Сходящееся движение плит

Сходящееся движение плит Землетрясения

Сходящееся движение плит

За последние 40 лет появилась новая модель, которая произвела невероятную революцию в науке о Земле. Теория тектоники плит в настоящее время хорошо изучена и составляет основу нашего современного понимания структуры и динамики Земли. В частности, тектоника плит объясняет геологические особенности земной коры в широком масштабе, а именно распределение суши и моря, образование гор, землетрясения и вулканизм.

Плиты, движение плит и мантийная конвекция

Схематическое поперечное сечение Земли, иллюстрирующее мантийную конвекцию (USGS)

Тектонические плиты состоят из твердого внешнего слоя, называемого литосферой (от греческого слова «литос» – «скала»). При толщине около 100 км литосфера состоит из верхнего слоя земной коры (~7 км под океанами и ~50 км под континентами) и нижнего, более плотного слоя верхней мантии Земли. Остальная часть мантии, лежащая под плитами, достаточно горячая, и большая ее часть пребывает в твердом состоянии. Несмотря на высокую температуру, эффект давления внутри мантии обычно препятствует её плавлению.

Жесткие литосферные плиты движутся благодаря конвекции внутри подвижной астеносферы. Горячая мантия поднимается под срединно-океаническими хребтами, а холодная, более плотная мантия опускается в океанические впадины. Боковое движение плит литосферы над этими круговыми конвекционными ячейками аналогично движению жестких блоков над вращающейся лентой конвейера.

Границы плит

Типы границ плит

Землетрясения:  Ускорение землетрясение

Существует 3 типа границ плит, в зависимости от того, как пластины движутся относительно друг друга:

Расходящиеся (дивергентные) границы возникают там, где две пластины удаляются друг от друга. Это происходит на срединно-океанических хребтах, активных зонах рифтинга, а также зонах вулканической активности. Примерами таких границ могут служить Срединно-Атлантический хребет и Восточно-Тихоокеанский подъем. Расходящиеся границы на континентах встречаются реже, но такие тоже существуют. Примером может служить Восточно-Африканский разлом. Если процесс рифтогенеза на континенте продолжается достаточно долго, он может расколоть континент и образовать новый океанический бассейн, который будет разделять его части.

Конвергентные границы возникают там, где две плиты скользят навстречу друг другу, образуя либо зону субдукции (если одна плита, как правило, океаническая, движется под другой), либо континентальное столкновение. Зоны субдукции включают границы Тихоокеанской плиты (например, запад Южной Америки), где плотная океаническая литосфера погружается под менее плотные континентальные плиты. Такие процессы обычно сопровождаются землетрясениями. Образуется глубоководная впадина.

Границы трансформации возникают там, где две литосферные плиты скользят друг мимо друга вдоль трансформных разломов. Вдоль этих разломов могут происходить сильные землетрясения. Самый известный пример – разлом Сан-Андреас в Калифорнии (здесь Тихоокеанская и Северо-Американская плиты движутся друг вдоль друга).

Геофизики представили глобальную реконструкцию тектонических
перемещений литосферных плит в течение последнего миллиарда лет. Она впервые
объединила в рамках непрерывной и согласованной кинематической модели
палеомагнитные данные об изменении расположения континентов с геологическими данными
об эволюции границ между плитами. О результатах моделирования сообщает статья в
Earth-Science Reviews.

Тектоника плит — это геодинамическая концепция, основанная
на представлении о земной литосфере как о совокупности подвижных фрагментов —
литосферных плит, которые в процессе перемещения непрерывно взаимодействуют
между собой. Движение плит управляется конвекционными мантийными потоками и
представляет собой элемент системы теплопереноса от центра Земли к поверхности.
Нижние слои литосферных плит образованы породами мантии, верхние — это кора
либо только океанического типа, либо океанического и континентального.
Взаимодействие движущихся плит приводит к образованию на границах между ними
зон сейсмической и вулканической активности. Границы между плитами, движущимися
во встречном направлении, называются конвергентными, границы между
раздвигающимися плитами — дивергентными. Если плиты двигаются в одном
направлении, но с разными скоростями, границу между ними называют трансформной.
Различия процессов, происходящих на границах того или иного типа, обусловливают
формирование разных геологических структур — рифтов, глубоководных желобов,
складчатых систем.

Тектонические процессы начали играть значимую роль в палеогеографии
Земли, по-видимому, около 3,2 миллиарда лет. Но глобальные реконструкции
тектонической истории с использованием комплекса геологических и геофизических
(палеомагнитных) данных, полученных с континентов и с океанского дна,
ограничены ближайшими к современности 200 миллионами лет. Это максимальный
возраст океанической коры, так как более древнее дно океанов поглощено в
процессе субдукции (погружения одной плиты под другую) на конвергентных
границах. Поэтому моделирование отражает движение плит и эволюцию границ с
полнотой, достаточной для количественного анализа, лишь со времени начала
распада суперконтинента Пангея, существовавшего в позднем палеозое — раннем
мезозое, около 335–170 миллионов лет назад. При этом абсолютные координаты
рассчитывают в системе отсчета, связанной с движениями Африканской плиты,
которые определены несколькими независимыми методами.

