Текст книги «Геология и полезные ископаемые мирового океана

Что такое тектоника плит? Это один из многих вопросов, которые вы будете решать на ранних этапах уроков географии / геологии. С точки зрения непрофессионала, тектоника плит — это научная теория, которая описывает движения внешней оболочки Земли над ее последующим слоем.

Внешняя оболочка Земли, известная как литосфера, является жесткой и имеет толщину около 100 км. Она состоит из коры (как океанической, так и континентальной) и верхнего слоя мантии.

Ниже литосферы находится астеносфера, вязкий и в основном податливый слой мантии, который позволяет твердому слою сверху скользить и скользить. Он расположен между 80-200 км ниже поверхности земли. Характер и механизм этого движения до сих пор является активной областью исследований.

История тектонической теории плит

Теория тектоники плит — это современная, значительно усовершенствованная версия знаменитой гипотезы дрейфа континентов Альфреда Вегенера, которую он представил в 1912 году. Он предположил, что все континенты были когда-то частью единого массива суши (который он назвал Пангеей) до распада и принятия их нынешней формы. Вегенер, однако, не смог дать правдоподобного объяснения того, как массивные континенты могли двигаться.

Анимация континентального дрейфа за последние 250 миллионов лет

Исследователи начали замечать сходство между формами континентов на каждой стороне Атлантического океана впервые в 16 веке. Несколько выдающихся географов, в 17 и 18 веках, отметили, что континенты Африки и Южной Америки, похоже, тесно связаны друг с другом.

Было предложено несколько теорий для объяснения таких явлений, но ни одна из них не была достаточно достоверной. Теория континентального дрейфа Вегенера также подвергалась критике и даже была отвергнута несколькими геологами.

Только в 1960-х годах, после прямых сейсмологических свидетельств распространения морского дна, научное сообщество приняло тектонику плит (и, в конечном итоге, теорию континентального дрейфа).

Что такое тектоническая плита? И сколько их там всего?

Основные и некоторые второстепенные тектонические плиты

Тектоническая плита — это массивный кусок литосферы неправильной формы, состоящий из коры и самого верхнего слоя мантии. Геологи выделили несколько тектонических плит, которые подразделяются на три основные категории: крупные, мелкие и микро(плиты).

Всего существует восемь основных тектонических плит, включая Тихоокеанскую, Североамериканскую, Южноамериканскую, Евразийскую, Африканскую, Антарктическую, Австралийскую и Индийскую плиты. Плиты, площадь которых превышает 20 млн. Км 2, классифицируются как основные. Имеется пятнадцать малых плит и множество известных микроплит.

Границы плиты

Тектонические плиты многократно взаимодействуют друг с другом, и место, где они взаимодействуют, называется границами плит. По характеру этого взаимодействия границы плит можно разделить на три типа: расходящиеся, сходящиеся и трансформирующиеся.

Расходящаяся граница — это место, где две противоположные литосферные плиты удаляются друг от друга, оставляя за собой зазор. Этот разрыв заполняется магмой, которая поднимается изнутри земной мантии.

Лучшим примером расходящейся границы является срединно-океанический хребет, где тектонические плиты постепенно удаляются друг от друга, в то время как восходящая магма непрерывно создает новую кору.

Сходящаяся граница, с другой стороны, — это место, где одна литосферная плита опускается под другую. Эти регионы также известны как зоны субдукции, где часто происходят землетрясения и извержения вулканов.

Третий тип границы плит — это трансформирующийся разлом, когда плиты скользят друг о друга по горизонтали. Хотя большая часть разломов трансформации находится под океанами, лишь немногие из них наблюдаются на суше, как, например, калифорнийский разлом Сан-Андреас.

Другими примерами границы преобразования являются разлом Чамана в Пакистане, Северо-Анатолийский разлом в Турции и разлом Королевы Шарлотты в Соединенных Штатах.

Как это работает?

Как работает тектоника плит? Или, точнее, что заставляет массивные тектонические плиты перемещаться по планете? Ответ будет двояким. Первый — некая мантийная конвекция (пока неясно), а второй — гравитация.

