Кордони літосферних плит на карті світу. Літосфера як елемент географічної оболонки

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 викликають розбіжність літосферних плит, виникають під час переміщення 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. Проте 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 коратонше. 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 межі 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.

Дивергентні кордону – межі, вздовж яких відбувається розсування плит.

Процеси горизонтального розтягування літосфери називають рифтогенез. Ці межі приурочені до континентальних рифтів та серединно-океанічних хребтів в океанічних басейнах.

Термін «рифт» (від англ. rift – розрив, тріщина, щілина) застосовується до великих лінійних структур глибинного походження, утворених під час розтягування земної кори. У плані будови вони є грабіноподібні структури.

Закладатись рифти можуть і на континентальній, і на океанічній корі, утворюючи єдину глобальну систему, орієнтовану на осі геоїду. При цьому еволюція континентальних рифтів може призвести до розриву суцільності континентальної кори і перетворення цього рифту на океанський рифт (якщо розширення рифту припиняється до стадії розриву континентальної кори, він заповнюється опадами, перетворюючись на авлакоген).

Будова континентального рифту



Процес розсування плит у зонах океанських рифтів (середньо-океанічних хребтів) супроводжується утворенням нової океанічної кори за рахунок магматичних базальтових розплавів, що надходять з астеносфери. Такий процес утворення нової океанічної кори за рахунок надходження мантійної речовини називається спредінг(Від англ. Spread - розстеляти, розгортати).

Будова серединно-океанічного хребта



У ході спредингу кожен імпульс розтягування супроводжується надходженням нової порції мантійних розплавів, які, застигаючи, нарощують краї плит, що розходяться від осі СОХ.

Саме у цих зонах відбувається формування молодої океанічної кори.

Конвергентні кордони– межі, вздовж яких відбувається зіткнення плит. Основних варіантів взаємодії при зіткненні може бути три: «океанічна – океанічна», «океанічна – континентальна» та «континентальна – континентальна» літосфера. Залежно від характеру плит, що стикаються, може протікати кілька різних процесів.

Субдукція- Процес підсуву океанської плити під континентальну або іншу океанічну. Зони субдукції присвячені осьовим частинам глибоководних жолобів, пов'язаних з острівними дугами (які є елементами активних околиць). На субдукційні кордону припадає близько 80% довжини всіх конвергентних кордонів.

При зіткненні континентальної та океанічної плит природним явищем є піддвиг океанічної (важчої) під край континентальної; при зіткненні двох океанічних занурюється більш давня (тобто більш остигла і щільна) їх.

Зони субдукції мають характерну будову: їх типовими елементами є глибоководний жолоб – вулканічна острівна дуга – задуговий басейн. Глибоководний жолоб утворюється в зоні вигину та підсуву субдукуючої плити. У міру занурення ця плита починає втрачати воду (що перебуває у достатку у складі опадів і мінералів), остання, як відомо, значно знижує температуру плавлення порід, що призводить до утворення вогнищ плавлення, що живлять вулкани острівних дуг. У тилу вулканічної дуги зазвичай відбувається деяке розтягування, що визначає утворення залізного басейну. У зоні задугового басейну розтяг може бути настільки значним, що призводить до розриву кори плити та розкриття басейну з океанічною корою (так званий процес задугового спредингу).

Модель процесу субдукції



Занурення субдукуючої плити в мантію трасується вогнищами землетрусів, що виникають на контакті плит і всередині плити, що субдукує (холоднішої і внаслідок цього більш крихкої, ніж навколишні мантійні породи). Ця сейсмофокальна зона отримала назву зона Беньофа-Заварицького.

У зонах субдукції розпочинається процес формування нової континентальної кори.

Значно рідкіснішим процесом взаємодії континентальної та океанської плит служить процес обдукції- Насунення частини океанічної літосфери на край континентальної плити. Слід наголосити, що в ході цього процесу відбувається розшарування океанської плити, і насувається лише її верхня частина – кора та кілька кілометрів верхньої мантії.