Для более раннего времени — вплоть до миллиарда лет назад —
ученые уже построили модели, воссоздающие конфигурацию континентов и даже состояние
границ между плитами, однако каждая из них охватывает разные периоды или
регионы. Полностью непрерывной модели, охватывающей тектоническую историю Земли
за это время, до сих пор не существовало. Реконструкция положения плит
базируется на решении задач о вращении твердого тела с использованием теоремы
Эйлера. При решении этих задач ученые оперируют данными о широте, долготе и
углах поворота, и для ранних эпох единственным источником этих данных служат
результаты палеомагнитных измерений. По направлению намагниченности пород можно
установить, как изучаемое геологическое тело было ориентировано по отношению к
полюсу и на какой широте находилось. Однако абсолютную долготу установить таким
образом нельзя из-за симметрии геомагнитного поля относительно оси вращения
Земли.

Древнейшие долготы плит восстанавливаются двумя методами.
Первый из них базируется на предположении о длительной устойчивости крупнейших
восходящих потоков в мантии, но применимость этого метода для докембрийских
моделей оставалась спорной. Основой другого метода служит модель ортоверсии, согласно которой в
каждом новом цикле образования суперконтинента плиты располагаются под углом 90
градусов к предыдущему положению. Ограничения на этот метод накладывает
недостаток палеомагнитных данных.

Исследователи из Австралии, Китая и Франции под руководством
Эндрю Мердита (Andrew S. Merdith) из Лионского
университета-1 имени Клода Бернара сумели объединить тектонические модели,
построенные для разных геологических эр.

На первом этапе ученые отобрали из множества современных
моделей развития тектоники четыре, наиболее полно описывающие перемещение плит
в комплексе с эволюцией границ между ними. Глобальная модель YOU19 реконструирует тектонику за
последние 410 миллионов лет, то есть от среднего палеозоя до настоящего
времени. В ней движение плит привязано и к палеомагнитной, и к мантийной системе
отсчета. Модели DOM16 и
DOM18 — региональные. DOM16 включает реконструкцию
тектоники Гондваны и древних плит Лаврентия и Балтика, а DOM18 — Гондваны, Сибирской и Китайской
плит. Обе эти модели относятся к раннему палеозою (500–410 миллионов лет
назад). Глобальная модель MER17
охватывает промежуток времени от 1000 до 520 миллионов лет назад —
неопротерозойскую эру и самую раннюю часть палеозоя. Она представлена только в
палеомагнитной системе отсчета, не имеет поправки на истинное движение полюсов и
не привязана к мантийной системе отсчета, то есть к твердому телу Земли.
Контроль абсолютной палеодолготы в этой модели отсутствует.

Затем ученые разработали для всех моделей единую методику
определения по палеомагнитным измерениям кажущегося перемещения полюсов,
которое отражает изменение положения плит во времени. Эта методика потребовала
корректировки местонахождения некоторых континентов в неопротерозое: Западно-Африканского
кратона, Конго, Янзцы, Сино-Корейского кратона и Тарима (древний микроконтинент
в составе современной Центральной Азии). Благодаря коррекции удалось уточнить
конфигурацию протерозойского суперконтинента Родиния. Для палеозоя геофизики
скорректировали положение Сибирского кратона и Лавруссии, объединявшей
Северо-Американский (Лаврентия) и Восточно-Европейский (Балтика) древние
континенты.

Для моделирования границ древних литосферных плит
исследователи привлекли геологические данные, в первую очередь офиолитовые
комплексы (остатки древней океанической коры на континентах, указывающие на
существование зон субдукции). Осадочные бассейны, характер окаменелостей,
геохимические признаки использовались для определения широтных полос и
выравнивания некогда смежных регионов, условия
метаморфизма совместно со структурными данными — для вывода тектонических
условий.

https://youtube.com/watch?v=gQqQhZp4uG8%3Ffeature%3Doembed

Итогом стало построение согласованной модели, связавшей кинематику
плит в докембрии и в более позднее время. Она охватила миллиард лет, истекший с
начала неопротерозоя, и включила в себя один полный суперконтинентальный цикл —
от Родинии до Пангеи — и позднейшие движения плит. Модель, которую авторы
визуализировали в видеоролике продолжительностью 40 секунд, открывает
возможности для количественного анализа древних тектонических процессов. Эти
процессы не только формируют структуру недр и определяют облик земной
поверхности, но и влияют на химические потоки между поверхностью и глубокими
недрами, а также на развитие биосферы, так как от расположения континентальных
массивов зависят циркуляция океанских вод и распределение видов на суше.
Поэтому в дальнейшем модель Мердита и его коллег может послужить основой исследований,
связанных с эволюцией гидросферы, атмосферы и биосферы Земли в позднем
протерозое.