Конвекция в мантии

Мантийная конвекция — это процесс, при котором тепло из недр земли медленно передается на поверхность конвекционными потоками. Она управляет тектоникой плит на земле посредством тяги (погружения) и толкания (распространения).

Горячая лава поднимается в середине океанических хребтов, а холодная, относительно плотная океаническая литосфера погружается глубоко в мантию в зонах субдукции. Долгое время этот процесс считается ведущей силой, заставляющей двигаться тектонические плиты.

Однако ученые-геологи сейчас считают, что гравитация играет в тектонике плит гораздо более важную роль, чем считалось ранее. Новая кора, формирующаяся на срединно-океанических хребтах, значительно менее плотная, чем астеносфера. Она постепенно отходит от расходящейся границы и становится прохладнее (за счет проводящего охлаждения), а также плотнее. Более высокая плотность океанической литосферы по сравнению с астеносферой позволяет ей опускаться вглубь мантии в зонах субдукции.

Механизм, позволяющий новой коре медленно удаляться от срединно-океанических хребтов, известен как гравитационное скольжение (обычно называемое хребтовым толчком). По мере формирования новой океанической литосферы вблизи хребта гравитация заставляет ее опускаться вниз и толкать старые материалы, чтобы удалиться от хребта дальше.

Тектоническая активность в прошлом

Самому старому фрагменту континентальной коры, найденному на Земле, около 4,02 миллиардов лет (сам возраст Земли составляет 4,54 миллиарда лет). Однако, поскольку океаническая литосфера постоянно перерабатывается, самому раннему известному морскому дну всего около 340 миллионов лет. Он был обнаружен в части восточного Средиземного моря.

Исследователи полагают, что тектоническая активность впервые началась на Земле около 3-3,5 миллиардов лет назад, основываясь на древних породах и минералах, добытых со всего земного шара. Континенты были здесь на протяжении большей части земной истории; тем не менее, они, вероятно, прошли через несколько конфигураций, прежде чем достигнут той формы, в которой они находятся сегодня.

Значительное количество исследований было сделано для реконструкции истории тектоники плит на земле. Непрерывное (хотя и медленное) движение тектонических плит позволяет континентам формироваться и разрушаться с течением времени. Это включает в себя окончательное образование (и распад) суперконтинента, единой массы суши, которая содержит все континенты.

Считалось, что первый суперконтинент сформировался еще 2 миллиарда лет назад и распался около 1,5 миллиарда лет назад или около того. Он называется Колумбия или Нуна.

Следующий (возможно) суперконтинент, Родиния, образовался 1 миллиард лет назад, а затем разорвался примерно 600 миллионов лет назад. Пангая, последний суперконтинент, был создан около 300 миллионов лет назад в позднепалеозойскую эпоху.

Когда Пангея распалась почти 175 миллионов лет назад, она была разделена на две большие части; Прото-Лавразия и Прото-Гондвана, в то время как оба были разделены Океаном Тетис.

Лавразия стала тем, что мы теперь знаем, как Европа, Азия и Северная Америка, в то время как Гондвана стала остальным миром, который включает Индийский субконтинент, Африку, Южную Америку, Аравию, Австралию и Антарктиду.

Их роль в климате Земли

Ряд исследований, проведенных астробиологами и геологами, показал, что тектоника плит может быть существенно важной для поддержания жизни на земле в ее нынешнем виде. Без рециркуляции его коры, мы не могли бы иметь стабильную температуру на поверхности. Без субдукции и создания новой коры земные океаны могли бы остаться лишенными питательных веществ, дающих жизнь. Исследование, проведенное в 2015 году, даже утверждает, что тектоника плит имеет важное значение для эволюции передовых видов.

Ранее считалось, что поверхность Земли статичная и жесткая. Однако появившаяся теория тектоники плит изменила все понимание почвенного образования. Она указывает на постоянное движение поверхности планеты. И доказательством тому служат землетрясения, извержения вулканов, образование гор и вулканических бассейнов. Что об этом известно?

Читайте «Хайтек» в

Недра Земли можно делить на слои по их механическим (в частности реологическим) или химическим свойствам. По механическим свойствам выделяют литосферу, астеносферу, мезосферу, внешнее ядро и внутреннее ядро. По химическим свойствам Землю можно разделить на земную кору, верхнюю мантию, нижнюю мантию, внешнее ядро и внутреннее ядро.