При зіткненні континентальних плит, кора яких легша за речовину мантії, і внаслідок цього не здатна в неї зануритися, протікає процес колізії. У ході колізії краю континентальних плит, що стикаються, дробляться, змінюються, формуються системи великих насувів, що призводить до зростання гірських споруд зі складною складчасто-надвіговою будовою. Класичним прикладом такого процесу є зіткнення Індостанської плити з Євразійською, що супроводжується зростанням грандіозних гірських систем Гімалаїв та Тибету.

Модель процесу колізії



Процес колізії змінює процес субдукції, завершуючи закриття океанічного басейну. При цьому на початку колізійного процесу, коли краї континентів зблизилися, колізія поєднується з процесом субдукції (продовжується занурення під край континенту залишків океанічної кори).

Для колізійних процесів типові масштабний регіональний метаморфізм та інтрузивний гранітоїдний магматизм. Ці процеси призводять до створення нової континентальної кори (з її типовим граніто-гнейсовим шаром).

Трансформні кордони– межі, вздовж яких відбуваються зсувні усунення плит.


Малюнок – Межі літосферних плит Землі.

1 – дивергентні кордони ( а –серединно-океанські хребти, б -континентальні рифти); 2 – трансформні межі; 3 – конвергентні кордони ( а –острівні, б -активні континентальні околиці, в –колізійні); 4 – напрямки та швидкості (см/рік) руху плит.

4. Об'єм поглиненої в зонах субдукції океанської кори дорівнює обсягу кори, що виникає в зонах спредингу.Це положення підкреслює думку про сталість обсягу Землі. Але така думка не є єдиною і остаточно доведеною. Ймовірно, що обсяг плани змінюється пульсаційно, чи відбувається зменшення його зменшення рахунок охолодження.

5. Основною причиною руху плит є мантійна конвекція.обумовлена ​​мантійними теплогравітаційними течіями

Джерелом енергії цих течій служить різницю температури центральних областей Землі і температури близьких поверхонь її частин. При цьому основна частина ендогенного тепла виділяється на межі ядра і мантії в ході процесу глибинної диференціації, що визначає розпад первинної хондритової речовини, в ході якої металева частина спрямовується до центру, нарощуючи ядро ​​планети, а силікатна частина концентруються в мантії, де піддається.

Нагріті в центральних зонах Землі породи розширюються, щільність їх зменшується, і вони спливають, поступаючись місцем холоднішими і тому більш важким масам, що вже віддали частину тепла в близькоповерхневих зонах. Цей процес перенесення тепла йде безперервно, у результаті виникають упорядковані замкнуті конвективні осередки. При цьому у верхній частині осередку перебіг речовини відбувається майже в горизонтальній площині, і саме ця частина течії визначає горизонтальне переміщення речовини астеносфери та розташованих на ній плит. У цілому нині, висхідні гілки конвективних осередків розташовуються під зонами дивергентних кордонів (СОХ і континентальними рифтами), низхідні – під зонами конвергентних кордонів.

Таким чином, основна причина руху літосферних плит - "волочіння" конвективними течіями.

Крім того, на плити діють ще радий факторів. Зокрема, поверхня астеносфери виявляється дещо піднятою над зонами висхідних гілок і більш опущеною в зонах занурення, що визначає гравітаційне «слизування» літосферної плити, що знаходиться на похилій пластичній поверхні. Додатково діють процеси затягування важкої холодної океанської літосфери в зонах субдукції в гарячу і як наслідок менш щільну астеносферу, а також гідравлічного розклинювання базальтами в зонах СОХ.


Малюнок – Сили, що діють на літосферні плити.

