологическими. Нам же интересно знать, каким образом сформировалась та или иная складка или складчатость. Большое разнообразие складок, существующее в природе, сводится всего к трем основным типам, если принять во внимание механизм их образования или кинематику: 1) продольного изгиба, 2) поперечного изгиба и 3) течения. В первом случае на пласт, пачку пластов или их толщу действуют горизонтально ориентированные силы и слои сминаются в складки только потому, что происходит проскальзывание одних слоев по другим и при этом в кровле и подошве каждого пласта действуют противоположно направленные силы, вызывающие деформацию сдвига.

В. В. Белоусов полагает, что на ранней стадии сжатия складки получаются концентрическими, а в дальнейшем, когда сжатие усиливается, возникают уже подобные складки, так как материал с крыльев в результате расплющивания начинает перетекать в замки складок. Проскальзывание слоев и их расплющивание приводят к тому, что слои с пониженной вязкостью испытывают внутреннее течение, материал в них перераспределяется, нагнетаясь в замки складок и при этом сминаясь в мелкие складочки, образующие совсем другой структурный рисунок по сравнению с более вязкими пластами, испытывающими лишь плавный изгиб. Так возникают дисгармоничные складки, масштаб которых может варьировать очень сильно.

Складки поперечного изгиба образуются в результате действия сил, направленных по нормали к кровле или подошве слоя. Уже говорилось, что такие складки возникают, например, в платформенном чехле при движении блоков фундамента. В этом случае над поднимающимся блоком все деформируемые слои испытывают растяжение и становятся длиннее. Этим они отличаются от поведения слоев при продольном изгибе.

Складки течения или нагнетания свойственны горным породам с очень низкой вязкостью, таким, как глины, гипс, каменная соль, ангидрит, каменный уголь. При высоких температурах, когда вязкость резко понижается, способность к течению проявляют даже гнейсы, кварциты, известняки, мраморы и другие породы. Складки подобного типа характеризуются прихотливой, часто очень сложной формой.

Морфологическая классификация складчатости говорит только о ее форме и сочетаниях складок. Ответ на вопрос, как происходила деформация толщ пород в самом общем виде, дает кинематическая классификация. В. В. Белоусов выделяет складчатость общего смятия, характеризующую общее горизонтальное сдавливание горных пород, приводящее к формированию полной, или голоморфной, складчатости. Глыбовая складчатость ведет к образованию идиоморфных или прерывистых складок, а складчатость нагнетания формирует диапировые складки или ядра диапировых куполов и связана с перетеканием пластичных горных пород

Вулканизм

Если жидкий магматический расплав достигает земной поверхности, происходит его извержение, характер которого определяется составом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих компонентов и другими параметрами. Одной из самых важных причин извержений магмы является ее дегазация. Именно газы, заключенные в расплаве, служат тем "движителем", который вызывает извержение. В зависимости от количества газов, их состава и температуры они могут выделяться из магмы относительно спокойно, тогда происходит излияние - эффузия лавовых потоков. Когда газы отделяются быстро, происходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается расширяющимися газовыми пузырьками, вызывающими мощное взрывное извержение - эксплозию. Если магма вязкая и температура ее невысока, то расплав медленно выжимается, выдавливается на поверхность, происходит экструзия магмы.

Таким образом, способ и скорость отделения летучих определяют три главные формы извержений: эффузивное, эксплозивное и экструзивное. Вулканические продукты при извержениях бывают жидкими, твердыми и газообразными.