Ранее геофизики обнаружили, что древнее магнитное поле Земли
могло генерироваться в мантии, а также рассказали, как образовалась древняя
земная кора.

Нашли опечатку? Выделите фрагмент и нажмите Ctrl+Enter.

Земная поверхность состоит из нескольких сцепленных между собой больших плит, которые медленно движутся друг относительно друга.

Твердые планеты в своем развитии проходят период нагревания, основную энергию для которого дают падающие на поверхность планеты обломки космических тел (см. Гипотеза газопылевого облака). При столкновении этих объектов с планетой почти вся кинетическая энергия падающего объекта мгновенно преобразуется в тепловую, поскольку его скорость движения, составляющая несколько десятков километров в секунду, в момент удара резко падает до нуля. Всем внутренним планетам Солнечной системы — Меркурию, Венере, Земле, Марсу — этого тепла хватало если не для того, чтобы полностью или частично расплавиться, то хотя бы для того, чтобы размягчиться и сделаться пластичными и текучими. В этот период вещества с наибольшей плотностью передвигались к центру планет, образуя ядро, а наименее плотные, наоборот, поднимались на поверхность, образуя земную кору. Примерно так же расслаивается соус для салата, если его надолго оставить на столе. Этот процесс, называемый дифференциацией магмы, объясняет внутреннее строение Земли.

У самых маленьких внутренних планет, Меркурия и Марса (а также у Луны), это тепло в конце концов выходило на поверхность и рассеивалось в космосе. Затем планеты затвердевали и (как в случае с Меркурием) в последующие несколько миллиардов лет проявляли низкую геологическую активность. История Земли была совсем другой. Поскольку Земля — самая крупная из внутренних планет, в ней сохранился и самый большой запас тепла. А чем крупнее планета, тем меньше у нее отношение площади поверхности к объему и тем меньше она теряет тепла. Следовательно, Земля остывала медленнее, чем другие внутренние планеты. (То же самое можно сказать и о Венере, размер которой немного меньше Земли.)

Кроме того, с начала формирования Земли в ней происходил распад радиоактивных элементов, что увеличивало запас тепла в ее недрах. Следовательно, Землю можно рассматривать как шарообразную печь. Внутри нее непрерывно образуется тепло, переносится к поверхности и излучается в космос. Перенос тепла вызывает ответное перемещение мантии — оболочки Земли, расположенной между ядром и земной корой на глубине от нескольких десятков до 2900 км (см. Теплообмен). Горячее вещество из глубины мантии поднимается, охлаждается, а затем вновь погружается, замещаясь новым горячим веществом. Это классический пример конвективной ячейки.

Можно сказать, что порода мантии бурлит так же, как вода в чайнике: и в том, и в другом случае тепло переносится в процессе конвекции. Некоторые геологи считают, что для завершения полного конвективного цикла породам мантии требуется несколько сотен миллионов лет — по человеческим меркам очень большое время. Известно, что многие вещества с течением времени медленно деформируются, хотя на протяжении человеческой жизни они выглядят абсолютно твердыми и неподвижными. Например, в средневековых соборах старинные оконные стекла внизу толще, чем наверху, потому что в течение многих веков стекло стекало вниз под действием силы тяжести. Если за несколько столетий это происходит с твердым стеклом, то нетрудно представить себе, что то же самое может произойти с твердыми горными породами за сотни миллионов лет.

Наверху конвективных ячеек земной мантии плавают породы, составляющие твердую поверхность Земли, — так называемые тектонические плиты. Эти плиты состоят из базальта, самой распространенной излившейся магматической горной породы. Толщина этих плит примерно 10–120 км, и они перемещаются по поверхности частично расплавленной мантии. Материки, состоящие из относительно легких пород, таких как гранит, образуют самый верхний слой плит. В большинстве случаев толщина плит под материками больше, чем под океанами. Со временем процессы, происходящие внутри Земли, сдвигают плиты, вызывая их столкновение и растрескивание, вплоть до образования новых плит или исчезновения старых. Именно благодаря этому медленному, но непрерывному перемещению плит поверхность нашей планеты все время находится в динамике, постоянно изменяясь.

Важно понимать, что понятия «плита» и «материк» — не одно и то же. Например, Северо-Американская тектоническая плита простирается от середины Атлантического океана до западного побережья Северо-Американского континента. Часть плиты покрыта водой, часть — сушей. Анатолийская плита, на которой расположены Турция и Ближний Восток, полностью покрыта сушей, в то время как Тихоокеанская плита расположена полностью под Тихим океаном. То есть границы плит и береговые линии материков не обязательно совпадают. Кстати, слово «тектоника» происходит от греческого слова tekton («строитель») — тот же корень есть и в слове «архитектор» — и подразумевает процесс строительства или сборки.

