Скільки є літосферних плит. Список літосферних плит. Причина руху плит

Слово «тектоніка» у буквальному перекладі із давньогрецької означає будівельне мистецтво, будову. У науках про Землю під цим терміном зазвичай розуміють геологічну будову та закономірності розвитку земної кори, а під літосферою - кам'яну (тобто тверду та міцну) оболонку Землі. У сучасному розумінні термін «літосфера» включає не лише земну кору, а й частину верхньої мантії, в якій мантійна речовина настільки охолола, що повністю розкристалізувалося і перетворилося на гірську породу. Слово «плити» в назві нової теорії показує, що літосферна оболонка Землі розбита на окремі блоки, вертикальні розміри яких зазвичай набагато менше горизонтальних.

Таким чином, під тектонікою літосферних плитми розумітимемо геологічну теорію, яка розглядає будову, освіту та взаємні переміщення літосферних плит, що супроводжуються їх деформаціями, магматичними проявами та іншими процесами, що призводять до формування земної кори та пов'язаних з нею корисних копалин. У цьому вся визначенні нічого не йдеться про причини руху літосферних плит, оскільки це завдання вирішує суміжна дисципліна - геодинаміка, про неї йшлося в попередніх розділах.

Особливістю літосферних плит є їх довготривала жорсткість та здатність за відсутності зовнішніх впливів тривалий час зберігати незмінними форму та будову. Для того щоб літосферну плиту зруйнувати або деформувати, необхідно додати до неї додаткові механічні напруги, що перевищують межу міцності порід, що складають її, приблизно рівний 1 т/см 2 .

У процесі вивчення верхньої, жорсткої оболонки Землі - літосфери - було встановлено, що вона складається з земної кори і підкорової частини літосфери, що її підстилає. Як зазначалося у розділі 2.3, земна кораконтинентів в основному складена гранітоїдами та породами середнього складу, зверху континентальна кора зазвичай буває перекрита опадами. Сумарна потужність кори змінюється від 30 до 80 км (у середньому близько 40 км). Консолідована океанічна кора тонша - зазвичай досягає 6,5-7 км - і складена (згори донизу) базальтами, габро та серпентинітами. Потужність осадових відкладень на океанічній корі не постійна: вона збільшується в берегових зонах океанів і виклинюється на гребенях серединно-океанічних хребтів. У середньому потужність океанічних опадів досягає 500 м. Знизу океанічна кора підстилається масивними ультраосновними породами - перидотитами і лерцолітами. Сумарна потужність океанічних літосферних плит змінюється не більше від 2-3 км у районі рифтових зон океанів до 80-90 км поблизу океанічних берегів. Товщина стародавніх континентальних плит сягає 200-250 км.

З глибиною, як відомо, температура Землі поступово зростає. Під океанічними плитами температура мантії сягає температури плавлення мантійних порід (див. рис. 19).

Малюнок 19.
Цифрами на геотермах вказано вік літосферних плит у мільйонах років. T oc - геотерми океанічних плит; T m - Адіабатична температура верхньої мантії; T s - температура солідус мантійної речовини; T cl - геотерма древніх (архейських) континентальних літосферних плит; КК - підошва континентальної кори; I - межа фазового переходу базальтів в еклогіти; II - ендотермічний перехід від твердої літосфери під континентами в пластичний стан; III - підошва архейських ділянок континентальної літосфери.

Тому за підошву літосфери під океанами приймається поверхня початку плавлення мантійної речовини з температурою солідуса. Нижче океанічної літосфери мантійна речовина виявляється частково розплавленим і пластичним зі зниженою в'язкістю. Пластичний шар мантії під такою літосферою зазвичай виділяється як самостійна оболонка -астеносфера. Остання чітко виражена лише під океанічними плитами (під океанами вона і була вперше виявлена ​​як шар, що утворює сейсмічний хвилевід). Під потужними континентальними плитами астеносфера практично відсутня, хоча вони також підстилаються пластичною речовиною верхньої мантії (див. 19).