8 вопрос Концепция тектоники литосферных плит. Субдукция, сейсмофокальные зоны Беньофа. Связь вулканизма и сейсмичности. Возраст океанического ложа. Срединно-океанические хребты, рифтовые зоны как оси спрединга. Трансформные разломы. Движения плит и их возможный механизм.
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: поднятия, контракции, пульсационная, ротационная, расширения Земли, глубинной дифференциации и, наконец, дрейфа материков. Каждая из этих гипотез опиралась на какую-то реально наблюдаемую сторону тектонических процессов и, в конечном счете, терпела неудачу, так как не учитывала их действительного многообразия и (или) не могла предложить удовлетворительного их механизма.
Ближе всего к истине, как потом оказалось, подошла гипотеза дрейфа материков А. Вегенера, но она не смогла предложить убедительный механизм этого дрейфа.
В конце 50-х — начале 60-х годов началось интенсивное геолого-геофизическое исследование океанов и был сделан ряд принципиально важных геофизических открытий. Было установлено существование астеносферы и тем самым слоя, по поверхности которого возможно относительное перемещение литосферы. Было подтверждено отличие мощности и состава океанской коры от континентальной. Было обнаружено существование грандиозной системы срединно-океанских хребтов и рифтов. В океане были открыты линейные знакопеременные магнитные аномалии, параллельные и симметричные относительно осей срединных хребтов. Было открыто также явление периодических инверсий магнитного поля Земли. Горные породы оказались обладающими остаточной намагниченностью, позволяющей восстановить их положение в древнем магнитном поле. На этой основе возникло новое научное направление—палеомагнетизм, первые же результаты которого показали, что материки испытали значительные перемещения, прежде чем занять свое современное положение.
Все эти и некоторые другие новые открытия не укладывались ни в одну тектоническую гипотезу фиксистского 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 новой мобилистской теории, первоначально больше известной как новая глобальная тектоника, а затем тектоника плит(точнее, тектоника литосферных плит). Зародышем ее явилась идея об образовании океанов в результате раздвижения континентов и разрастания пространства молодой океанской коры начиная от осей срединно-океанских хребтов. Этот процесс был впервые описан американскими геологом Г. Хессом и геофизиком Р. Дитцем и получил от последнего название спрединга океанского дна (спрединг буквально означает распространение, разрастание).
Были октрыты также трансформные разломы, а также нарисована общая картина смещений литосферных плит.
Новой концепции повезло — она вскоре начала получать фактическое подтверждение. В том же 1968 г. началось глубоководное бурение с американского судна «Гломар Челленджер», и уже первый профиль буровых скважин в Южной Атлантике обнаружил совпадение возраста океанской коры, вскрытой скважинами, с возрастом, предсказанным по магнитным аномалиям, а также закономерное увеличение этого возраста по мере удаления от оси срединного хребта.
Рассмотрим основные положения тектоники литосферных плит.
1. Первой предпосылкой тектоники плит является разделение верхней части твердой Земли на две оболочки, существенно отличающиеся по реологическим свойствам (вязкости), — жесткую и хрупкую литосферу и более пластичную и подвижную астеносферу. Как уже говорилось, выделение этих двух оболочек производится по сейсмологическим или магнитотеллурическим данным. 2. Второе положение тектоники плит, которому она и обязана своим названием, состоит в том, что литосфера. естественно подразделена на ограниченное число плит—в настоящее время семь крупных и столько же малых. Основанием для их выделения и проведения границ между ними служит размещение очагов землетрясений. 3. Третье положение тектоники плит касается характера их взаимных перемещении. Различают три рода таких перемещений и соответственно границ между плитами: 1)дивергентные границы, вдоль которых происходит раздвижение плит, —спрединг; 2) конвергентные границы, на которых идет сближение плит, обычно выражающееся поддвигом одной плиты под другую; если океанская плита пододвигается под континентальную, этот процесс называется субдукцией, если океанская плита надвигается на континентальную — обдукцией; если сталкиваются две континентальные плиты, тоже обычно с поддвигом одной под другую, — коллизией; 3) трансформные границы, вдоль которых происходит горизонтальное скольжение одной плиты относительно другой по плоскости вертикального трансформного разлома.
В природе преобладают границы первых двух типов.
На дивергентных границах, в зонах спрединга, происходит непрерывное рождение новой океанской коры; поэтому эти границы называют еще конструктивными. Кора эта перемещается астеносферным течением в сторону зон субдукции, где она поглощается на глубине; это дает основание называть такие границы деструктивными.