Тектоника плит заметнее всего там, где плиты соприкасаются друг с другом. Принято выделять три типа границ между плитами.

Дивергентные границы

В середине Атлантического океана поднимается к поверхности раскаленная магма, образовавшаяся в глубине мантии . Она прорывается сквозь поверхность и растекается, постепенно заполняя собой трещину между раздвигающимися плитами. Из-за этого морское дно расширяется и Европа и Северная Америка расходятся в стороны со скоростью несколько сантиметров в год. (Это движение смогли измерить с помощью радиотелескопов, расположенных на двух континентах, сравнив время прихода радиосигнала от далеких квазаров.)

Если дивергентная граница расположена под океаном, в результате расхождения плит возникает срединно-океанический хребет — горная цепь, образованная за счет скопления вещества в том месте, где оно выходит на поверхность. Срединно-Атлантический хребет, простирающийся от Исландии до Фолклендов, — это самая длинная горная цепь на Земле. Если же дивергентная граница находится под материком, она буквально разрывает его. Примером такого процесса, происходящего в наши дни, служит Великая долина разломов, простирающаяся от Иордании на юг в Восточную Африку.

Конвергентные границы

Если на дивергентных границах образуется новая кора, значит где-то в другом месте кора должна разрушаться, иначе Земля увеличивалась бы в размерах. При столкновении двух плит одна из них пододвигается под другую (это явление называется субдукцией, или пододвиганием). При этом плита, оказавшаяся внизу, погружается в мантию. Что происходит на поверхности над зоной субдукции, зависит от местонахождения границ плиты: под материком, на границе материка или под океаном.

Если зона субдукции расположена под океанической корой, то в результате пододвигания образуется глубокая срединно-океаническая впадина (желоб). Примером этого может служить самое глубокое место в Мировом океане — Марианская впадина около Филиппин. Вещество нижней плиты попадает вглубь магмы и расплавляется там, а потом может опять подняться к поверхности, образуя гряду вулканов — как, например, цепь вулканов на востоке Карибского моря и на западном берегу Соединенных Штатов.

Если обе плиты на конвергентной границе находятся под материками, результат будет совсем другим. Материковая кора состоит из легких веществ, и обе плиты фактически плавают над зоной субдукции. Поскольку одна плита пододвигается под другую, два материка сталкиваются, и их границы сминаются, образуя материковый горный хребет. Так сформировались Гималаи, когда Индийская плита около 50 миллионов лет назад столкнулась с Евразийской. В результате такого же процесса сформировались и Альпы, когда Италия соединилась с Европой. А Уральские горы, старую горную цепь, можно назвать «сварочным швом», образовавшимся при объединении европейского и азиатского массивов.

Если материк покоится только на одной из плит, на нем будут образовываться складки и смятия по мере его наползания на зону субдукции. Примером этого служат Анды на Западном побережье Южной Америки. Они сформировались после того, как Южно-Американская плита наплыла на погрузившуюся под нее плиту Наска в Тихом океане.

Трансформные границы

Иногда бывает так, что две плиты не расходятся и не пододвигаются друг под друга, а просто трутся краями. Самый известный пример такой границы — разлом Сан-Андреас в Калифорнии, где движутся бок о бок Тихоокеанская и Северо-Американская плиты. В случае трансформной границы плиты сталкиваются на время, а затем расходятся, высвобождая много энергии и вызывая сильные землетрясения.

В заключение я хотел бы подчеркнуть, что, хотя тектоника плит включает в себя понятие о движении материков, это не то же самое, что гипотеза дрейфа материков, предложенная в начале ХХ века. Эта гипотеза была отвергнута (справедливо, по мнению автора) геологами из-за некоторых экспериментальных и теоретических неувязок. И тот факт, что наша современная теория включает в себя один аспект из гипотезы дрейфа материков — перемещение материков, — не означает, что ученые отвергли тектонику плит в начале прошлого века только для того, чтобы принять ее позже. Теория, которая принята сейчас, коренным образом отличается от прежней.

Зона
субдукции — место где океаническая
кора погружается в мантию. К зонам
субдукции приурочено большинство
землетрясений и множество вулканов.
Геоморфологическим выражением зон
субдукции являются глубоководные
желоба.

Другие
названия зоны субдукции: сейсмофокальная
зона, так как в ней сосредоточено
большинство глубокофокусных землетрясений,
или зона Заварицкого Беньофа Вадати,
зона Беньофа, зона Вадати по именам
ученых, которые выделили эту особую
зону. Поводом для этого стали сейсмические
данные, которые показали, что фокусы
землетрясений располагаются все глубже
по направлению от глубоководного желоба
к континенту. Зона субдукции хорошо
прослеживается на сейсмотомаграфических
порфилях, по крайней мере до границы
верхней и нижней мантии (670км).