Астеносфера відіграє визначальну роль у формуванні базальтового магматизму океанічних плит та при взаємодії конвективного масообміну мантії з літосферною оболонкою. Базальтовий магматизм континентальних плит може проявитися тільки в тому випадку, коли гаряча мантійна речовина завдяки розколу плити може піднятися до рівня початку плавлення цієї речовини (приблизно на глибинах близько 80-100 км).

На відміну від літосфери астеносфера не має межі міцності, і її речовина може деформуватися (текти) під дією навіть дуже малих надлишкових тисків, хоча цей процес через високу в'язкість астеносферної речовини - порядку 10 18 -10 20 П розвивається надзвичайно повільно (для порівняння відзначимо, що в'язкість води дорівнює 10 -2 П, рідкої базальтової лави - 10 4 -10 6 льоду - близько 10 13 і кам'яної солі - порядку 10 18 П). Під впливом панівних надрах Землі високих гідростатичних тисків температура плавлення силікатів із глибиною зростає швидше, ніж сама температура мантії. Отже, глибше астеносфери часткове плавлення мантійної речовини вже не повинно відбуватися, хоча за властивостями воно залишається пластичним, що нагадує надв'язку рідину з в'язкістю близько 1022-1023 П.

На Землі виділяють сім великих плит: Тихоокеанську, Євразійську, Індо-Австралійську, Антарктичну, Африканську, Північноамериканську та Південноамериканську, та стільки ж плит середніх розмірів: плити Наска та Кокос на сході. Тихого океану, Філіппінську, Аравійську, Сомалійську, Карибську та плиту Скотія, розташовану між Південною Америкою та Антарктидою. Іноді в межах великих континентальних плит виділяють як самостійні середні плити, наприклад Амурську, Південно-Китайську, Індонезійську, і безліч дрібних: Панонську, Анатолійську, Таримську та ін. див. рис.6).

Малюнок 6.
Barazangi, Dorman, 1968

Переміщення літосферних плит поверхнею астеносфери відбуваються під впливом конвективних течій в мантії. Окремі літосферні плити можуть розходитися, зближуватися чи ковзати щодо один одного. У першому випадку між плитами виникають зони розтягування з рифтовими тріщинами вздовж кордонів плит, у другому - зони стиснення, що супроводжуються насувом однієї з плит на іншу, у третьому - зсувні зони, трансформні розломи, вздовж яких відбувається зміщення сусідніх плит.

Відповідно до різного характеру деформацій, що виникають по периферії плит, розрізняють три типи кордонів. До першого, або дивергентного, відносяться межі плит, уздовж яких відбуваються розсування (спредінг) літосферних плит з утворенням рифтових зон (див. рис. 5).

Малюнок 5.
1 - рівень океану; 2 - опади; 3 - подушкові базальтові лави (шар 2а); 4 - дайковий комплекс, долерити (шар 2б); 5 - габро; 6 - розшарований комплекс; 7 - серпентиніти; 8 - лерцоліти літосферних плит; 9 - астеносфера; 10 - ізотерма 500 ° С (початок серпентинізації).

В океанах цим кордонам відповідають гребені серединно-океанічних хребтів: у Північному Льодовитому океані - хр. Гаккеля, Книповича, Мона та Кольбенсей; в Атлантичному – хр. Рейк'янес, Північно-Атлантичний, Південно-Атлантичний та Африкансько-Антарктичний; в Індійському океані – хр. ЗахідноІндійський, Аравійсько-Індійський, Центрально-Індійський та Австрало-Антарктичне підняття; у Тихому океані - Південно-Тихоокеанське та Східно-Тихоокеанське підняття. На континентах до кордонів такого типу належать Східно-Африканська рифтова зона та Байкальський рифт в Азії. Прикладом рифтових зон, які лише порівняно недавно перетворилися з континентальних на океанічні, можуть служити рифти Червоного моря та Аденської затоки. Індійського океану.