До підошви внутрішньоплитових частин літосфери прикладені основні рушійні силитектоніки плит – сили мантійного “волочіння” (англ. drag) FDO під океанами та FDC під континентами, величина яких залежить насамперед від швидкості астеносферного течії, а остання визначається в'язкістю та потужністю астеносферного шару. Так як під континентами потужність астеносфери значно менша, а в'язкість значно більша, ніж під океанами, величина сили FDCмайже на порядок поступається величині FDO. Під континентами, особливо їх древніми частинами (материковими щитами), астеносфера майже виклинюється, тому континенти хіба що виявляються “сидять на мілині”. Оскільки більшість літосферних плит сучасної Землівключають як океанську, так і континентальну частини, слід очікувати, що присутність у складі плити континенту в загальному випадку має "гальмувати" рух всієї плити. Так воно і відбувається насправді (найшвидше рухаються майже чисто океанські плити Тихоокеанська, Кокос і Наска; найповільніше – Євразійська, Північно-Американська, Південно-Американська, Антарктична та Африканська, значну частину площі яких займають континенти). Нарешті, на конвергентних межах плит, де важкі та холодні краї літосферних плит (слеби) поринають у мантію, їх негативна плавучість створює силу FNB(індекс у позначенні сили – від англійської negative buoyance). Дія останньої призводить до того, що частина плити, що субдукує, тоне в астеносфері і тягне за собою всю плиту, збільшуючи тим самим швидкість її руху. Очевидно, сила FNBдіє епізодично і лише у певних геодинамічних обстановках, наприклад, у випадках описаного вище обвалення слебів через розділ 670 км.

Таким чином, механізми, що ведуть рух літосферні плити, можуть бути умовно віднесені до наступних двох груп: 1) пов'язані з силами мантійного “волочіння” ( mantle drag mechanism), прикладеними до будь-яких точок підошви плит, на рис. 2.5.5 – сили FDOі FDC; 2) пов'язані з силами, прикладеними до країв плит ( edge-force mechanism), на малюнку – сили FRPі FNB. Роль тієї чи іншої рушійного механізму, і навіть тих чи інших сил оцінюється індивідуально кожної літосферної плити.

Сукупність цих процесів відбиває загальний геодинамічний процес, що охоплюють області поверхневих до глибинних зон Землі.

Малюнок – Принципова схема мантійної конвекції.


Малюнок - Альтернативні схеми мантійної конвекції

Нині у мантії Землі розвивається двухячейковая мантійна конвекція із закритими осередками (відповідно до моделі крізьмантійної конвекції) чи роздільна конвекція у верхній і нижній мантії з накопиченням слебів під зонами субдукції (відповідно до двоярусної моделі). Ймовірні полюси підйому мантійної речовини розташовані у північно-східній Африці (приблизно під зоною зчленування Африканської, Сомалійської та Аравійської плит) та в районі острова Великодня (під серединним хребтом Тихого океану – Східно-Тихоокеанським підняттям).

Екватор опускання мантійної речовини проходить приблизно по безперервному ланцюгу конвергентних меж плит по периферії Тихого та східної частини Індійського океану.

Сучасний режим мантійної конвекції, що почався приблизно 200 млн. років тому розпадом Пангеї і породив сучасні океани, в майбутньому зміниться на одноосередковий режим (за моделлю крізьмантійної конвекції) або (за альтернативною моделлю) конвекція стане крізьмантійною за рахунок обвалу 60. Це, можливо, призведе до зіткнення материків та формування нового суперконтиненту, п'ятого в історії Землі.

6. Переміщення плит підпорядковуються законам сферичної геометрії і може бути описані з урахуванням теореми Эйлера. Теорема обертання Ейлера стверджує, що будь-яке обертання тривимірного простору має вісь. Таким чином, обертання може бути описано трьома параметрами: координати осі обертання (наприклад, її широта та довгота) та кут повороту. З цього становища може бути реконструйовано становище континентів у минулі геологічні епохи. Аналіз переміщень континентів привів до висновку, що кожні 400-600 млн років вони об'єднуються в єдиний суперконтинент, що піддається в подальшому розпаду. В результаті розколу такого суперконтиненту Пангеї, що стався 200-150 млн років тому, і утворилися сучасні континенти.

