Границы литосферных плит на карте мира. Литосфера как элемент географической оболочки

Вместе с частью верхней мантии состоит из нескольких очень больших блоков, которые называются литосферными плитами. Их толщина различна - от 60 до 100 км. Большинство плит включают в себя как материковую, так и океаническую кору. Выделяют 13 основных плит, из них 7 наиболее крупных: Американская, Африканская, Индо- , Амурская.

Плиты лежат на пластичном слое верхней мантии (астеносфере) и медленно движутся друг относительно друга со скоростью 1-6 см в год. Этот факт был установлен в результате сопоставления снимков, сделанных с искусственных спутников Земли. Они позволяют предположить, что конфигурация в будущем может быть совершенно отличной от современной, так как известно, что Американская литосферная плита движется навстречу Тихоокеанской, а Евразийская сближается с Африканской, Индо-Австралийской, а также с Тихоокеанской. Американская и Африканская литосферные плиты медленно расходятся.

Силы, которые вызывают расхождение литосферных плит, возникают при перемещении вещества мантии. Мощные восходящие потоки этого вещества расталкивают плиты, разрывают земную кору, образуя в ней глубинные разломы. За счет подводных излияний лав по разломам формируются толщи . Застывая, они как бы залечивают раны - трещины. Однако растяжение вновь усиливается, и снова возникают разрывы. Так, постепенно наращиваясь, литосферные плиты расходятся в разные стороны.

Зоны разломов есть на суше, но больше всего их в океанических хребтах на , где земная кора тоньше. Наиболее крупный разлом на суше располагается на востоке . Он протянулся на 4000 км. Ширина этого разлома - 80-120 км. Его окраины усеяны потухшими и действующими .

Вдоль других границ плит наблюдается их столкновение. Оно происходит по-разному. Если плиты, одна из которых имеет океаническую кору, а другая материковую, сближаются, то литосферная плита, покрытая морем, погружается под материковую. При этом возникают , дуги () или горные хребты (). Если сталкиваются две плиты, имеющие материковую кору, то происходит смятие в складки горных пород края этих плит, и образование горных областей. Так возникли, например, на границе Евразийской и Индо-Австралийской плиты . Наличие горных областей во внутренних частях литосферной плиты говорит о том, что когда-то здесь проходила граница двух плит, прочно спаявшихся друг с другом и превратившихся в единую, более крупную литосферную плиту.Таким образом, можно сделать общий вывод: границы литосферных плит - подвижные области, к которым приурочены вулканы, зоны , горные области, срединно-океанические хребты, глубоководные впадины и желоба. Именно на границе литосферных плит образуются , происхождение которых связано с магматизмом.

Дивергентные границы – границы, вдоль которых происходит раздвижение плит.

Процессы горизонтального растяжения литосферы называют рифтогенезом. Эти границы приурочены к континентальным рифтам и срединно-океанических хребтам в океанических бассейнах.

Термин «рифт» (от англ. rift – разрыв, трещина, щель) применяется к крупным линейным структурам глубинного происхождения, образованным в ходе растяжения земной коры. В плане строения они представляют собой грабенообразные структуры.

Закладываться рифты могут и на континентальной, и на океанической коре, образуя единую глобальную систему, ориентированную относительно оси геоида. При этом эволюция континентальных рифтов может привести к разрыву сплошности континентальной коры и превращению этого рифта в рифт океанический (если расширение рифта прекращается до стадии разрыва континентальной коры, он заполняется осадками, превращаясь в авлакоген).

Строение континентального рифта

Процесс раздвижения плит в зонах океанских рифтов (срединно-океанических хребтов) сопровождается образованием новой океанической коры за счёт магматических базальтовых расплав поступающих из астеносферы. Такой процесс образования новой океанической коры за счёт поступления мантийного вещества называется спрединг (от англ. spread – расстилать, развёртывать) .

Строение срединно-океанического хребта

В ходе спрединга каждый импульс растяжения сопровождается поступлением новой порции мантийных расплавов, которые, застывая, наращивают края расходящихся от оси СОХ плит.

Именно в этих зонах происходит формирование молодой океанической коры.

Конвергентные границы – границы, вдоль которых происходит столкновение плит. Главных вариантов взаимодействия при столкновении может быть три: «океаническая – океаническая», «океаническая – континентальная» и «континентальная - континентальная» литосфера. В зависимости от характера сталкивающихся плит, может протекать несколько различных процессов.

Субдукция – процесс поддвига океанской плиты под континентальную или другую океаническую. Зоны субдукции приурочены к осевым частям глубоководных желобов, сопряжённых с островными дугами (являющихся элементами активных окраин). На субдукционные границы приходится около 80% протяжённости всех конвергентных границ.

При столкновении континентальной и океанической плит естественным явлением является поддвиг океанической (более тяжёлой) под край континентальной; при столкновении двух океанических погружается более древняя (то есть более остывшая и плотная) из них.

Зоны субдукции имеют характерное строение: их типичными элементами служат глубоководный желоб – вулканическая островная дуга – задуговый бассейн. Глубоководный желоб образуется в зоне изгиба и поддвига субдуцирующей плиты. По мере погружения эта плита начинает терять воду (находящуюся в изобилии в составе осадков и минералов), последняя, как известно, значительно снижает температуру плавления пород, что приводит к образованию очагов плавления, питающих вулканы островных дуг. В тылу вулканической дуги обычно происходит некоторое растяжение, определяющее образование задугового бассейна. В зоне задугового бассейна растяжение может быть столь значительным, что приводит к разрыву коры плиты и раскрытию бассейна с океанической корой (так называемый процесс задугового спрединга).

Модель процесса субдукции

Погружение субдуцирующей плиты в мантию трассируется очагами землетрясений, возникающих на контакте плит и внутри субдуцирующей плиты (более холодной и вследствие этого более хрупкой, чем окружающие мантийные породы). Эта сейсмофокальная зона получила название зона Беньофа-Заварицкого .