Дивергентним кордонам плит в океанах відповідає найпотужніший базальтовий вулканізм, що формує океанічну кору в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів, і дрібнофокусна сейсмічність. На континентах дивергентні межі плит відзначаються виливами трапових базальтів та контрастним бімодальним базальтово-сіалічним та лужним магматизмом та дещо глибокофокусними землетрусами (до 200 км).

До кордонів другого, чи конвергентного, типу належать зони поддвига плит (зони субдукції), у яких океанські літосферні плити підсуваються під острівні дуги чи під континентальні околиці Андійського типу. Цим кордонам зазвичай відповідають характерні форми рельєфу: сполучені структури глибоководних жолобів (глибини дна в яких іноді перевищують 10 км) з ланцюгом вулканічних острівних дуг або найвищих гірських споруд (висоти досягають 7-8 км), якщо поддвиг відбувається під континенти. Прикладами таких кордонів в океанах можуть служити глибоководні жолоби перед Алеутською, Курило-Камчатською, Японською, Маріанською, Філіппінською острівними дугами, глибоководні жолоби біля підніжжя Нової Британії, Соломонових островів, островів Нові Гебриди, Тонга-Кермадек, а також біля підніжжя. західних узбережЦентральної та Південної Америки в Тихому океані. В Індійському океані це жолоби Андоманських, Великих та Малих Зондських островів. В Атлантичному океані це жолоба Кайман та Пуерто-Ріко перед Великими та Малими Антильськими островами в Карибському морі та Південно-Сандвічів жолоб перед однойменними островами у Південній Атлантиці. Зони подвигу літосферних плит завжди нахилені («падають») під острівні дуги або континентальні околиці і зазвичай добре виділяються по ланцюжках вогнищ землетрусів. Занурювані в мантію плити характеризуються також підвищеними значеннями фактора сейсмічної добротності Q, оскільки в холодній літосферній плиті, що опускається, згасання сейсмічних хвиль завжди виявляється меншим, ніж у навколишній цю плиту гарячої і частково розплавленої мантії. Зонам поддвига плит властивий вапняно-лужний магматизм андезитового складу. Андезитові вулкани зазвичай розташовуються в тилових частинах острівні структур (див. рис. 7).

Малюнок 7.
1 - астеносфера; 2 - літосфера; 3 - океанічна кора; 4-5 - осадово-вулканогенна товща; 6 - океанічні опади; ізолініями показана сейсмічна активність в одиницях A 10 (Федотів та ін, 1969); β - кут падіння зони Вадати - Беньєфа; α - кут падіння зони пластичних деформацій.

Підсування океанічних плит під континенти, якщо воно не компенсується їх розсуванням в серединно-океанічних хребтах, зазвичай призводить до поступового закриття океану, що супроводжується зіткненням континентів, що його обрамляли, і виникнення вздовж зони підсуву плит колізійного складчастого пояса. Таким шляхом, наприклад, дома древнього океану Тетіс виник Альпійсько-Гімалайський гірський пояс. Процес підсуву плит тут продовжується і в даний час, про що свідчить підвищена сейсмічність цього регіону, тому Альпійсько-Гімалайський пояс також можна розглядати як конвергентний або колізійний кордон плит.

Детальними дослідженнями серединно-океанських хребтів встановлено, що й гребені і рифтові долини простягаються вздовж хребтів не безперервно, а ніби розірвані окремі ділянки трансформними розломами, якими зазвичай відбуваються лише зсувні зсуву плит. Це і межі плит третього типу, чи трансформні розломи. Як правило, вони завжди розташовуються перпендикулярно до простягання тріщин рифту. При цьому активними ділянками розломів є тільки їх відрізки, що з'єднують дві суміжні зони рифту (трансформують одну з них в іншу). За межами цих активних ділянок жодних зміщень плит по трансформним розломам не відбувається. Амплітуда зсувів по більшості таких розломів не перевищує десяти або кількох десятків кілометрів, але іноді вона сягає сотень кілометрів.