Четвертое положение тектоники плит заключается в том, что при своих перемещениях плиты подчиняются законам сферической геометрии, а точнее теореме Эйлера,согласно которой любое перемещение двух сопряженных точек по сфере совершается вдоль окружности, проведенной относительно оси, проходящей через центр Земли. 5. Пятое положение тектоники плит гласит, что объем поглощаемой в зонах субдукции океанской коры равен объему коры, нарождающейся в зонах спрединга. 6. Шестое положение тектоники плит усматривает основную причину движения плит в мантийной конвекции. Эта конвекция в классической модели 1968 г. является чисто тепловой и общемантийной, а способ ее воздействия на литосферные плиты состоит в том, что эти плиты, находящиеся в вязком сцеплении с астеносферой, увлекаются течением последней и движутся на манер ленты конвейера от осей спрединга к зонам субдукции. В целом схема мантийной конвекции, приводящей к плитнотектонической модели движений литосферы, состоит в том, что под срединно-океанскими хребтами располагаются восходящие ветви конвективных ячей, под зонами субдукции—нисходящие, а в промежутке между хребтами и желобами, под абиссальными равнинами и континентами — горизонтальные отрезки этих ячей. Субдукция (по A.Hofmann, 1997) разрушение литосферы путем скольжения обратно в мантию под островные дуги, часто под углом 45 и достижения глубин по крайней мере 600 км. СУБДУКЦИЯ, в тектонике литосферных плит - опускание горной породы с края одной тектонической плиты вполурасплавленную астеносферу внизу. Встречается в районах схождения плит. Это процесс погруженияодного блока земной коры под другой (зона субдукции). Часто верхняя плита - континентальная, а нижняя -океаническая; в этом случае субдукция ведет к образованию океанического желоба. Этот тип субдукциисвязан с извержениями вулканов, землетрясениями и другой сейсмической активностью. см. такжеКОНТИНЕНТ. Наиболее выразительным проявлением современной субдукции служат, как отмечалось выше, сейсмофокальные зоны, наклонно уходящие на глубину. В середине 30-х годов К. Вадати установил под Японией первую такую зону, а в следующее десятилетие (1938—1945) Б. Гутенберг и Ч. Рихтер опубликовали информацию о большинстве остальных сейсмофокальных зон. Глобальная сводка этих авторов вызвала большой интерес. Уже в 1946 г. появилась, в частности, статья известного петролога и вулканолога А.Н. Заварицкого «Некоторые факты, которые надо учитывать при тектонических построениях», где развивалась мысль о первичной, определяющей роли глубинных сейсмоактивных зон в отношении наблюдаемых над ними близповерхностных тектонических и вулканических процессов, являющихся в этом смысле вторичными. В 1949—1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологического института опубликовал следующее поколение обобщающих работ о сейсмофокальных зонах. В те годы назревала концепция "новой глобальной тектоники", создатели которой широко использовали работы X. Беньофа о сейсмофокальных зонах и стали именовать их «зоны Беньофа». Название укоренилось в геолого-геофизической терминологии, при этом признается приоритет К. Вадати, воздается должное фундаментальному открытию этого ученого.
К настоящему времени накоплен обширный материал о строении и характеристиках сейсмофокальных зон Беньофа. Учитываются размещение очагов землетрясений, их магнитуда, а также результаты решения их фокального механизма, позволяющие судить об ориентировке главных осей напряжения. Размещение глубинных очагов обычно изображают на картах (т.е. в проекции на горизонтальную плоскость), а также на поперечных и продольных «профилях» зоны Беньофа. Каждый такой «профиль» (см. рис. 6.7, 6.10) представляет собой проекцию сейсмических очагов на вертикальную поверхность. Для построения поперечного «профиля» берется определенный сегмент зоны Беньофа и оказавшиеся в его пределах очаги проектируются на вертикальную плоскость, ориентированную вкрест простирания зоны. Иногда эту вертикальную плоскость ориентируют в направлении субдукции, которая может происходить под разными углами к простиранию зоны. Продольный «профиль» зоны Беньофа получают, проектируя сейсмические очаги на вертикальную поверхность, которая следует вдоль сейсмофокальной зоны, изгибаясь вместе с ней.
Глубинность зон Беньофа. Сравнивая размещение очагов землетрясений с результатами сейсмической томографии для той же зоны субдукции, можно убедиться, что погружение литосферы сначала, до какой-то определенной глубины, порождает очаги упругих колебаний, а далее продолжается как асейсмичный процесс (см. рис. 6.6). Это определяется, вероятно, в первую очередь снижением упругих свойств субдуцирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит главным образом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась. Не случайно среди сейсмофокальных зон, уходящих до максимальных глубин 600—700км (а отдельные слабые очаги замечены и до глубин 850 км), — Японская, Идзу-Бонинская, Марианская, Тонга, Кермадек, где субдуцирует литосфера с возрастом 120—150 млн. лет. Напротив, там, где