Центральная, наиболее глубокая часть планеты Земля, геосфера, находящаяся под мантией Земли и, предположительно, состоящая из железо-никелевого сплава с примесью других сидерофильных элементов. Глубина залегания — 2 900 км.

Мантия Земли простирается до глубины 2 890 км, что делает ее самым толстым слоем Земли. Давление в нижней мантии составляет около 140 ГПа (1,4·106 атм).

Мантия состоит из силикатных пород, богатых железом и магнием по отношению к вышележащей коре. Высокие температуры в мантии делают силикатный материал достаточно пластичным, чтобы могла существовать конвекция вещества в мантии, выходящего на поверхность через разломы в тектонических плитах.

Толщина земной коры может быть от 5 до 70 км в глубину от поверхности. Самые тонкие части океанической коры, которые лежат в основе океанических бассейнов (5–10 км), состоят из плотной железо-магниевой силикатной породы, такой как базальт.

В нашем материале речь пойдет в верхней части строения Земли: о литосферных плитах.

Как устроены литосферные плиты?

Существует два принципиально разных вида земной коры — кора континентальная и кора океаническая. Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой, другие состоят из блока континентальной коры, впаянного в кору океаническую.

Суммарная мощность (толщина литосферы) океанической литосферы меняется в пределах от 2–3 км в районе рифтовых зон океанов до 80–90 км вблизи континентальных окраин. Толщина континентальной литосферы достигает 200–220 км.

Литосферные плиты постоянно меняют свои очертания, они могут раскалываться в результате рифтинга и спаиваться, образуя единую плиту в результате коллизии. Литосферные плиты также могут тонуть в мантии планеты, достигая глубины внешнего ядра.

С другой стороны, разделение земной коры на плиты неоднозначно, и по мере накопления геологических знаний выделяются новые плиты, а некоторые границы плит признаются несуществующими. Поэтому очертания меняются со временем и в этом смысле. Особенно это касается малых плит, в отношении которых геологами предложено множество кинематических реконструкций, зачастую взаимно исключающих друг друга.

Скорость горизонтального движения литосферных плит в наше время варьируется от 1 до 6 см в год (скорость раздвигания плит — от 2 до 12 см в год). Скорость раздвигания плит от Срединно-Атлантического хребта в северной части его составляет 2,3 см в год, а в южной части — 4 см в год.

Наиболее быстро раздвигаются плиты вблизи Восточно-Тихоокеанского хребта у острова Пасхи — их скорость 18 см в год. Медленнее всего раздвигаются плиты в Аденском заливе и Красном море — со скоростью 1–1,5 см в год.

Карта литосферных плит

Типы столкновений литосферных плит:

Граница столкновения проходит между океанической и континентальной плитой. Плита с океанической корой подвигается под континентальную плиту. Примеры столкновения: плита Наска с Южноамериканской плитой и плита Кокос с Североамериканской плитой.

Одна из плит подвигается под другую — ту, на которой находится группа островов. Примеры столкновения: Североамериканская плита с Охотской плитой, с Амурской плитой, с Филиппинской плитой, с Индо-Австралийской плитой; Южноамериканская плита с Карибской плитой.

Тип столкновения, когда ни одна из плит не уступает другой и они обе образуют горы. Примеры: Индостанская плита с Евразийской плитой.

Как двигаются литосферные плиты?

Согласно современному научному подходу к движению плит, земная кора состоит из относительно целостных блоков — литосферных плит, которые находятся в постоянном движении относительно друг друга.

При этом в зонах расширения (срединно-океанических хребтах и континентальных рифтах) в результате спрединга (англ. seafloor spreading — растекание морского дна) образуется новая океаническая кора, а старая поглощается в зонах субдукции.

Тепловая конвекция в веществе мантии возникает как эффективный механизм передачи тепловой энергии из ядра Земли и представляет собой конвективные ячейки размером до нескольких тысяч километров. Над восходящими потоками мантийного вещества, то есть горячими и менее плотными, располагаются зоны спрединга океанского дна.