Трансформні розломи іноді перетинають зони підсуву плит або простягаються від них до рифтових зон, але все ж таки більшість їх розтинає тільки серединноокеанічні хребти. Найбільшими з них є розломи Гіббс, Атлантіс, Віма і Романш в Атлантичному океані; розломи Оуен та Амстердам в Індійському океані; розломи Елтанін та Челленджер у Тихому океані. Крім того, в північній половині Тихого океану залишилися сліди відмерлих, але колись гігантських розломів, зсуви по яких відбувалися на багато сотень і навіть на 1 200 км. Це так звані великі розломи дна Тихого океану: Мендосіно, Піонер, Меррей, Молокаї, Кларіон та Кліппертон. Прикладом меж третього типу на континентах може бути розлом Сан-Андреас у Каліфорнії. У рельєфі океанічні трансформні розломи чітко фіксуються сполученими паралельними структурами вузьких хребтів і улоговин із крутою загальною стінкою (рис. 81). При цьому завдяки «спаюванню» один з одним літосферних плит на пасивних флангах трансформних розломів і швидшому зануренню молодих плит завжди трансформні розломи обрамляються вузькими хребтами тільки з боку молодших плит і, навпаки, улоговини виникають тільки з боку старіших плит. Як правило, трансформні розлами амагматичні, хоча в деяких випадках (за наявності розсувної складової у русі плит) на їх флангах можуть виникати базальтові вулкани з лужною орієнтацією.

Малюнок 81.

Переміщення літосферних плит супроводжуються їх тертям один про одного та виникненням по межах плит землетрусів. Тому межі літосферних плит можна виділяти не лише за геоморфологічними ознаками, а й за зонами підвищеної сейсмічності. При цьому різним межам плит відповідають різні механізми землетрусів. Так, в океанських рифтових зонах всі землетруси, розташовані під гребенями серединно-океанічних хребтів, дрібнофокусні з глибиною вогнища до 5-10 км. і характеризуються механізмами розтягування. Глибина землетрусів у трансформних розломах сягає 30-40 км, які механізми суто зсувні. Сейсмічно найбільш активними є зони підсуву плит. У цих зонах зустрічаються як дрібнофокусні землетруси з глибиною вогнища до 30 км, проміжні землетруси на глибинах від 30 до 150-200 км, і глибокофокусні землетруси з глибиною вогнища до 600-700 км. Головна сейсмофокальна поверхня зон піддвигу плит опускається зазвичай під кутом близько 30-50° від осі глибоководного жолоба під острівну дугу або континентальну околицю, оконтурюючи собою тіло океанічної плити, що занурюється в мантію. У зонах піддвигу плит відбуваються землетруси різного типу, але серед дрібнофокусних землетрусів переважають зсувні та накидні механізми, а на середніх і великих глибинах - механізми зсуву і стискування.

Як правило, гранична глибина глибокофокусних землетрусів відповідає положенню ендотермічного фазового кордону на глибині близько 670 км (див. рис. 58). Глибше цієї межі відбувається порушення кристалічних зв'язків у мантійній речовині, і воно, мабуть, набуває властивостей аморфної речовини. Проте, судячи з даних сейсмічної томографії, сліди океанічних плит, що опускаються, простежуються і глибше в нижній мантії, аж до земного ядра. Видно це і по рельєфу його поверхні: скрізь під зонами підсуву плит, що обрамляють, наприклад, Тихий та Індійський океани, простежуються депресії на поверхні ядра амплітудою до 4 км, а під висхідними потоками в центрах цих океанів, а також під Північною Атлантикою, навпаки , спостерігаються підйоми його рельєфу амплітудою до 6 км (див. рис. 12).