Слово «тектоніка» у буквальному перекладі із давньогрецької означає будівельне мистецтво, будову. У науках про Землю під цим терміном зазвичай розуміють геологічну будовуі 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 плит ми 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 прикласти 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 кора континентів переважно складена гранітоїдами і 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 розплавленою і пластичною 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, і стільки ж плит середніх розмірів: плити Наска та Кокос на сході Тихого океану, Філіппінську, Аравійську, Сомалійську, Карибську 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; в 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, що лише порівняно недавно перетворилися з континентальних на океанічні, можуть служити рифти Червоного моря та Аденської затоки. Індійського океану.

Дивергентним межам 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. У Атлантичному океаніце 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 їхні гребені та рифтові долинипростягаються вздовж хребтів не безперервно, а як би розірвані на окремі ділянки трансформними розломами, якими зазвичай відбуваються тільки зсувні зсуви 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 зсувів 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 в 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 трансформовані 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 серединноокеанічних 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 підсуву 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. Тим не менш, судячи з даних сейсмічної томографії, сліди океанічних плит, що опускаються, простежуються і глибше в нижній мантії, аж до земного ядра. Видно це і за рельєфом 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 (γ і β); 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 та Південної Атлантики, що примикають до нього, західні частини дна Індійського океану, а також прилеглі до континенту ділянки дна Середземного і Червоного морів. 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 сполучені 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. В 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 Останніми рокамивелика 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 будуватись тільки наближені палеогеографічні реконструкції з використанням палеомагнітних даних по континентах. 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).

Літосферні плити мають високу жорсткість і здатні протягом тривалого часу зберігати без змін свою будову та форму за відсутності дій з боку.

Рух плит

Літосферні плити перебувають у постійному русі. Цей рух, що відбувається у верхніх шарах астеносфери, обумовлено наявністю конвективних течій, що присутні в мантії. Окремо взяті літосферні плити зближуються, розходяться та ковзають щодо один одного. При зближенні плит виникають зони стиснення та наступне насування (обдукція) однієї з плит на сусідню, або підсування (субдукція) розташованих поруч утворень. При розбіжності з'являються зони розтягу з характерними тріщинами, що виникають уздовж кордонів. При ковзанні утворюються розломи, у яких спостерігається ковзання прилеглих плит.

Результати руху

В областях сходження величезних континентальних плит, при їх зіткненні виникають гірські масиви. Подібним чином свого часу виникла гірська система Гімалаї, що утворилася на кордоні Індо-Австралійської та Євразійської плит. Результатом зіткнення океанічних літосферних плит із континентальними утвореннями є острівні дуги та глибоководні западини.

У осьових зонах серединно-океанічних хребтів виникають рифти (від англ. Rift – розлом, тріщина, ущелина) характерної структури. Подібні утворення лінійної тектонічної структури земної кори, що мають довжину сотні та тисячі кілометрів, з шириною в десятки або сотні кілометрів, виникають внаслідок горизонтальних розтягувань земної кори. Рифти дуже великих розмірів прийнято називати рифтовими системами, поясами чи зонами.

Зважаючи на те, що кожна літосферна плита є єдиною пластиною, в її розломах спостерігається підвищена сейсмічна активність і вулканізм. Дані джерела розташовані в межах досить вузьких зон, у площині яких виникають тертя та взаємні переміщення сусідніх плит. Ці зони називаються сейсмічними поясами. Глибоководні жолоби, серединно-океанічні хребти і рифи є рухомими областями земної кори, розташованими на межах окремих літосферних плит. Ця обставина вкотре підтверджує, що перебіг процесу формування земної кори у цих місцях і нині триває досить інтенсивно.

Важливість теорії літосферних плит заперечувати не можна. Тому що саме вона здатна пояснити наявність в одних областях Землі гір, в інших – рівнин. Теорія літосферних плит дозволяє пояснити та передбачити виникнення катастрофічних явищ, здатних виникнути в районі їхніх кордонів.

Складається з безлічі шарів, що нагромаджуються один на одного. Однак найкраще нам відомі земна кора та літосфера. Це не дивує - адже ми не тільки живемо на них, а й черпаємо з глибин більшість доступних нам природних ресурсів. Але ще верхні оболонки Землі зберігають мільйони років історії нашої планети та всієї Сонячної системи.