Нисходящие струи остывшего и более плотного мантийного вещества увлекают за собой литосферные плиты в зонах субдукции. Движение плит осуществляется за счет вязкого сцепления вещества верхней мантии, находящегося в конвективном движении, с неровной подошвой литосферы.

Современные движения литосферных плит фиксируются несколькими методами, самыми распространенными из которых являются методы космической геодезии. Современные GPS-приемники способны фиксировать перемещения плит с точностью до долей миллиметра в год.

Последствия движения литосферных плит также можно наблюдать в сейсмодислокациях — нарушениях сплошности горных пород, возникающих в результате землетрясений, которые, в свою очередь, являются следствием мгновенного снятия напряжений в земной коре.

Известный пример сейсмодислокации — забор на ферме в Калифорнии, неподалеку от Сан-Франциско, разделенный на две части, сдвинутые вдоль разлома Сан-Андреас относительно друг друга на несколько метров.

Модель тектоники плит на поверхности вулканического лавового озера

Более 90% поверхности Земли в современную эпоху покрыто восьмью крупнейшими литосферными плитами:

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

Что ученые узнали о теории тектоники плит?

Ученый Брэдфорд Фоули из Пенсильванского университета США уверен, что поверхность Земли нельзя считать статичной, ведь она постоянно взволнована. Более того, по мнению специалиста, тектоника действует правильно, расставляя все на свои места. Разломы земной коры также являются результатом взаимодействия подземных плит.

На протяжении веков наука считала, что поверхность Земли, ее крайний слой статичен и жесток. Он не движется и не изменяется. Однако появившаяся теория тектоники плит изменила все понимание почвенного образования. Она явно указывает на постоянное движение поверхности планеты. И доказательством тому служат землетрясения, извержения вулканов, образование гор и вулканических бассейнов.

Все эти события так или иначе связаны с горячими недрами Земли. Все знакомые нам пейзажи, которые есть на планете, являются продуктами эонного цикла, в которого планета занята постоянным усовершенствованием себя.

Тектоника плит сегодня описывает весь внешний слой Земли. Он занимает толщину около 100 км и разбивается на своеобразные паззлы из плит породы, несущей континенты и морское дно. При этом пластины, образующиеся в процессе этого движения, опускаются вглубь планеты. Этот цикл, как заявляют ученые, создает многие геологические чудеса, но он же является и причиной многих стихийных бедствий на нашей планете.

Он связывает между собой многие несовместимые вещи: спрединг морского дна и магнитные полосы в местах формирования землетрясений и горных хребтов. Геодинамик Брэдфорд Фоули из Пенсильванского университета считает, что тектоника плит действует правильным образом, поскольку она все расставляет на свои места.

А потому теория кажется не просто убедительной, а реальной. Поверхность Земли нельзя считать неподвижной. Она постоянно взволнованная и беспокойная. Образуемые разломы — это тоже результат взаимодействия тектонических плит. Они подтверждают идею дрейфующих континентов, которая считается необычной.

Возраст дна океанов (красный цвет соответствует молодой коре)

Какое будущее у науки тектоники?

Несмотря на кажущуюся простоту и изящность, по мере накопления новых данных концепция тектоники литосферных плит непрерывно развивается.

Одним из актуальных вопросов современной тектоники и геодинамики остается объяснение причин внутриплитного магматизма и магматизма горячих точек, в результате которого возникают цепочки океанических островов, например, Гавайи или супервулканы вроде Йеллоустонского, а также крупные магматические провинции, скажем, Сибирские траппы и траппы плато Декан в Индии.

Одной из наиболее распространенных гипотез, объясняющих причины внутриплитного магматизма, является концепция мантийных плюмов — струй горячего мантийного вещества, поднимающихся с границы ядро — мантия и являющихся источником избыточного (по сравнению со средним для мантии значением) тепла, которое инициирует выплавление огромных объемов магмы.

В случае излияния на поверхность континента или океанского дна эти расплавы, по составу соответствующие базальтам, формируют крупные изверженные провинции.

Если при подъеме к поверхности земли плюм упирается в океанскую кору, то он прожигает ее, в результате чего формируются вулканические острова — подводные вулканы, вершины которых возвышаются над поверхностью океана, или крупные океанские базальтовые плато вроде плато Онтонг-Джава в Тихом океане.