В зонах субдукции начинается процесс формирования новой континентальной коры.

Значительно более редким процессом взаимодействия континентальной и океанской плит служит процесс обдукции – надвигания части океанической литосферы на край континентальной плиты. Следует подчеркнуть, что в ходе этого процесса происходит расслоение океанской плиты, и надвигается лишь её верхняя часть – кора и несколько километров верхней мантии.

При столкновении континентальных плит, кора которых более лёгкая, чем вещество мантии, и вследствие этого не способна в неё погрузиться, протекает процессколлизии . В ходе коллизии края сталкивающихся континентальных плит дробятся, сминаются, формируются системы крупных надвигов, что приводит к росту горных сооружений со сложным складчато-надвиговым строением. Классическим примером такого процесса служит столкновение Индостанской плиты с Евразийской, сопровождающееся ростом грандиозных горных систем Гималаев и Тибета.

Модель процесса коллизии

Процесс коллизии сменяет процесс субдукции, завершая закрытие океанического бассейна. При этом в начале коллизионного процесса, когда края континентов уже сблизились, коллизия сочетается с процессом субдукции (продолжается погружение под край континента остатков океанической коры).

Для коллизионных процессов типичны масштабный региональный метаморфизм и интрузивный гранитоидный магматизм. Эти процессы приводят к созданию новой континентальной коры (с её типичным гранито-гнейсовым слоем).

Трансформные границы – границы, вдоль которых происходят сдвиговые смещения плит.

Рисунок - Границы литосферных плит Земли.

1 – дивергентные границы (а – срединно-океанские хребты, б – континентальные рифты); 2 – трансформные границы; 3 – конвергентные границы (а – островодужные, б – активные континентальные окраины, в – коллизионные); 4 – направления и скорости (см/год) движения плит.

4. Объём поглощённой в зонах субдукции океанской коры равен объёму коры, возникающей в зонах спрединга. Это положении подчёркивает мнение о постоянстве объёма Земли. Но такое мнение не является единственным и окончательно доказанным. Не исключено, что объём планы меняется пульсационно, или происходит уменьшение его уменьшение за счёт охлаждения.

5. Основной причиной движения плит служит мантийная конвекция , обусловленная мантийными теплогравитационными течениями.

Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных областей Земли и температуры близповерхностных её частей. При этом основная часть эндогенного тепла выделяется на границе ядра и мантии в ходе процесса глубинной дифференциации, определяющего распад первичного хондритового вещества, в ходе которого металлическая часть устремляется к центру, наращивая ядро планеты, а силикатная часть концентрируются в мантии, где далее подвергается дифференциации.

Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, и они всплывают, уступая место опускающимся более холодными и потому более тяжёлым массам, уже отдавшим часть тепла в близповерхностных зонах. Этот процесс переноса тепла идёт непрерывно, в результате чего возникают упорядоченные замкнутые конвективные ячейки. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения определяет горизонтальное перемещение вещества астеносферы и расположенных на ней плит. В целом, восходящие ветви конвективных ячей располагаются под зонами дивергентных границ (СОХ и континентальными рифтами), нисходящие – под зонами конвергентных границ.

Таким образом, основная причина движения литосферных плит – «волочение» конвективными течениями.

Кроме того, на плиты действуют ещё рад факторов. В частности, поверхность астеносферы оказывается несколько приподнятой над зонами восходящих ветвей и более опущенной в зонах погружения, что определяет гравитационное «соскальзывание» литосферной плиты, находящейся на наклонной пластичной поверхности. Дополнительно действуют процессы затягивания тяжёлой холодной океанской литосферы в зонах субдукции в горячую, и как следствие менее плотную, астеносферу, а также гидравлического расклинивания базальтами в зонах СОХ.

Рисунок - Силы, действующие на литосферные плиты.

К подошве внутриплитовых частей литосферы приложены главные движущие силы тектоники плит – силы мантийного “волочения” (англ. drag) FDO под океанами и FDC под континентами, величина которых зависит в первую очередь от скорости астеносферного течения, а последняя определяется вязкостью и мощностью астеносферного слоя. Так как под континентами мощность астеносферы значительно меньше, а вязкость значительно больше, чем под океанами, величина силы FDC почти на порядок уступает величине FDO . Под континентами, особенно их древними частями (материковыми щитами), астеносфера почти выклинивается, поэтому континенты как бы оказываются “сидящими на мели”. Поскольку большинство литосферных плит современной Земли включают в себя как океанскую, так и континентальную части, следует ожидать, что присутствие в составе плиты континента в общем случае должно “тормозить” движение всей плиты. Так оно и происходит в действительности (быстрее всего движутся почти чисто океанские плиты Тихоокеанская, Кокос и Наска; медленнее всего – Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая и Африканская, значительную часть площади которых занимают континенты). Наконец, на конвергентных границах плит, где тяжелые и холодные края литосферных плит (слэбы) погружаются в мантию, их отрицательная плавучесть создает силу FNB (индекс в обозначении силы – от английского negative buoyance ). Действие последней приводит к тому, что субдуцирующая часть плиты тонет в астеносфере и тянет за собой всю плиту, увеличивая тем самым скорость ее движения. Очевидно, сила FNB действует эпизодически и только в определенных геодинамических обстановках, например в случаях описанного выше обрушения слэбов через раздел 670 км.

Таким образом, механизмы, приводящие в движение литосферные плиты, могут быть условно отнесены к следующим двум группам: 1) связанные с силами мантийного “волочения” (mantle drag mechanism ), приложенными к любым точкам подошвы плит, на рис. 2.5.5 – силы FDO и FDC ; 2) связанные с силами, приложенными к краям плит (edge-force mechanism ), на рисунке – силы FRP и FNB . Роль того или иного движущего механизма, а также тех или иных сил оценивается индивидуально для каждой литосферной плиты.