Малюнок 58.
T S - температура солідуса мантійної речовини (з використанням даних Green, Ringwood, 1967 та Takahashi, 1986); T M - адіабатична температура конвектуючої мантії (Сорохтін, 2001); T Cont - континентальна геотерма під архейськими кратонами (Сорохтін та ін, 1996); Крапом показана область існування ювенільних розплавів у мантії. Екзотермічні фазові переходи: I - перехід від плагіоклазових до піроксенових лерцолітів (Lpx); II - перехід від піроксенових до гранатових лерцолітів (Lgr); IV - перехід олівінів (а) до структур шпінелі (? і ?); V - перехід кремнезему в структуру стишовіту (St) та піроксенів у структуру ільменіту (Ilm). Ендотермічні переходи: III - передбачуваний перехід від жорсткої полікристалічної речовини до її пластичного стану; VI — перехід піроксенів у структуру перовскіту (Pv) та магнезіовюститу (Mw). Фазові переходи I та II побудовані за даними Гріна та Рінгвуда (1967), узагальнені переходи IV, V та VI – за даними Кускова та Фабричної (1990).

Малюнок 12.
ізолінії проведені через 2 км, по Morelli, Dziewonski, 1987

Звертає на себе увагу, що багато плит включають як континентальні масиви, так і припаяні до них ділянки океанічної літосфери. Наприклад, в Африканську плиту входить сам континент Африка і східні половини Центральної і Південної Атлантики, що примикають до нього, західні частини дна Індійського океану, а також ділянки дна Середземного і Червоного морів, що примикають до континенту. Крім плит змішаної континентально-океанічної будови, існують плити, що складаються лише з океанічної літосфери з океанічною корою на поверхні. До такого типу відносяться Тихоокеанська, Наска, Кокос та Філіппінська плити.

У першому наближенні літосферні плити можна як фрагменти жорсткої сферичної оболонки, що переміщаються поверхні Землі. У цьому випадку для кількісного опису переміщень літосферних плит по сферичній поверхні Землі зазвичай використовують теорему Ейлера, сформульовану ним ще в 1777 р. Стосовно завдання визначення параметрів руху жорстких сферичних оболонок - літосферних плит по поверхні земної кулі ця теорема стверджує, що в часу будь-який такий рух може бути представлений поворотом плити з певною кутовою швидкістю щодо осі, що проходить через центр Землі та деяку точку на її поверхні, яка називається полюсом обертання цієї плити.

У процесі докладного вивчення тектонічної будови океанського дна з'ясувалося одне чудове правило. Виявилося, що практично всі рифтові розлами завжди орієнтовані на відповідні полюси розсування плит, а поєднані з ними трансформні розлами завжди перпендикулярні до цих напрямків. Отже, мережа рифтових і трансформних розломів, що виникають між двома плитами, що розсуваються, завжди орієнтована по меридіанам і широтним колам, проведеним з полюса взаємного обертання плит. З теорії Ейлера випливає, що швидкість взаємного зміщення двох літосферних плит буде змінюватися з видаленням від полюса обертання за законом синуса полярного кута даної точки, що відраховується від цього полюса обертання плит. У результаті врахування особливостей рухів плит теорема Ейлера дозволила з палеомагнітних аномалій на океанському дні кількісно розраховувати переміщення всього ансамблю літосферних плит на поверхні Землі та будувати палеогеодинамічні реконструкції положень древніх океанів та континентів у минулі геологічні епохи.

Малюнок 8.
(Heirtzler et al., 1966). Позитивні аномалії позначені чорним; АА - нульова аномалія рифтової зони.

Для визначення швидкостей руху літосферних плит зазвичай використовують дані розташування полосчастих магнітних аномалій на океанському дні (див. рис. 8). Нагадаємо ще раз, що ці аномалії, як тепер встановлено, з'являються в рифтових зонах океанів завдяки намагнічування базальтів, що вилилися на них, тим магнітним полем, яке існувало на Землі в момент виливу базальтів. Але, як відомо, геомагнітне поле іноді змінювало напрямок прямо протилежне. Це призводило до того, що базальти, що вилилися у різні періоди інверсій геомагнітного поля, виявлялися намагніченими у протилежні сторони. Але завдяки розсування океанського дна в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів більш давні базальти завжди виявляються відсунутими на великі відстані від цих зон, а разом з океанським дном відсувається від них і «вморожене» в базальти стародавнє магнітне поле Землі.