Аборты и наука: что будет с детьми, которых родят

Земля достигнет критической отметки температуры через 20 лет

В космосе нашли гравитационные волны, меняющие пространство и время. Что это значит?

3 Тектоника ложа океанов

Согласно концепции тектоники плит начальный этап всего тектонического процесса является спрединг в осевой части срединно-океанических хребтов. Спрединг океанического дна происходит в следующей последовательности: повышение температур в зоне срединно-океанического хребта – ось спрединга; формирование осевого раскола; внедрения нового материала магмы и раздвижения, то есть наращивание океанической коры и её начало движения.

Источник энергии, обусловливающий движение литосферных плит, поясняется конвекционной концепцией. По этой концепции в мантии происходят конвекционные потоки. Конвекция – это перемещение жидкости или газа из нагретой области в более холодную. В недрах Земли сходная ситуация встречается часто, с той разницей, что движется твердое вещество. Причиной может быть неравномерный радиоактивный разогрев или то, что глубинные слои имеют более высокую температуру. Высокая температура и громадное давление на глубине придают горным породам текучесть.

Конвекционные потоки, натолкнувшись вверху на более плотную литосферу, дробятся и растекаются по сторонам. Эти конвекционные потоки двигают плиты.

Срединно-океанические хребты составляют глобальную систему во всех океанах. Эти хребты – четко выраженные в рельефе мобильные пояса, с которыми связывают формирование коры океанического типа. Эти хребты представлены широкими (от 1000-2000 км, и более) поднятиями, возвышающиеся над дном на 3,54 км и протягивающиеся на многие тысячи километров. Суммарная их протяженность составляет 60 тыс. км.

В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно. Впадины обычно называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т.е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом — рифтовой зоной. В рифтовых зонах поднимается с глубин магма, из которой формируется океаническая кора. Ширина ее 20-50 км.

От скорости спрединга зависит и рельеф дна океана: при больших скоростях разрастания склоны срединно-океанических хребтов более пологи, чем при медленном движении дна. Этим, в частности, объясняют морфологические различия срединных хребтов.

Развитие рифтовых и фланговых зон в различных звеньях планетарной системы срединно-океанических хребтов далеко неодинаково. Так, в хребтах Гаккеля, Мона, Кольбейнсей практически присутствуют только рифтовые зоны. Хребты очень узкие, а вертикальный размах рельефа не превышает 2 км. В Аравийско-Индийском и Центрально-Индийском хребтах также основную часть составляю рифтовые зоны, но они отличаются большей шириной и значительным вертикальным размахом рельефа (до 5 тыс. м), определяемым главным образом большой глубиной поперечных трогов. Западно-Индийский хребет отличается преимущественным развитием рифтовых долин при более слабом развитии зон поперечных разломов.

В Восточно-Тихоокеанском поднятии отсутствует центральное рифтовое ущелье. Помимо цепи вулканических холмов, разделенных поперечными разломами, в них зафиксированы плоские участки пониженного рельефа, которые интерпретируются как застывшие лавовые озера. Наиболее типична для срединноокеанических хребтов морфология Срединно-Атлантического хребта, где широко развиты рифтовая и фланговая зоны, четко выражены рифтовая долина и хребты, не менее четки поперечные зоны разломов и связанные с ними положительные и отрицательные формы рельефа. Австрало-Антарктическое, Южно– и Восточнотихоокеанские поднятия отличаются от остальных звеньев системы слабым развитием рифтовых долин, большой шириной и, за некоторыми исключениями, сравнительно слабой расчлененностью фланговых зон.

Срединно-Атлантический хребет на отрезке между хребтами Кольбейнсей и Рейкъянес пересекает Исландию. В свете современных данных Исландия – окраинный континентальный массив, в срединной части существенно преобразованный рифтогенезом. В рельефе острова эта зона выражена в виде крупной тектонической депрессии, осложненной серией рифтовых ущелий и разделяющих их горных гребней, гряд, сложенных застывшими при трещинных излияниях лавами, зияющими тектоническими трещинами и крупными вулканами (более 20 действующих).