Совокупность этих процессов отражает общий геодинамический процесс, охватывающих области от поверхностных до глубинных зон Земли.

Рисунок - Принципиальная схема мантийной конвекции.

Рисунок - Альтернативные схемы мантийной конвекции

В настоящее время в мантии Земли развивается двухъячейковая мантийная конвекция с закрытыми ячейками (согласно модели сквозьмантийной конвекции) или раздельная конвекция в верхней и нижней мантии с накоплением слэбов под зонами субдукции (согласно двухъярусной модели). Вероятные полюсы подъема мантийного вещества расположены в северо-восточной Африке (примерно под зоной сочленения Африканской, Сомалийской и Аравийской плит) и в районе острова Пасхи (под срединным хребтом Тихого океана – Восточно-Тихоокеанским поднятием).

Экватор опускания мантийного вещества проходит примерно по непрерывной цепи конвергентных границ плит по периферии Тихого и восточной части Индийского океанов.

Современный режим мантийной конвекции, начавшийся примерно 200 млн. лет назад распадом Пангеи и породивший современные океаны, в будущем сменится на одноячейковый режим (по модели сквозьмантийной конвекции) или (по альтернативной модели) конвекция станет сквозьмантийной за счет обрушения слэбов через раздел 670 км. Это, возможно, приведет к столкновению материков и формированию нового суперконтинента, пятого по счету в истории Земли.

6. Перемещения плит подчиняются законам сферической геометрии и могут быть описаны на основе теоремы Эйлера. Теорема вращения Эйлера утверждает, что любое вращение трёхмерного пространства имеет ось. Таким образом, вращение может быть описана тремя параметрами: координаты оси вращения (например, её широта и долгота) и угол поворота. На основании этого положения может быть реконструировано положение континентов в прошлые геологические эпохи. Анализ перемещений континентов привёл к выводу, что каждые 400-600 млн. лет они объединяются в единый суперконтинент, подвергающийся в дальнейшем распаду. В результате раскола такого суперконтинента Пангеи, произошедшего 200-150 млн. лет назад, и образовались современные континенты.

Слово «тектоника» в буквальном переводе с древнегреческого значит строительное искусство, строение. В науках о Земле под этим термином обычно понимают геологическое строение и закономерности развития земной коры, а под литосферой -каменную (т. е. твёрдую и прочную) оболочку Земли. В современном понимании термин «литосфера» включает в себя не только земную кору, но и часть верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько остыло, что полностью раскристаллизовалось и превратилось в горную породу. Слово «плиты» в названии новой теории показывает, что литосферная оболочка Земли разбита на отдельные блоки, вертикальные размеры которых обычно много меньше горизонтальных.

Таким образом, под тектоникой литосферных плит мы будем понимать геологическую теорию, которая рассматривает строение, образование и взаимные перемещения литосферных плит, сопровождаемые их деформациями, магматическими проявлениями и другими процессами, приводящими к формированию земной коры и связанных с ней полезных ископаемых. В этом определении ничего не говорится о причинах движения литосферных плит, поскольку эту задачу решает смежная дисциплина - геодинамика, о ней речь велась в предыдущих главах.

Особенностью литосферных плит является их долговременная жёсткость и способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того чтобы литосферную плиту разрушить или деформировать, необходимо приложить к ней дополнительные механические напряжения, превышающие предел прочности слагающих её пород, примерно равный 1 т/см 2 .

В процессе изучения верхней, жёсткой оболочки Земли - литосферы - было установлено, что она состоит из земной коры и подстилающей её подкоровой части литосферы. Как уже отмечалось в разделе 2.3, земная кора континентов в основном сложена гранитоидами и породами среднего состава, сверху континентальная кора обычно бывает перекрыта осадками. Суммарная мощность коры меняется от 30 до 80 км (в среднем близка к 40 км). Консолидированная океаническая кора более тонкая - обычно достигает 6,5-7 км - и сложена (сверху вниз) базальтами, габбро и серпентинитами. Мощность осадочных отложений на океанической коре не постоянная: она увеличивается в береговых зонах океанов и выклинивается на гребнях срединно-океанических хребтов. В среднем же мощность океанических осадков достигает 500 м. Снизу океаническая кора подстилается массивными ультраосновными породами - перидотитами и лерцолитами. Суммарная мощность океанических литосферных плит меняется в пределах от 2-3 км в районе рифтовых зон океанов до 80-90 км вблизи океанических берегов. Толщина древних континентальных плит достигает 200-250 км.

С глубиной, как известно, температура в Земле постепенно возрастает. Под океаническими плитами температура мантии достигает температуры плавления мантийных пород (см. рис. 19).

Рисунок 19.
Цифрами на геотермах указан возраст литосферных плит в миллионах лет. T oc — геотермы океанических плит; T m — адиабатическая температура верхней мантии; T s — температура солидуса мантийного вещества; T cl — геотерма древних (архейских) континентальных литосферных плит; КК — подошва континентальной коры; I — граница фазового перехода базальтов в эклогиты; II — эндотермический переход от жёсткой литосферы под континентами в пластичное состояние; III — подошва архейских участков континентальной литосферы.

Поэтому за подошву литосферы под океанами принимается поверхность начала плавления мантийного вещества с температурой его солидуса. Ниже океанической литосферы мантийное вещество оказывается частично расплавленным и пластичным с пониженной вязкостью. Пластичный слой мантии под такой литосферой обычно выделяется в качестве самостоятельной оболочки -астеносферы. Последняя чётко выражена только под океаническими плитами (под океанами она и была впервые обнаружена как слой, образующий сейсмический волновод). Под мощными континентальными плитами астеносфера фактически отсутствует, хотя они также подстилаются пластичным веществом верхней мантии (см. 19).