Ці два поняття так часто зустрічаються у пресі та літературі, що увійшли повсякденний словник сучасної людини. Обидва слова використовуються для позначення поверхні Землі чи іншої планети - проте між поняттями є різниця, що базується на двох важливих підходах: хімічному та механічному.

Хімічний аспект – земна кора

Якщо розділяти Землю на шари, керуючись відмінностями в хімічному складі, верхнім шаромпланети буде земна кора. Це відносно тонка оболонка, що закінчується на глибині від 5 до 130 кілометрів під рівнем моря - океанічна кора тонша, а континентальна, в районах гір, найтовща. Хоча 75% маси кори припадає лише на кремній та кисень (не чисті, пов'язані у складі різних речовин), вона відрізняється найбільшою хімічною різноманітністю серед усіх верств Землі.

Відіграє роль і багатство мінералів - різних речовин та сумішей, створених за мільярди років історії планети. Земна кора містить не лише «рідні» мінерали, які були створені геологічними процесами, а й масивну органічну спадщину, на кшталт нафти та вугілля, а також інопланетні включення.

Фізичний аспект – літосфера

Спираючись на фізичні характеристики Землі, такі як твердість або пружність, ми отримаємо дещо іншу картину - нутрощі планети буде укутувати літосфера (від ін. грецького lithos, «скелястий, твердий» та «sphaira» сфера). Вона набагато товща за земну кору: літосфера простягається до 280 кілометрів углиб і навіть захоплює верхню тверду частину мантії!

Характеристики цієї оболонки повністю відповідають назві – це єдиний, окрім внутрішнього ядра, твердий шар Землі. Міцність, щоправда, відносна - літосфера Землі є однією з найбільш рухливих у Сонячної системи, через що планета вже неодноразово змінювала свій зовнішній вигляд. Але для значного стиснення, викривлення та інших еластичних змін потрібно тисячі років, якщо не більше.


  • Цікавий факт - планета може і не мати поверхневу кору. Так, поверхня – це його затверділа мантія; Кору найближча до Сонця планета втратила давним-давно внаслідок численних зіткнень.

Підсумовуючи, земна кора - це верхня, хімічно різноманітна частина літосфери, твердої оболонки Землі. Спочатку вони мали практично однаковий склад. Але коли на глибини впливала тільки нижча астеносфера і високі температури, у формуванні мінералів на поверхні брали активну участь гідросфера, атмосфера, метеоритні залишки і живі організми.

Літосферні плити

Ще одна риса, яка відрізняє Землю від інших планет – це різноманітність на ній різноманітних ландшафтів. Звичайно, свою неймовірно велику роль відіграли і вода, про що ми розповімо трохи згодом. Але навіть основні форми планетарного ландшафту нашої планети відрізняються від того ж Місяця. Моря та гори нашого супутника – це котловани від бомбардування метеоритами. А на Землі вони утворилися внаслідок сотень та тисяч мільйонів років руху літосферних плит.


Про плити ви вже напевно чули - це величезні стійкі фрагменти літосфери, які дрейфують текучою астеносферою, наче битий лід по річці. Однак між літосферою та льодом є дві головні відмінності:

  • Проріхи між плитами невеликі, і швидко затягуються за рахунок розплавленої речовини, що вивергається з них, а самі плити не руйнуються від зіткнень.
  • На відміну від води, в мантії відсутня постійна течія, яка могла б задавати постійний напрямок руху материкам.

Так, рушійною силоюдрейфу літосферних плит є конвекція астеносфери, основна частина мантії - більш гарячі потоки від земного ядра піднімаються до поверхні, коли холодні опускаються назад вниз. Враховуючи те, що материки розрізняються в розмірах, і рельєф нижньої сторони дзеркально відображає нерівності верхньої, рухаються вони також нерівномірно і непостійно.