С
зонами субдукции связаны две широко
распространенные геодинамических
обстановки: Активные континентальные
окраины и островные дуги.

В
классическом варианте реализуется в
случае взаимодействия двух океанических
или океанической и континентальной
плит. Однако, в последние десятилетия
выявлено, что при коллизии континентальных
литосферных плит, также имеет место
поддвиг одной литосферной плиты под
другую, это явление получило название
континентальной субдукции. Субдукция
является одним из основных геологических
режимов. При общей протяженности
современных конвергентных границ плит
около 57 000 километров, 45 000 из них приходится
на субдукционные, остальные 12 000 — на
коллизионные.

коллизия
континентов — это столкновение
континентальных плит, которое всегда
приводит к смятию коры и образованию
горных цепей.

Взаимодействие
литосферных плит при встречном движении
порождает сложные тектонические
процессы, проникающие глубоко в мантию.
Они выражены зонами тектономагматической
активности (островные дуги), континентальные
окраины Андского типа и складчатые
горные сооружения. Там, где на конвергентной
границе сходятся континентальная и
океаническая литосферы или океаническая
с океанической, проявляется субдукция.При
встречном движении более тяжелая плита
(всегда океаническая) уходит под другую,
а затем погружается в мантию. Коллизия,
т.е. столкновение литосферных плит,
развивается там, где континентальная
литосфера сходится с континентальной:
их дальнейшее встречное движение
затруднено, оно компенсируется деформацией
литосферы, ее утолщением и «скучиванием»
в складчатых горных сооружениях или
террейнах. В редких случаях очешуи
фрагментов океанической коры наползают
на край континентальной плиты: происходит
обдукция. При общей протяженности
современных конвергентных границ около
57 тыс. км 45 из них приходится на
субдукционные, остальные 12 — на
коллизионные. 

Субдукция 

В
начале 30-х годов вдоль глубоководных
желобов Индонезии были обнаружены
резкие отрицательные гравитационные
аномалии,которые интерпретировались
как зоны затягивания. Ф. Венинг-Мейнес
пришел к выводу, что в этих активных
зонах происходит затягивание в мантию
складок легкого корового вещества.
Тогда же Ф. Лейк объяснил их образование
наклонными сколами, по которым Азиатский
континент надвигается на Тихий океан.
Вскоре К.Вадати впервые описал наклонную
сейсмофокальную зону, уходящую от
глубоководного желоба под вулканические
цепи Японских островов. К концу 60-х годов
Г. Штилле высказал мысль, что образование
глубоководных желобов, сопутствующих
им отрицательных гравитационных аномалий
и уходящих в мантию сейсмофокальных
зон сопряжено с наклонным поддвигом
океанической коры; на определенной
глубине она подвергается плавлению,
порождая вулканические цепи, тянущиеся
параллельно желобу. 

Термин
«субдукция» были введены для обозначения
сложного глубинного процесса, ранее
неизвестного. Субдукцию нельзя свести
ни к «поддвигу», ни к «надвигу» литосферных
плит. Их сближение при субдукции
складывается из векторов движения двух
контактирующих плит, причем наблюдается
разнообразное соотношение направления
и величины этих векторов. Кроме того, в
тех случаях, когда происходит быстрое
гравитационное погружение одной из
литосферных плит в астеносферу, их
взаимодействие осложняется откатом
конвергентной границы. Установлено,
что субдукция развивается по-разному
в зависимости от соотношения векторов
движения плит, от возраста субдуцирующей
литосферы и ряда других факторов. 

Способ
взаимодействия плит при субдукции
предопределяет асимметрию рельефа.
Линия активного контакта выражена
глубоководными желобами, глубина которых
находится в прямой зависимости от
скорости субдукции и от средней плотности
(т.е. возраста) погружающейся плиты.
Поскольку желоба служат седиментационной
ловушкой для турбидитов островодужного
или континентального происхождения,
их глубина искажается осадконакоплением,
которое определяется физико-географическими
условиями. Глубина океана над современными
желобами широко варьирует (в Марианском
желобе — 11022м). Глубина желобов относительно
смежногоокеанического краевого вала
достигает 4000 м. 

При
протяженности в тысячи километров
ширина желобов не превышает 50—100 км.
Обычно желоба дугообразно изогнуты
выпуклостью навстречу субдуцирующей
плиты или прямолинейны. Современные
желоба в основном простираются
перпендикулярно направлению субдукции
(ортогональная субдукция), но имеются
и косоориентированные. 