Астеносфера играет определяющую роль в формировании базальтового магматизма океанических плит и при взаимодействии конвективного массообмена мантии с литосферной оболочкой. Базальтовый же магматизм континентальных плит может проявиться только в том случае, когда горячее мантийное вещество благодаря расколу плиты может подняться до уровня начала плавления этого вещества (приблизительно на глубинах около 80-100 км).

В отличие от литосферы астеносфера не обладает пределом прочности, и её вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений, хотя этот процесс из-за высокой вязкости астеносферного вещества - порядка 10 18 -10 20 П развивается чрезвычайно медленно (для сравнения отметим, что вязкость воды равняется 10 -2 П, жидкой базальтовой лавы - 10 4 -10 6 , льда - около 10 13 и каменной соли - порядка 10 18 П). Под влиянием господствующих в недрах Земли высоких гидростатических давлений температура плавления силикатов с глубиной возрастает быстрее, чем сама температура мантии. Следовательно, глубже астеносферы частичное плавление мантийного вещества уже не должно происходить, хотя по свойствам оно остаётся пластичным, напоминающим сверхвязкую жидкость с вязкостью около 10 22 -10 23 П.

На Земле выделяют семь крупных плит: Тихоокеанскую, Евразийскую, Индо-Австралийскую, Антарктическую, Африканскую, Североамериканскую и Южноамериканскую, и столько же плит средних размеров: плиты Наска и Кокос на востоке Тихого океана, Филиппинскую, Аравийскую, Сомалийскую, Карибскую и плиту Скотия, расположенную между Южной Америкой и Антарктидой. Иногда в пределах крупных континентальных плит выделяют как самостоятельные средние плиты, например Амурскую, Южно-Китайскую, Индонезийскую, и множество мелких: Панонскую, Анатолийскую, Таримскую и др. Все плиты перемещаются относительно друг друга, поэтому их границы обычно чётко маркируются зонами повышенной сейсмичности (см. рис. 6).

Рисунок 6.
Barazangi, Dorman, 1968

Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить относительно друг друга. В первом случае между плитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, во втором - зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной из плит на другую, в третьем - сдвиговые зоны, трансформные разломы, вдоль которых и происходит смещение соседних плит.

В соответствии с разным характером деформаций, возникающих по периферии плит, различают три типа границ. К первому, или дивергентному, относятся границы плит, вдоль которых происходят раздвижения (спрединг) литосферных плит с образованием рифтовых зон (см. рис. 5).

Рисунок 5.
1 — уровень океана; 2 — осадки; 3 — подушечные базальтовые лавы (слой 2а); 4 — дайковый комплекс, долериты (слой 2б); 5 — габбро; 6 — расслоенный комплекс; 7 — серпентиниты; 8 — лерцолиты литосферных плит; 9 — астеносфера; 10 — изотерма 500 °С (начало серпентинизации).

В океанах этим границам отвечают гребни срединно-океанических хребтов: в Северном Ледовитом океане - хр. Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей; в Атлантическом - хр. Рейкьянес, Северо-Атлантический, ЮжноАтлантический и Африканско-Антарктический; в Индийском океане - хр. ЗападноИндийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Индийский и Австрало-Антарктическое поднятие; в Тихом океане - Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия. На континентах к границам такого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая зона и Байкальский рифт в Азии. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратившихся из континентальных в океанические, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива Индийского океана.

Дивергентным границам плит в океанах соответствует мощнейший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, и мелкофокусная сейсмичность. На континентах дивергентные границы плит отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным бимодальным базальтово-сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями (до 200 км).

К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит (зоны субдукции), в которых океанские литосферные плиты пододвигаются под островные дуги либо под континентальные окраины Андийского типа. Этим границам обычно соответствуют характерные формы рельефа: сопряжённые структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (высотой достигающих 7-8 км), если поддвиг происходит под континенты. Примерами таких границ в океанах могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане. В Индийском океане это желоба Андоманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическом океане это желоба Кайман и Пуэрто-Рико перед Большими и Малыми Антильскими островами в Карибском море и Южно-Сандвичев жёлоб перед одноимёнными островами в Южной Атлантике. Зоны подвига литосферных плит всегда наклонены («падают») под островные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений. Погружающиеся в мантию плиты характеризуются также повышенными значениями фактора сейсмической добротности Q, поскольку в опускающейся холодной литосферной плите затухание сейсмических волн всегда оказывается меньшим, чем в окружающей эту плиту горячей и частично расплавленной мантии. Зонам поддвига плит свойствен известково-щелочной магматизм андезитового состава. Андезитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужных структур (см. рис. 7).

Рисунок 7.
1 — астеносфера; 2 — литосфера; 3 — океаническая кора; 4-5 — осадочно-вулканогенная толща; 6 — океанические осадки; изолиниями показана сейсмическая активность в единицах A 10 (Федотов и др., 1969); β — угол падения зоны Вадати — Беньефа; α — угол падения зоны пластических деформаций.

Пододвигание океанических плит под континенты, если оно не компенсируется их раздвижением в срединно-океанических хребтах, обычно приводит к постепенному закрытию океана, сопровождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, и возникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного складчатого пояса. Таким путём, например, на месте древнего океана Тетис возник Альпийско-Гималайский горный пояс. Процесс поддвига плит здесь продолжается и в настоящее время, о чем свидетельствует повышенная сейсмичность этого региона, поэтому Альпийско-Гималайский пояс также можно рассматривать как конвергентную или коллизионную границу плит.

Детальными исследованиями срединно-океанских хребтов установлено, что их гребни и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно, а как бы разорваны на отдельные участки трансформными разломами, по которым обычно происходят только сдвиговые смещения плит. Это и есть границы плит третьего типа, или трансформные разломы. Как правило, они всегда располагаются перпендикулярно к простиранию рифтовых трещин. При этом активными участками разломов являются только их отрезки, соединяющие две смежные рифтовые зоны (трансформирующие одну из них в другую). За пределами этих активных участков никаких смещений плит по трансформным разломам не происходит. Амплитуда смещений по большинству таких разломов не превышает десяти или нескольких десятков километров, но иногда она достигает и сотен километров.