Розсування океанічної кори разом із разнонамагниченными базальтами зазвичай розвивається суворо симетрично з обох боків від рифтового розлому. Тому і пов'язані з ними магнітні аномалії також розташовуються симетрично по обох схилах серединно-океанічних хребтів і навколишніх абісальних улоговин (див. рис. 8). Такі аномалії тепер можна використовувати для визначення віку океанського дна та швидкості його розсування у рифтових зонах. Однак для цього необхідно знати вік окремих інверсій магнітного поля Землі та зіставити ці інверсії з магнітними аномаліями, що спостерігаються на океанському дні.

Вік магнітних інверсій був визначений за детальними палеомагнітними дослідженнями добре датованих товщ базальтових покривів та осадових порід континентів та базальтів океанського дна (рис. 82). В результаті зіставлення отриманої таким шляхом геомагнітної тимчасової шкали з магнітними аномаліями на океанському дні вдалося визначити вік океанічної кори на більшій частині акваторій Світового океану (рис. 9).

Малюнок 82.
(Час дано в мільйонах років)

Малюнок 9.
за Larson, Pitman et al., 1985

Наведені висновки теорії дозволяють кількісно розраховувати параметри руху на початку двох суміжних плит, а потім для третьої, взятої в парі з однією з попередніх. Таким шляхом поступово можна залучити до розрахунку головні з виділених літосферних плит та визначити взаємні переміщення всіх плит на поверхні Землі.

За кордоном такі розрахунки були виконані Дж. Мінстером та його колегами, а в Росії – С. А. Ушаковим та Ю. І. Галушкіним (рис. 83). Виявилося, що з максимальною швидкістю океанське дно розсувається у південно-східній частині Тихого океану (біля Великодня). Тут щорічно нарощується до 18 см нової океанічної кори. За геологічними масштабами це дуже багато, тому що тільки за 1 млн років таким шляхом формується смуга молодого дна завширшки до 180 км, при цьому на кожному кілометрі рифтової зони за той же час виливається приблизно 360 км 3 базальтових лав! За цими ж розрахунками Австралія віддаляється від Антарктиди зі швидкістю близько 7 см/рік, а Південна Америкавід Африки – зі швидкістю близько 4 см/рік. Відсування Північної Америкивід Європи відбувається повільніше – 2-2,3 см/рік. Ще повільніше розширюється Червоне море - на 1,5 см/рік (відповідно, тут менше виливається і базальтів - всього 30 км3 на кожен погонний кілометр Червономорського рифту за 1 млн років). Зате швидкість «зіткнення» Індії з Азією досягає 5 см/рік, чим пояснюються інтенсивні неотектонічні деформації, що розвиваються на наших очах, і зростання гірських систем Гіндукуша, Паміра і Гімалаїв. Ці деформації і створюють високий рівень сейсмічної активності всього регіону (тектонічне вплив зіткнення Індії з Азією позначається далеко за межами зони зіткнення плит, поширюючись аж до Байкалу і районів Байкало-Амурської магістралі). Деформації Великого та Малого Кавказу викликаються тиском Аравійської плити на цей район Євразії, проте швидкість зближення плит тут суттєво менша – всього 1,5-2 см/рік. Тому меншою тут виявляється і сейсмічна активність регіону.

Малюнок 83.
1 - океанічні рифтові зони та трансформні розломи; 2 - континентальні рифтові зони; 3 - зони підсуву океанічних літосферних плит під острівні дуги; 4 - те саме, під активні околиці континентів андійського типу; 5 - зони «зіткнення» (колізії) континентальних плит; 6 - трансформні (зсувні) межі плит; 7 - літосферні плити; 8 - напрямки та швидкості (см/рік) відносного руху плит.