Профиль
глубоководных желобов всегда асимметричен:
субдуцирующее крыло пологое (около 5°),
висячее крыло более крутое (до 10 и даже
20°). Детали рельефа варьируют в зависимости
от напряженного состояния литосферных
плит, от режима субдукции и других
условий. На многих пересечениях океанский
склон желоба бывает осложнен продольными
грабенами и горстами, а противоположный
склон — ступенчатой системой крутых
разломов. Узкое и плоское дно желоба
шириной иногда всего лишь в несколько
сотен метров сложено осадками. 

Асимметрично
и размещение форм рельефа на обрамлении
глубоководных желобов. Со стороны океана
это пологие краевые валы, которые
возвышаются над ложем океана на 200—1000
м. Судя по геофизическим данным, краевые
валы представляют собой антиклинальный
изгиб океанической литосферы, который
не уравновешен изостатически и
поддерживается ее горизонтальным
сжатием. Там, где фрикционное сцепление
литосферных плит велико, высота краевого
вала находится в прямом соответствии
с относительной глубиной соседнего
отрезка желоба. 

С
противоположной стороны, над «надвинутым»
крылом зоны субдукции, параллельно
желобу протягиваются высокие хребты
или подводные гряды. Если субдукция
направляется непосредственно под
окраину континента и глубоководный
желоб примыкает к этой окраине(Андийский
тип), образуются береговой хребет и
отделенный от него продольными долинами
главный хребет, рельеф которого бывает
осложнен вулканическими постройками. 

Там,
где зона субдукции не находится на краю
континента, сходная по происхождению
пара положительных форм рельефа
представлена островными дугами. Это
невулканическая внешняя дуга
(непосредственно рядом с желобом) и
отделенная депрессиями главная
вулканическая дуга. Иногда внешняя
островная дуга не образуется и ей
соответствует резкий перегиб подводного
рельефа у бровки глубоководного желоба.
Большинство современных островных дуг
находится на западном обрамлении Тихого
океана: от Алеутской и Курило-Камчатской
дуги на севере до дуги Кермадек на юге.
Дугообразная форма широко распространена,
но не обязательна. 

Поскольку
любая зона субдукции уходит на глубину
наклонно, ее воздействие на надвигаемое
крыло и его рельеф может распространяться
на 600—700 км и более от желоба, что зависит
от угла наклона. 

Большинство
зон субдукции приурочено к периферии
Тихого океана. Субдукционные системы
Малых и Южных (Скотия) Антил, хотя и
находятся в Атлантике, тесно связаны
своим происхождением с эволюцией
структур тихоокеанского обрамления, с
их изгибом и проникновением далеко на
восток в свободных пространствах,
раскрывшихся между континентами Северной
Америки, Южной Америки и Антарктиды.
Более самостоятельна Зондская система
субдукции, тем не менее и она тяготеет
к структурному ансамблю Тихоокеанского
кольца. Таким образом, в настоящее время
все зоны субдукции связаны с Тихим
океаном. Лишь небольшие, малоглубинные
зоны субдукции (Эгейская, Эоловая)
развиваются в Средиземноморском бассейне
— этом реликте мезозойско-кайнозойского
океана Тетис. Северную окраину Тетиса
наследует и зона субдукции
Мекран. 

Историческая
геология позволяет понять указанную
выше закономерность.В начале мезозоя
зоны субдукции полностью обрамляли
единый суперконтинент Пангею, под
который субдуцировала литосфера
окружавшего его океана Панталасса. По
мере распада суперконтинента, зоны
субдукции продолжили развиваться перед
фронтом движущихся континентальных
масс. Эти процессы не прекращаются до
наших дней. 

Зоны
субдукции Средиземноморья не имеют
сопряженных с ними систем спрединга и,
судя по всему, поддерживаются закрытием
океана Тетис — этого крупного ответвления
Панталассы. 

Различают
два крайних типа субдукции —
окраинно-материковый (андский) и океанским
(марианский). 

Строение
и субдукционный режим окраинно-материковых
зон разнообразны и зависят от многих
условий. Для наиболее протяженной из
них Андской (8000 км) характерны пологая
субдукция молодой океанической литосферы,
господство сжимающих напряжений и
горообразование на континентальном
крыле. Зондскую дугу отличает отсутствие
таких напряжений, что делает возможным
утонение континентальной коры, поверхность
которой находится в основном ниже уровня
океана; под нее субдуцирует более древняя
океанская литосфера, уходящая на глубину
под более крутым углом. 

Разновидностью
окраинно-материкового можно считать и
японский тип зоны субдукции, представление
о котором дает пересечение, проходящее
через Японский желоб — Хонсю — Японское
море. Для него характерно наличие
краевого (задужного) морского бассейна
с новообразованной корой океанического
или субокеанического типа.
Геолого-геофизические и палеомагнитные
данные позволяют проследить раскрытие
краевого Японского моря по мере того,
как от азиатской окраины отчленялась
полоса континентальной литосферы.
Постепенно изгибаясь, она превратилась
в Японскую островную дугу с сиалическим
континентальным основанием, т.е. в
энсиалическую островную дугу. 