Трансформные разломы иногда пересекают зоны поддвига плит или протягиваются от них к рифтовым зонам, но все же большинство их рассекает только срединноокеанические хребты. Наиболее крупными из них являются разломы Гиббс, Атлантис, Вима и Романш в Атлантическом океане; разломы Оуэн и Амстердам в Индийском океане; разломы Элтанин и Челленджер в Тихом океане. Кроме того, в северной половине Тихого океана остались следы ныне отмерших, но некогда гигантских разломов, смещения по которым происходили на многие сотни и даже на 1 200 км. Это так называемые великие разломы дна Тихого океана: Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион и Клиппертон. Примером границ третьего типа на континентах может служить разлом Сан-Андреас в Калифорнии. В рельефе океанические трансформные разломы чётко фиксируются сопряжёнными параллельными структурами узких хребтов и ложбин с крутой общей стенкой (рис. 81). При этом благодаря «спаиванию» друг с другом литосферных плит на пассивных флангах трансформных разломов и более быстрому погружению молодых плит всегда трансформные разломы обрамляются узкими хребтами только со стороны более молодых плит и, наоборот, ложбины возникают только со стороны более старых плит. Как правило, трансформные разломы амагматичны, хотя в некоторых случаях (при наличии раздвиговой составляющей в движении плит) на их флангах могут возникать базальтовые вулканы со щелочной ориентацией.

Рисунок 81.

Перемещения литосферных плит сопровождаются их трением друг о друга и возникновением по границам плит землетрясений. Поэтому границы литосферных плит можно выделять не только по геоморфологическим признакам, но и по зонам повышенной сейсмичности. При этом разным границам плит соответствуют и разные механизмы землетрясений. Так, в океанских рифтовых зонах все землетрясения, расположенные под гребнями срединно-океанических хребтов, мелкофокусные с глубиной очага до 5-10 км и характеризуются механизмами растяжения. Глубина землетрясений в трансформных разломах достигает 30-40 км, а их механизмы чисто сдвиговые. Сейсмически наиболее активными являются зоны поддвига плит. В этих зонах встречаются как мелкофокусные землетрясения с глубиной очага до 30 км, промежуточные землетрясения на глубинах от 30 до 150-200 км, так и глубокофокусные землетрясения с глубиной очага до 600-700 км. Главная сейсмофокальная поверхность зон поддвига плит опускается обычно под углом около 30-50° от оси глубоководного желоба под островную дугу или континентальную окраину, оконтуривая собой тело погружающейся в мантию пододвигаемой океанической плиты. В зонах поддвига плит происходят землетрясения разного типа, но среди мелкофокусных землетрясений преобладают сдвиговые и взбросо-надвиговые механизмы, а на средних и больших глубинах - механизмы сдвига и сжатия.

Как правило, предельная глубина глубокофокусных землетрясений соответствует положению эндотермической фазовой границы на глубине около 670 км (см. рис. 58). Глубже этой границы происходит нарушение кристаллических связей в мантийном веществе, и оно, по-видимому, приобретает свойства аморфного вещества. Тем не менее, судя по данным сейсмической томографии, следы опускающихся океанических плит прослеживаются и глубже в нижней мантии, вплоть до земного ядра. Видно это и по рельефу его поверхности: везде под зонами поддвига плит, обрамляющими, например, Тихий и Индийский океаны, прослеживаются депрессии на поверхности ядра амплитудой до 4 км, а под восходящими потоками в центрах этих же океанов, а также под Северной Атлантикой, наоборот, наблюдаются подъёмы его рельефа амплитудой до 6 км (см. рис. 12).

Рисунок 58.
T S — температура солидуса мантийного вещества (с использованием данных Green, Ringwood, 1967 и Takahashi, 1986); T M — адиабатическая температура конвектирующей мантии (Сорохтин, 2001); T Cont — континентальная геотерма под архейскими кратонами (Сорохтин и др., 1996); крапом показана область существования ювенильных расплавов в мантии. Экзотермические фазовые переходы: I — переход от плагиоклазовых к пироксеновым лерцолитам (Lpx); II — переход от пироксеновых к гранатовым лерцолитам (Lgr); IV — переход оливинов (а) к структурам шпинели (γ и β); V — переход кремнезема в структуру стишовита (St) и пироксенов в структуру ильменита (Ilm). Эндотермические переходы: III — предполагаемый переход от жёсткого поликристаллического вещества к его пластичному состоянию; VI — переход пироксенов в структуру перовскита (Pv) и магнезиовюстита (Mw). Фазовые переходы I и II построены по данным Грина и Рингвуда (1967), обобщённые переходы IV, V и VI — по данным Кускова и Фабричной (1990).

Рисунок 12.
изолинии проведены через 2 км, по Morelli, Dziewonski, 1987

Обращает на себя внимание, что многие плиты включают в себя как континентальные массивы, так и припаянные к ним участки океанической литосферы. Например, в Африканскую плиту входит сам континент Африка и примыкающие к нему восточные половины Центральной и Южной Атлантики, западные части дна Индийского океана, а также примыкающие к континенту участки дна Средиземного и Красного морей. Помимо плит смешанного континентально-океанического строения, существуют плиты, состоящие только из океанической литосферы с океанической корой на поверхности. К такому типу относятся Тихоокеанская, Наска, Кокос и Филиппинская плиты.