Головні плити

За мільярди років руху літосферних плит вони неодноразово зливались у суперконтиненти, після чого знову поділялися. У найближчому майбутньому, через 200-300 мільйонів років, також очікується утворення суперконтиненту під ім'ям Пангея Ультіма. Рекомендуємо подивитися відео наприкінці статті – там наочно показано, як мігрували літосферні плити за останні кілька сотень мільйонів років. Крім того, силу і активність руху материків визначає внутрішній нагрів Землі - чим він вищий, тим сильніше розширюється планета, і тим швидше і вільніше рухаються літосферні плити. Однак з початку історії Землі її температура та радіус поступово знижуються.

  • Цікавий факт - дрейф плит та геологічна активність не обов'язково повинні харчуватися від внутрішнього самонагрівання планети. Наприклад, супутник Юпітера, має безліч активних вулканів. Але енергію для цього дає не ядро ​​супутника, а гравітаційне тертя з-за якого надра Іо розігріваються.

Межі літосферних плит досить умовні - одні частини літосфери тонуть під іншими, а деякі, як Тихоокеанська плита, взагалі приховані під водою. Геологи сьогодні налічують 8 основних плит, які покривають 90 відсотків усієї площі Землі:

  • Австралійська
  • Антарктична
  • Африканська
  • Євразійська
  • Індостанська
  • Тихоокеанська
  • Північноамериканська
  • Південноамериканська


Такий поділ з'явився нещодавно - так, Євразійська плитаще 350 мільйонів років тому складалася з окремих частин, під час злиття яких утворилися Уральські гори, одні з найдавніших на Землі. Вчені досі продовжують дослідження розломів та дна океанів, відкриваючи нові плити та уточнюючи межі старих.

Геологічна активність

Літосферні плити рухаються дуже повільно - вони наповзають одна одну зі швидкістю 1-6 см/рік і віддаляються максимально на 10-18 см/рік. Але саме взаємодія між материками створює геологічну активність Землі, відчутну на поверхні – виверження вулканів, землетруси та утворення гір завжди відбуваються у зонах контакту літосферних плит.

Проте є винятки - звані гарячі точки, які можуть існувати і в глибині літосферних плит. У них розплавлені потоки речовини астеносфери прориваються нагору, проплавляючи літосферу, що призводить до підвищеної вулканічної активності та регулярних землетрусів. Найчастіше це відбувається неподалік тих місць, де одна літосферна плита наповзає на іншу - нижня, вдавлена ​​частина плити занурюється в мантію Землі, підвищуючи тим самим тиск магми на верхню плиту. Однак зараз вчені схиляються до тієї версії, що частини літосфери, що «потопилися», розплавляються, підвищуючи тиск у глибинах мантії і створюючи тим самим висхідні потоки. Так можна пояснити аномальну віддаленість деяких гарячих точок від тектонічних розломів.


  • Цікавий факт - у гарячих точках часто утворюються щитові вулкани, характерні своєю пологою формою. Вони вивергаються багато разів, розростаючись за рахунок текучої лави. Також це типовий формат інопланетних вулканів. Найвідоміший з них на Марсі висока точкапланети – висота його досягає 27 кілометрів!

Океанічна та континентальна кора Землі

Взаємодія плит також призводить до формування двох різних типівземної кори - океанічної та континентальної. Оскільки в океанах зазвичай знаходяться стики різних літосферних плит, їх кора постійно змінюється - розламується або поглинається іншими плитами. На місці розломів виникає безпосередній контакт із мантією, звідки піднімається розжарена магма. Охолоджуючи під впливом води, вона створює тонкий шар базальтів - основний вулканічної породи. Таким чином, океанічна кора повністю оновлюється раз на 100 мільйонів років - найстаріші ділянки, що знаходяться в Тихому океані, досягають максимального вікуу 156-160 млн років.

Важливо! Океанічна кора - це вся та земна кора, що під водою, лише її молоді ділянки на стику материків. Частина континентальної кори знаходиться під водою, у зоні стабільних літосферних плит.