При
образовании зон субдукции океанского
(марианского) типа более древняя (и
поэтому более мощная и тяжелая) океанская
литосфера субдуцирует под более молодую,
на краю которой на симатическом основании
образуется энсиматическая островная
дуга. Примером таких зон субдукции,
наряду с Марианской, могут служить такие
островодужные системы, как Идзу-Бонинская,
Тонга — Кермадек, Южных Антил. Ни одна
из подобных зон субдукции, по крайней
мере в новейшее время, не формировалась
посреди океана: они тяготеют к сложному
парагенезу структур океанского
обрамления. 

Иначе
протекает процесс коллизии двух
континентальных блоков. Эта коллизия
включает в себя мощную и низкоплотностную
земную кору, поэтому конвергенция
развивается здесь как столкновение,
сопровождаемое сложной деформацией
верхней части литосферы. Многие зоны
коллизии асимметричны, в них происходят
выраженные сейсмологически поддвиг и
надвиг пластин континентальной коры.
Такова современная тектоническая
активность Гималаев на стыке континентальных
плит Евразии и Индостана. 

Однако
в большинстве случаев континентальная
коллизия имеет иную тектоническую
природу и связана с направленной
навстречу более глубинной субдукцией
океанской литосферы. Она развивается
в тылу окраинно-материковых горных
сооружений там, где субдуцирующая со
стороны океана литосфера способна
оказать на континент давление, порождающее
взбросы и надвиги, направленные от
океана. Примером могут служить надвиги
Субандийских цепей и Скалистых гор.
Подобные зоны, размещаясь над мощными
окраинно-материковыми зонами субдукции,
скорее всего вторичны по отношению к
ним. Они вписываются в структурный
парагенез континентальной окраины.

Тектоника
плит (plate tectonics) — современная геологическая
теория о движении литосферы. Согласно
данной теории, в основе глобальных
тектонических процессов лежит
горизонтальное перемещение относительно
целостных блоков литосферы – литосферных
плит. Таким образом, тектоника плит
рассматривает движения и взаимодействия
литосферных плит.

Впервые
предположение о горизонтальном движении
блоков коры было высказано Альфредом
Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы
«дрейфа континентов», но поддержки эта
гипотеза в то время не получила. Лишь в
1960-х годах исследования дна океанов
дали неоспоримые доказательства
горизонтальных движении плит и процессов
расширения океанов за счёт формирования
(спрединга) океанической коры. Возрождение
идей о преобладающей роли горизонтальных
движений произошло в рамках
«мобилистического» направления, развитие
которого и повлекло разработку современной
теории тектоники плит. Основные положения
тектоники плит сформулированы в 1967-68
группой американских геофизиков — У.
Дж. Морганом, К. Ле Пишоном, Дж. Оливером,
Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более
ранних (1961-62) идей американских учёных
Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге)
ложа океанов.

Основные
положения тектоники плит можно свети
к нескольким основополагающим

1.
Верхняя каменная часть планеты разделена
на две оболочки, существенно различающиеся
по реологическим свойствам: жесткую и
хрупкую литосферу и подстилающую её
пластичную и подвижную астеносферу.

Подошва
литосферы является изотермой приблизительно
равной 1300°С, что соответствует температуре
плавления (солидуса) мантийного материала
при литостатическом давлении, существующем
на глубинах первые сотни километров.
Породы, лежащие в Земле над этой изотермой,
достаточно холодны и ведут себя как
жесткий материал, в то время как
нижележащие породы того же состава
достаточно нагреты и относительно легко
деформируются.

2.
Литосфера разделена по плиты, постоянно
движущиеся по поверхности пластичной
астеносферы. Литосфера делится на 8
крупных плит, десятки средних плит и
множество мелких. Между крупными и
средними плитами располагаются пояса,
сложенные мозаикой мелких коровых плит.

Границы
плит являются областями сейсмической,
тектонической и магматической активности;
внутренние области плит слабо сейсмичны
и характеризуются слабой проявленностью
эндогенных процессов.

Более
90 % поверхности Земли приходится на 8
крупных литосферных плит:

Средние
плиты: Аравийская (субконтинент),
Карибская, Филиппинская, Наска и Кокос
и Хуан де Фука и др..

Некоторые
литосферные плиты сложены исключительно
океанической корой (например, Тихоокеанская
плита), другие включают фрагменты и
океанической и континентальной коры.

3.
Различают три типа относительных
перемещений плит: расхождение
(дивергенция), схождение (конвергенция)
и сдвиговые перемещения.

Соответственно,
выделяются и три типа основных границ
плит.

Дивергентные
границы – границы, вдоль которых
происходит раздвижение плит.