В первом приближении литосферные плиты можно рассматривать как фрагменты жёсткой сферической оболочки, перемещающиеся по поверхности Земли. В этом случае для количественного описания перемещений литосферных плит по сферической поверхности Земли обычно используют теорему Эйлера, сформулированную им ещё в 1777 г. Применительно к задаче определения параметров движения жёстких сферических оболочек - литосферных плит по поверхности земного шара эта теорема утверждает, что в каждый данный момент времени любое такое движение может быть представлено поворотом плиты с определённой угловой скоростью относительно оси, проходящей через центр Земли и некоторую точку на её поверхности, называемую полюсом вращения этой плиты.

В процессе подробного изучения тектонического строения океанского дна выяснилось одно замечательное правило. Оказалось, что практически все рифтовые разломы всегда ориентированы на соответствующие полюса раздвижения плит, а сопряжённые с ними трансформные разломы всегда перпендикулярны этим направлениям. Следовательно, сеть рифтовых и трансформных разломов, возникающих между двумя раздвигающимися плитами, всегда ориентирована по меридианам и широтным кругам, проведённым из полюса взаимного вращения плит. Из теории Эйлера следует, что скорость взаимного смещения двух литосферных плит будет меняться с удалением от полюса вращения по закону синуса полярного угла данной точки, отсчитываемой от этого же полюса вращения плит. В результате учёта особенностей движений плит теорема Эйлера позволила по палеомагнитным аномалиям на океанском дне количественно рассчитывать перемещения всего ансамбля литосферных плит по поверхности Земли и строить палеогеодинамические реконструкции положений древних океанов и континентов в прошлые геологические эпохи.

Рисунок 8.
(Heirtzler et al., 1966). Положительные аномалии обозначены чёрным; АА — нулевая аномалия рифтовой зоны.

Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне (см. рис. 8). Напомним ещё раз, что эти аномалии, как теперь установлено, появляются в рифтовых зонах океанов благодаря намагничиванию излившихся на них базальтов тем магнитным полем, которое существовало на Земле в момент излияния базальтов. Но, как известно, геомагнитное поле время от времени меняло направление на прямо противоположное. Это приводило к тому, что базальты, излившиеся в разные периоды инверсий геомагнитного поля, оказывались намагниченными в противоположные стороны. Но благодаря раздвижению океанского дна в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов более древние базальты всегда оказываются отодвинутыми на большие расстояния от этих зон, а вместе с океанским дном отодвигается от них и «вмороженное» в базальты древнее магнитное поле Земли.

Раздвижение океанической коры вместе с разнонамагниченными базальтами обычно развивается строго симметрично по обе стороны от рифтового разлома. Поэтому и связанные с ними магнитные аномалии также располагаются симметрично по обоим склонам срединно-океанических хребтов и окружающих их абиссальных котловин (см. рис. 8). Такие аномалии теперь можно использовать для определения возраста океанского дна и скорости его раздвижения в рифтовых зонах. Однако для этого необходимо знать возраст отдельных инверсий магнитного поля Земли и сопоставить эти инверсии с наблюдаемыми на океанском дне магнитными аномалиями.

Возраст магнитных инверсий был определён по детальным палеомагнитным исследованиям хорошо датированных толщ базальтовых покровов и осадочных пород континентов и базальтов океанского дна (рис. 82). В результате сопоставления полученной таким путём геомагнитной временной шкалы с магнитными аномалиями на океанском дне удалось определить возраст океанической коры на большей части акваторий Мирового океана (см. рис. 9).

Рисунок 82.
(время дано в миллионах лет)

Рисунок 9.
по Larson, Pitman et al., 1985

Приведённые выводы теории позволяют количественно рассчитывать параметры движения в начале двух смежных плит, а затем и для третьей, взятой в паре с одной из предыдущих. Таким путём постепенно можно вовлечь в расчёт главные из выделенных литосферных плит и определить взаимные перемещения всех плит на поверхности Земли.

За рубежом такие расчёты были выполнены Дж. Минстером и его коллегами, а в России - С. А. Ушаковым и Ю. И. Галушкиным (рис. 83). Оказалось, что с максимальной скоростью океанское дно раздвигается в юго-восточной части Тихого океана (возле о. Пасхи). В этом месте ежегодно наращивается до 18 см новой океанической коры. По геологическим масштабам это очень много, так как только за 1 млн лет таким путём формируется полоса молодого дна шириной до 180 км, при этом на каждом километре рифтовой зоны за то же время изливается примерно 360 км 3 базальтовых лав! По этим же расчётам Австралия удаляется от Антарктиды со скоростью около 7 см/год, а Южная Америка от Африки - со скоростью около 4 см/год. Отодвигание Северной Америки от Европы происходит медленнее - 2-2,3 см/год. Ещё медленнее расширяется Красное море - на 1,5 см/год (соответственно здесь меньше изливается и базальтов - всего 30 км3 на каждый погонный километр Красноморского рифта за 1 млн лет). Зато скорость «столкновения» Индии с Азией достигает 5 см/год, чем объясняются развивающиеся на наших глазах интенсивные неотектонические деформации и рост горных систем Гиндукуша, Памира и Гималаев. Эти деформации и создают высокий уровень сейсмической активности всего региона (тектоническое влияние столкновения Индии с Азией сказывается и далеко за пределами самой зоны столкновения плит, распространяясь вплоть до Байкала и районов Байкало-Амурской магистрали). Деформации Большого и Малого Кавказа вызываются давлением Аравийской плиты на этот район Евразии, однако скорость сближения плит здесь существенно меньше - всего 1,5-2 см/год. Поэтому меньшей здесь оказывается и сейсмическая активность региона.

Рисунок 83.
1 — океанические рифтовые зоны и трансформные разломы; 2 — континентальные рифтовые зоны; 3 — зоны поддвига океанических литосферных плит под островные дуги; 4 — то же, под активные окраины континентов андийского типа; 5 — зоны «столкновения» (коллизии) континентальных плит; 6 — трансформные (сдвиговые) границы плит; 7 — литосферные плиты; 8 — направления и скорости (см/год) относительного движения плит.