Важливість наведених розрахунків очевидна, оскільки вони дозволяють кількісно оцінювати сучасну тектонічну активність Землі та обсяги магматичних виливів у сучасних рифтових зонах. Але, виявляється, користуючись аналогічною методикою і послідовно поєднуючи один з одним одновікові магнітні аномалії, можна і для минулих геологічних часів будувати точні реконструкції положення континентів і океанів (із серединно-океанічними хребтами в них) і визначати швидкості розсування або підсування під острівні дуги . За останні рокивелика кількість таких палеогеодинамічних реконструкцій було побудовано Л. П. Зоненшайном та його колегами (1976, 1977) для всього тимчасового інтервалу існування магнітних аномалій на сучасному океанському дні, тобто з пізнього мезозою і до наших днів.

Всі океанічні плити, що сформувалися раніше пізньої юри, вже встигли зануритися в мантію під сучасними або стародавніми зонами підсуву плит, і, отже, не збереглося на океанському дні і магнітних аномалій, вік яких перевищував би 150 млн. років. Тому для більш давніх геологічних епохможуть будуватися лише наближені палеогеографічні реконструкції з використанням палеомагнітних даних континентами. Такі реконструкції, побудовані А. Смітом та Дж. Брайденом (1977), охоплюють інтервал часу до раннього тріасу включно (220 млн років). У Росії аналогічні реконструкції були побудовані А. М. Городницьким та Л. П. Зоненшайном для всього фанерозою (1977).

Разом з частиною верхньої мантії складається з кількох великих блоків, які називаються літосферними плитами. Їх товщина різна – від 60 до 100 км. Більшість плит включають як материкову, так і океанічну кору. Виділяють 13 основних плит, з них 7 найбільших: Американська, Африканська, Індо-, Амурська.

Плити лежать на пластичному шарі верхньої мантії (астеносфері) і повільно рухаються один до одного зі швидкістю 1-6 см на рік. Цей факт було встановлено внаслідок зіставлення знімків, зроблених із штучних супутників Землі. Вони дозволяють припустити, що конфігурація в майбутньому може бути абсолютно відмінною від сучасної, оскільки відомо, що Американська літосферна плита рухається назустріч Тихоокеанській, а Євразійська зближується з Африканською, Індо-Австралійською, а також з Тихоокеанською. Американська та Африканська літосферні плити повільно розходяться.

Сили, що спричиняють розбіжність літосферних плит, виникають при переміщенні речовини мантії. Потужні висхідні потоки цієї речовини розштовхують плити, розривають земну кору, утворюючи у ній глибинні розломи. За рахунок підводних виливів лав за розломами формуються товщі. Застигаючи, вони ніби заліковують рани – тріщини. Однак розтяг знову посилюється, і знову виникають розриви. Так, поступово нарощуючись, літосферні плитирозходяться у різні боки.

Зони розломів є на суші, але найбільше їх в океанічних хребтах, де земна кора тонша. Найбільший розлом на суші розташовується на сході. Він простягся на 4000 км. Ширина цього розлому – 80-120 км. Його околиці всіяні згаслими та діючими.

Уздовж інших меж плит спостерігається їхнє зіткнення. Воно відбувається по-різному. Якщо плити, одна з яких має океанічну кору, а інша материкову, зближуються, то літосферна плита, вкрита морем, поринає під материкову. При цьому виникають дуги () або гірські хребти (). Якщо стикаються дві плити, що мають материкову кору, то відбувається зминання в складки гірських порід краю цих плит і утворення гірських областей. Так виникли, наприклад, на кордоні Євразійської та Індо-Австралійської плит. Наявність гірських областей у внутрішніх частинах літосферної плити говорить про те, що колись тут проходила межа двох плит, що міцно спаялися один з одним і перетворилися на єдину, більшу літосферну плиту. Таким чином, можна зробити загальний висновок: межі літосферних плит - рухливі області, до яких приурочені вулкани, зони, гірські області, серединно-океанічні хребти, глибоководні западини та жолоби. Саме межі літосферних плит утворюються , походження яких пов'язані з магматизмом.