тектонічні процеси, проникаючі глибоко в мантію. Вони виражені такими потужними зонами тектономагматіческой активності, як острівні дуги, континентальні окраїни андского типу та складчасті гірські споруди. Розрізняють 2 основних види конвергентного взаємодії літосферних плит: субдукції і колізію. Субдукції розвивається там, де на конвергентної кордоні сходяться континентальна і океанська літосфера або океанська з океанської. При їхньому зустрічному русі більш важка плита літосфери (завжди океанська) йде під іншу, а потім занурюється в мантію. Колізія, т.е зіткнення літосферних плит, розвивається там, де континентальна літосфера сходиться з континентальною: легка сиалического кора занурюється в мантію, тому подальше зустрічний рух плит супроводжується її деформацією і «скучіваніе» в складчастих гірських спорудах. Набагато рідше і на короткий час при конвергенції виникають умови для надвигания на край континентальної плити фрагментів океанічної літосфери: відбувається її обдукція.
3. Субдукції
субдукції (від лат. subductio - буквально, підведення) називається процес занурення океанської літосфери в астеносферних шар мантії, що відбувається на конвергентних кордонах плит. Межі поглинання виникають над спадними мантійними конвекційними течіями, при яких одна з літосферних плит ламається і занурюється в мантію. Процес супроводжується інтенсивними деформаціями.
Так як щільність океанічної літосфери істотно перевищує щільність континентальної, а потужність її, навпаки, менше, то пододвигаемой завжди надається перша. Крім того, розвитку подвигу сприяє і те, що щільність океанічних плит вище щільності мантійного астеносферних речовини (так наприклад, перидотит верхньої мантії в кристалічному (літосферних) стані має щільність близько 3,3 г/см3, а в частково розплавленому (астеносферном) - близько 3,2 г/см3). Внаслідок цього океанічна літосфера у міру старіння і відсунення від серединно-океанських хребтів проходить два важливих геодинамічних кордону [2] (рис. 2).
Рис. 2. Зміна параметрів океанічної літосфери в міру збільшення її віку.
Досягнувши віку 20 - 25 млн років, літосфера втрачає гравітаційну стабільність, після чого її плавучість стає негативною за рахунок кристалізації все більш глибоких частин астеносфери. Легкий, але тонкий поплавок у вигляді базальтової кори з щільністю близько 2,9 г/см3 вже не здатний утримувати океанічну літосферу на плаву, і вона втрачає архимедова рівновагу.
Після втрати гравітаційної стабільності (пройшовши 1-йрубеж) океанічна літосфера утримується на поверхні Землі за рахунок своєї пружності, хоча через зростання потужності, середньої щільності і ваги її поверхню (океанське дно) занурюється зі збільшенням віку. На підошві океанічної літосфери практично з моменту її народження в рифтової зоні серединного хребта існує плотностная інверсія близько 0,1 г/см3 і розвивається надлишковий тиск Дp (t), прогресуюче у часі:
Дp (t)=ДсgH (t), (1)
де Дс - різниця густин літосфери і астеносфери, рівна 0,1 г/см3;
g - прискорення вільного падіння;
H - потужність літосфери як функція її віку.
Зростання надлишкового тиску на підошві океанської літосфери не може тривати нескінченно, тому остання зберігає пружну стабільність тільки до тих пір, поки не перевищено межу міцності на зсув та сколювання (? 800-900 кг/см2 [6] ). Починаючи з віку приблизно 150 млн років, океанська літосфера втрачає свою пружну стабільність (проходить 2-й рубіж) і стає здатною мимовільно субдуціровать, причому така мимовільна субдукция є однією з рушійних сил тектоніки плит.
Вік 150 млн років можна розглядати як граничний вік океанської літосфери, тому в сучасному Світовому океані ніде немає літосфери з віком, істотно перевищує зазначену вище межу (див. рис. 3). Вся давніша (досредне-юрська) літосфера вже субдуціровала в мантію, за винятком невеликих фрагментів раннемезозойского, палеозойської і докембрийской океанської кори, представлених у офіолітових комплексах, а також вкарбуємо в континентальні плити.
Рис. 3. Вік океанічної кори.
За даними сейсмічної томографії, занурюються в мантію океанічні плити (слеби) чітко простежуються до глибини близько 670 км. Тут зазвичай відбувається виполажіваніе і розтікання пластин з утворенням великих зривів і переміщенням матеріалу, що супроводжується його скучіваніе і деформацією (див. Рис. 4).
Рис. 4. Простежування на глибину субдуцірует плити за даними сейсмічної томографії.
Досягаючи глибина близько 670 км, океанічна пластина розплавляється зазвичай настільки, що втрачає добротніст...