Важность приведённых расчётов очевидна, поскольку они позволяют количественно оценивать современную тектоническую активность Земли и объёмы магматических излияний в современных рифтовых зонах. Но, оказывается, пользуясь аналогичной методикой и последовательно совмещая друг с другом одновозрастные магнитные аномалии, можно и для прошлых геологических времён строить точные реконструкции положения континентов и океанов (со срединно-океаническими хребтами в них) и определять скорости раздвижения или пододвигания под островные дуги океанского дна. За последние годы большое число таких палеогеодинамических реконструкций было построено Л. П. Зоненшайном и его коллегами (1976, 1977) для всего временного интервала существования магнитных аномалий на современном океанском дне, т. е. с позднего мезозоя и до наших дней.

Все океанические плиты, сформировавшиеся раньше поздней юры, уже успели погрузиться в мантию под современными или древними зонами поддвига плит, и, следовательно, не сохранилось на океанском дне и магнитных аномалий, возраст которых превышал бы 150 млн лет. Поэтому для более древних геологических эпох могут строиться только приближенные палеогеографические реконструкции с использованием палеомагнитных данных по континентам. Такие реконструкции, построенные А. Смитом и Дж. Брайденом (1977), охватывают интервал времени до раннего триаса включительно (220 млн лет). В России аналогичные реконструкции были построены А. М. Городницким и Л. П. Зоненшайном для всего фанерозоя (1977).

Литосферные плиты имеют высокую жесткость и способны в течение продолжительного времени сохранять без изменений свое строение и форму при отсутствии воздействий со стороны.

Движение плит

Литосферные плиты находятся в постоянном движении. Это движение, происходящее в верхних слоях астеносферы , обусловлено наличием присутствующих в мантии конвективных течений. Отдельно взятые литосферные плиты сближаются, расходятся и скользят относительно друг друга. При сближении плит возникают зоны сжатия и последующее надвигание (обдукция) одной из плит на соседнюю, или поддвигание (субдукция) расположенных рядом образований. При расхождении появляются зоны растяжения с характерными трещинами, возникающими вдоль границ. При скольжении образуются разломы, в плоскости которых наблюдается скольжение близлежащих плит.

Результаты движения

В областях схождения огромных континентальных плит, при их столкновении, возникают горные массивы. Подобным образом, в свое время возникла горная система Гималаи, образовавшаяся на границе Индо-Австралийской и Евразийской плит. Результатом столкновения океанических литосферных плит с континентальными образованиями являются островные дуги и глубоководные впадины.

В осевых зонах срединно-океанических хребтов возникают рифты (от англ. Rift – разлом, трещина, расщелина) характерной структуры. Подобные образования линейной тектонической структуры земной коры, имеющие протяженность сотни и тысячи километров, с шириной в десятки или сотни километров, возникают в результате горизонтальных растяжений земной коры. Рифты очень крупных размеров принято называть рифтовыми системами, поясами или зонами.

В виду того, что каждая литосферная плита является единой пластиной, в ее разломах наблюдается повышенная сейсмическая активность и вулканизм. Данные источники расположены в пределах достаточно узких зон, в плоскости которых возникают трения и взаимные перемещения соседних плит. Эти зоны называются сейсмическими поясами. Глубоководные желоба, срединно-океанические хребты и рифы представляют собой подвижные области земной коры, они расположены на границах отдельных литосферных плит. Это обстоятельство лишний раз подтверждает, что ход процесса формирования земной коры в данных местах и в настоящее время продолжается достаточно интенсивно.

Важность теории литосферных плит отрицать нельзя. Так как именно она способна объяснить наличие в одних областях Земли гор, в других – равнин . Теория литосферных плит позволяет объяснить и предусмотреть возникновение катастрофических явлений, способных возникнуть в районе их границ.

Состоит из множества слоев, нагромождающихся друг на друга. Однако лучше всего нам известны земная кора и литосфера. Это не удивляет - ведь мы не только обитаем на них, но и черпаем из глубин большинство доступных нам природных ресурсов. Но еще верхние оболочки Земли сохраняют миллионы лет истории нашей планеты и всей Солнечной системы.

Эти два понятия так часто встречаются в прессе и литературе, что вошли повседневный словарь современного человека. Оба слова используются для обозначения поверхности Земли или другой планеты - однако между понятиями есть разница, базирующаяся на двух принципиальных подходах: химическом и механическом.

Химический аспект - земная кора

Если разделять Землю на слои, руководствуясь различиями в химическом составе, верхним слоем планеты будет земная кора. Это относительно тонкая оболочка, заканчивающаяся на глубине от 5 до 130 километров под уровнем моря - океаническая кора тоньше, а континентальная, в районах гор, толще всего. Хотя 75% массы коры приходится только на кремний и кислород (не чистые, связанные в составе разных веществ), она отличается наибольшим химическим разнообразием среди всех слоев Земли.

Играет роль и богатство минералов - различных веществ и смесей, созданных за миллиарды лет истории планеты. Земная кора содержит не только «родные» минералы, которые были созданы геологическими процессами, но и массивное органическое наследие, вроде нефти и угля, а также инопланетные, включения.

Физический аспект - литосфера

Опираясь на физические характеристики Земли, такие как твердость или упругость, мы получим несколько иную картину - внутренности планеты будет укутывать литосфера (от др. греческого lithos, «скалистый, твердый» и «sphaira» сфера). Она намного толще земной коры: литосфера простирается до 280 километров вглубь и даже захватывает верхнюю твердую часть мантии!

Характеристики этой оболочки полностью соответствуют названию - это единственный, кроме внутреннего ядра, твердый слой Земли. Прочность, правда, относительная - литосфера Земли является одной из самых подвижных в Солнечной системе, из-за чего планета уже не раз изменяла свой внешний вид. Но для значительного сжатия, искривления и прочих эластических изменений требуются тысячи лет, если не больше.