Геодинамическую
обстановку, при которой происходит
процесс горизонтального растяжения
земной коры, сопровождающийся
возникновением протяженных линейно
вытянутых щелевых или ровообразных
впадин 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).

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

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).

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 процесс
коллизии. 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.

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.

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.

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 рисунке – 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.

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.

Сходящееся движение плит

Современные границы плит прослежены по их современной сейсмической и тектонической активности.

Следы древних границ плит геологическими методами

Для этого необходимо знать, какие геологические структуры однозначно

свидетельствуют о положении границ плит

Сходящееся движение плит

К характерным системам разрывных нарушений относятся:

рифты вдоль дивергентных границ;

надвиги вдоль большинства конвергентных границ;

сдвиги вдоль трансформных границ

Сходящееся движение плит

Положение границ плит изменяется во времени и в пространстве.

Как и плиты, они находятся в постоянном движении.

Сходящееся движение плит

Тектоника плит и генерация магмы

Сходящееся движение плит

О связи между землетрясениями и вулканической активностью, наверное, люди подозревали с самых ранних времен человечества. Но именно теория тектоники плит позволяет объяснить более глубокую связь между этими двумя явлениями и объяснить их оба в единой объединяющей теории.

Плавление мантии

Большая часть магмы (расплавленных пород) происходят непосредственно из мантии. Твердая кора, как правило, слишком холодна, чтобы производить такие расплавы. Только если она эта кора нагревается, например, магмой, то небольшое её количество все же может расплавиться.

Давление удерживает (большую часть) мантии в твердом состоянии

Внутри горячей мантии присутствует достаточно высокое давление. (Частичное) плавление мантийных пород возможно только в том случае, если тенденция температуры к плавлению породы превышает противоположное влияние давления. Такие условия могут достигаться только в самых верхних слоях мантии, под литосферой, в зоне, называемой астеносферой (греч. «asthenos” – слабый). Астеносфера лежит на глубине от 100 км до 35 км и состоит из горячего, «слабого» материала, который может содержать несколько процентов частичных расплавов или находиться вблизи точки образования расплавов.

Чтобы образовался вулкан, магма должна подняться на поверхность

Нормальное количество расплава, которое может присутствовать в астеносфере под нормальной пластиной обычно слишком мало для образования вулканов на поверхности (иначе вулканы были бы повсюду) и находится в равновесии с окружающей средой. Для образования вулканов на поверхности необходимы не только большие объемы расплава, но и подходящие проходы в виде трещин в жесткой коре. Внутри плит такие условия обычно не создаются. С другой стороны, существуют 3(4) различных тектонических среды, где магма образуется в больших количествах и где происходят вулканы:

  • на дивергентных окраинах: на срединно-океанических хребтах и в континентальных рифтовых долинах
  • на конвергентных окраинах: зонах субдукции
  • в середине плит: возникает внутриплитный вулканизм

Тектонические плиты Земли

Сходящееся движение плит

Модель тектоники плит предполагает, что верхний, жесткий слой Земли (литосфера) разбит на несколько больших и маленьких жестких плит, которые находятся в постоянном движении относительно друг друга.

Существует 7 или 8 основных плит (в зависимости от их определения) и много второстепенных плит (часто называемых микропластинками). Там, где встречаются пластины, их движение по отношению друг с другом определяет тип границы: сходящаяся, расходящаяся или трансформная.

Вдоль этих границ плит происходят землетрясения, вулканическая активность, горообразование и образование океанических траншей. Поперечное относительное перемещение пластин обычно колеблется от нуля до 100 мм в год.

Тектонические плиты, землетрясения и вулканизм

Сходящееся движение плит

Как видно из рисунка, большинство вулканов и землетрясений расположены на границах плит, причем некоторые пограничные зоны особенно активны. Хорошим примером являются границы Тихоокеанской плиты, где происходит больше вулканов и землетрясений, чем во всем остальном мире вместе взятых. Из-за этого его часто называют “Огненным кольцом“.

Конвергентные границы плит

На этих границах плиты движутся навстречу друг другу, сходятся.

одна плита погружается под другую

Этот механизм называется .

Сходящееся движение плит

Обычно конвергентные границы плит

выражены сильными понижениями в рельефе и прослеживаются в виде глубоководных желобов.

Некоторые желоба заполнены молодыми осадками, которые маскируют депрессию.

Сходящееся движение плит

Некоторые границы между крупными плитами представляют собой мозаику

намного меньших по размеру .

Сходящееся движение плит

В идеальной модели тектоники плит

деформация плит в горизонтальном направлении возможна лишь вдоль их границ

Сходящееся движение плит

Положения современных границ

Границы плит: 1 – дивергентные; 2 – конвергентные; 3 – трансформные; 4 – направление движения плит23

Сходящееся движение плит

Оцените статью
Землетрясения