субдукция начинается вблизи осей спрединга, тонкая и высокотемпературная литосфера сейсмична лишь до глубин 200—100км, а иногда и менее (у Каскадных гор, у Мексиканской и Южно-Чилийской окраин, в зонах Нанкай, Яп-Палау и Южно-Соломоновой). Вероятной причиной неравномерного нарастания крутизны уходящей в мантию сейсмофокальной зоны и соответствующих изгибов ее профиля считают уплотнение субдуцирующей литосферы вследствие фазовых переходов. В частности, полагают, что на глубинах 40—60км дегидратация минералов и преобразование габбро в эклогиты приводит к уплотнению приблизительно на 20%, а это создает дополнительные, направленные вниз напряжения. Дальнейшее уплотнение связывают с фазовым переходом оливин — шпинель на глубинах 300—350 км. Наконец, там, где наблюдается резкое выполаживание зоны Беньофа на подходе к нижней мантии, сейсмические очаги тоже, по-видимому, трассируют соответствующий изгиб литосферы, (которая в этих случаях либо скользит по поверхности нижней мантии (что возможно при двухъярусной конвекции), либо ложится на эту поверхность по мере гравитационного опускания субдуцирующей литосферы и обкатывания ее линии перегиба (у желоба) в сторону океана.
Внутреннее строение зон Беньофа и напряжения в сейсмических очагах. Решение фокального механизма очагов по первым вступлениям сейсмических волн дает ориентировку главных осей напряжения, что в свою очередь позволяет определить направление растяжения (сжатия) или сдвиговых усилий в области очага. Установлено, что в зонах Беньофа эти динамические параметры закономерно меняются с глубиной. Вместе с тем меняется размещение очагов относительно границ субдуцирующей литосферы (рис. 6.10). Близ поверхности — под глубоководным желобом, а нередко и на его океанском обрамлении — очаги размещаются внутри литосферы, главным образом в ее верхней части. Преобладают растяжения, ориентированные полого, вкрест простирания желоба и обусловленные, как полагают, образованием сбросов при упругом изгибе литосферы перед ее погружением в зону субдукции. С такой трактовкой сбросов согласуется, их простирание, продольное по отношению к желобу и изменяющееся при его поворотах. Нередко эти сбросы непосредственно устанавливаются сейсмическим профилированием и даже выходят на поверхность дна. Максимальная сейсмическая активность сосредоточена на следующем отрезке зон Беньофа, где она порождается конвергентным взаимодействием двух литосферных плит. Очаги размещаются преимущественно на их контакте, решение фокальных механизмов указывает на усилия сдвига, направление которых соответствует относительному смещению в ходе субдукции. Глубинность этого отрезка зон Беньофа определяется толщиной надвигающейся литосферной плиты: до 60—70 км во внутриокеанских зонах, до 100км и более при субдукции под континентальную литосферу. В зонах с относительно слабым сцеплением литосферных плит здесь возникают многочисленные, но небольшие очаги. При этом на самых малых глубинах (до 20—25 км) иногда происходит почти асейсмичное скольжение, крип; в зоне Беньофа это выражается небольшим пробелом, который размещается под внутренним склоном желоба. Его объясняют резким снижением сил сцепления за счет сверхвысоких поровых давлений воды, отделение которой от осадков и от базальтов океанской коры, как показывают эксперименты, максимально именно на таких глубинах, т.е. в начале субдукционного погружения. В других зонах, где силы сцепления велики, происходит накопление упругих напряжений и возникают более редкие землетрясения большой, в том числе максимальной для зон Беньофа, магнитуды. На рассматриваемом отрезке сейсмофокальных зон бывают и другие очаги, которые размещаются внутри субдуцирующей литосферы (в ее верхней части) и обусловлены сжатием в направлении субдукции.
Глубже, где субдуцирующая плита выходит из соприкосновения с висячим литосферным крылом и погружается в астеносферу, очаги сдвиговых напряжений уже не обнаруживаются. Здесь и далее, вплоть до самых больших глубин, сейсмическое выражение субдукции обеспечивается очагами, которые возникают внутри субдуцирующей литосферы: как относительно холодное тело она отличается от окружающих пород более высокими упругими свойствами. Сейсмические очаги образуются в этой литосфере под действием напряжений сжатия или растяжения, ориентированных наклонно в направлении субдукции. Строение этого наиболее протяженного отрезка зон Беньофа разнообразно и находится в той или иной связи с их глубинностью и профилем. Во многих случаях до глубин около 300 км прослеживается как бы двойная сейсмофокальная зона: очаги тяготеют к двум плоскостям, параллельным кровле литосферы и отстоящим приблизительно на 25—40 км одна от другой (см. рис. 6.10). К верхней плоскости (к верхам литосферы) приурочены очаги сжатия, к нижней плоскости (к средней части литосферы) — очаги растяжения. На глубинах 300—350 км нередко наблюдается ослабление сейсмической активности, а еще глубже сейсмофокальные зоны выражены главным образом очагами сжатия.