• Интересный факт - планета может и не обладать поверхностной корой. Так, поверхность - это его затвердевшая мантия; кору ближайшая к Солнцу планета потеряла давным-давно в результате многочисленных столкновений.

Подводя итог, земная кора - это верхняя, химически разнообразная часть литосферы, твердой оболочки Земли. Первоначально они обладали практически одинаковым составом. Но когда на глубины воздействовала только нижележащая астеносфера и высокие температуры, в формировании минералов на поверхности активно участвовали гидросфера, атмосфера, метеоритные остатки и живые организмы.

Литосферные плиты

Еще одна черта, которая отличает Землю от других планет - это разнообразие на ней разнотипных ландшафтов. Конечно, свою невероятно большую роль сыграли и вода, о чем мы расскажем немного позже. Но даже основные формы планетарного ландшафта нашей планеты отличаются от той же Луны. Моря и горы нашего спутника - это котлованы от бомбардировки метеоритами. А на Земле они образовались в результате сотен и тысяч миллионов лет движения литосферных плит.

О плитах вы уже наверняка слышали - это громадные устойчивые фрагменты литосферы, которые дрейфуют по текучей астеносфере, словно битый лед по реке. Однако между литосферой и льдом есть два главных отличия:

• Прорехи между плитами небольшие, и быстро затягиваются за счет извергающегося с них расплавленного вещества, а сами плиты не разрушаются от столкновений.
• В отличие от воды, в мантии отсутствует постоянное течение, которое могло бы задавать постоянное направление движения материкам.

Так, движущей силой дрейфа литосферных плит является конвекция астеносферы, основной части мантии - более горячие потоки от земного ядра поднимаются к поверхности, когда холодные опускаются обратно вниз. Учитывая то, что материки различаются в размерах, и рельеф их нижней стороны зеркально отражает неровности верхней, движутся они также неравномерно и непостоянно.

Главные плиты

За миллиарды лет движения литосферных плит они неоднократно сливались в суперконтиненты, после чего снова разделялись. В ближайшем будущем, через 200– 300 миллионов лет, тоже ожидается образование суперконтинента под именем Пангея Ультима. Рекомендуем посмотреть видео в конце статьи - там наглядно показано, как мигрировали литосферные плиты за последние несколько сотен миллионов лет. Кроме того, силу и активность движения материков определяет внутренний нагрев Земли - чем он выше, тем сильнее расширяется планета, и тем быстрее и свободнее движутся литосферные плиты. Однако с начала истории Земли ее температура и радиус постепенно снижаются.

• Интересный факт - дрейф плит и геологическая активность не обязательно должны питаться от внутреннего самонагрева планеты. К примеру, спутник Юпитера, обладает множеством активных вулканов. Но энергию для этого дает не ядро спутника, а гравитационное трение с , из-за которого недра Ио разогреваются.

Границы литосферных плит весьма условны - одни части литосферы тонут под другими, а некоторые, как Тихоокеанская плита, вообще скрыты под водой. Геологи сегодня насчитывают 8 основных плит, которые покрывают 90 процентов всей площади Земли:

• Австралийская
• Антарктическая
• Африканская
• Евразийская
• Индостанская
• Тихоокеанская
• Северо-Американская
• Южно-Американская

Такое разделение появилось недавно - так, Евразийская плита еще 350 миллионов лет назад состояла из отдельных частей, во время слияния которых образовались Уральские горы, одни из самых древних на Земле. Ученые по сей день продолжают исследование разломов и дна океанов, открывая новые плиты и уточняя границы старых.

Геологическая активность

Литосферные плиты движутся очень медленно - они наползают друг друга со скоростью 1–6 см/год, и отдаляются максимально на 10-18 см/год. Но именно взаимодействие между материками создает геологическую активность Земли, ощутимую на поверхности - извержения вулканов, землетрясения и образование гор всегда происходят в зонах контакта литосферных плит.

Однако есть исключения - так называемые горячие точки, которые могут существовать и в глубине литосферных плит. В них расплавленные потоки вещества астеносферы прорываются наверх, проплавляя литосферу, что приводит к повышенной вулканической активности и регулярным землетрясениям. Чаще всего это происходит неподалеку от тех мест, где одна литосферная плита наползает на другую - нижняя, вдавленная часть плиты погружается в мантию Земли, повышая тем самым давление магмы на верхнюю плиту. Однако сейчас ученые склоняются к той версии, что «утонувшие» части литосферы расплавляются, повышая давление в глубинах мантии и создавая тем самым восходящие потоки. Так можно объяснить аномальную отдаленность некоторых горячих точек от тектонических разломов.

• Интересный факт - в горячих точках часто образуются щитовые вулканы, характерные своей пологой формой. Они извергаются много раз, разрастаясь за счет текучей лавы. Также это типичный формат инопланетных вулканов. Самый известный из них на Марсе, самая высокая точка планеты - высота его достигает 27 километров!

Океаническая и континентальная кора Земли

Взаимодействие плит также приводит к формированию двух различных типов земной коры - океанической и континентальной. Поскольку в океанах, как правило, находятся стыки различных литосферных плит, их кора постоянно изменяется - разламывается или поглощается другими плитами. На месте разломов возникает непосредственный контакт с мантией, откуда поднимается раскаленная магма. Остывая под воздействием воды, она создает тонкий слой из базальтов - основной вулканической породы. Таким образом, океаническая кора полностью обновляется раз в 100 миллионов лет - самые старые участки, которые находятся в Тихом океане, достигают максимального возраста в 156–160 млн лет.

Важно! Океаническая кора - это не вся та земная кора, что находится под водой, а лишь ее молодые участки на стыке материков. Часть континентальной коры находится под водой, в зоне стабильных литосферных плит.