По современным данным разрез земной коры в районе Исландии сходен с разрезом континентальной коры, но отличается очень мощным «базальтовым» слоем, присутствием слоя повышенной плотности, глубоким залеганием поверхности Мохоровичича (до 50 км) и сильно редуцированным «гранитным» слоем.

2 Полосовые магнитные аномалии и возраст ложа Мирового океана

Параллельно осям срединных океанических хребтов и расположенные симметрично по отношению к ним образованы — полосовые магнитные аномалии.

Причиной происхождения полосовых магнитных аномалий является процесс рождения океанической коры в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, излившиеся базальты при остывании ниже точки Кюри в магнитном поле Земли, приобретают остаточную намагниченность. Направление намагниченности совпадает с направлением магнитного поля Земли, однако вследствие периодических инверсий магнитного поля Земли, излившиеся базальты образуют полосы с различным направлением намагниченности: прямым (совпадает с современным направлением магнитного поля) и обратным.

Линейные магнитные аномалии в океанах были обнаружены в 50-х годах при геофизическом изучении Тихого океана. Это открытие позволило в 1968 году Хессу и Дицу сформулировать теорию спрединга океанического дна, которая выросла в теорию тектоники плит. Они стали одним из самых веских доказательств правильности теории. Их часто сравнивают с записями на магнитофонных лентах.

1 – направления расширения; 2 – нормальная намагниченность (соответствующая современной); 3 – обратная намагниченность; 4 – направление движения глубинного вещества.

Рисунок 7 – Схема возникновения линейных магнитных аномалий (а) в активных хребтах и их исчезновения в зоне субдукции (б), сопоставление линейных аномалий на дне океана с палеомагнитной шкалой (в), данные магнитной съёмки и номера аномалий (г) (по А. Монину):

Полосовые магнитные аномалии используются для определения возраста океанического дна. Это удивительная летопись, которая в мельчайших деталях зафиксировала историю формирования океанической коры. Совместное определение возраста океанической коры методами абсолютного изотопного датирования, и по палеонтологическим останкам, показало хорошую сходимость методов и надежность этого способа определения возраста.

Рисунок 8 – Симметричное магнитное поле хр. Рейкьянес, расположенного южнее Исландии (по К. Оллиеру).

Такие аномалии были обнаружены не только в океанах, но и в зонах, промежуточных между континентами и океанами. Они оказались надежным признаком захороненной океанической коры. Во многих крупных депрессиях слой осадочных пород так велик, что достигнуть его фундамента путем бурения не представляется возможным, и тогда на помощь приходит геофизика. Обнаружение в таких районах полосовых магнитных аномалий может быть признаком захороненной океанической коры.

Рисунок 9 – Инверсии магнитного поля Земли за последние 4.5 млн лет (по К. Оллиеру): черное – нормальная полярность, белое – обратная

Такое геологическое строение установлено для впадины Каспийского моря. В других районах полосовые магнитные аномалии также часто становятся надежными индикаторами океанической коры.

Концепция раздвижения океанского дна стала особенно популярной после того, как для ее обоснования были привлечены палеомагнитные исследования.

Сейчас известно, что в истории Земли неоднократно были эпохи, когда изменялись магнитные полюса: северный становился южным, а южный – северным. По ориентировке минералов, содержащих железо, можно определять, в какую магнитную эпоху образовалась порода с такими минералами, ибо они при осаждении или при застывании магмы ориентируются по магнитным силовым линиям. Периоды смен полярности за последние 200 млн. лет сейчас датированы, и магнитологи, замеряя магнитность минералов в геологических разрезах, могут определять возраст пород.

Изучение характера распределения магнитных аномалий по площади дна океанов показало в целом закономерное увеличение возраста ложа от срединноокеанических хребтов в сторону континентов. Подтверждение палеомагнитных данных было получено при глубоководном бурении, во всяком случае, в области срединных хребтов: осадочные породы, лежащие на базальтовом основании, последовательно удревняются по мере удаления от осевых зон хребтов.

Анализ распределения магнитных аномалий позволил оценить и скорость разрастания океанического дна. Оказалось, что она меняется от 19 см/год в ряде районов Тихого океана до 0,5 см/год в Северном Ледовитом. Эти скорости для каждого участка океанического дна непостоянны во времени, и в целом процесс спрединга происходит неравномерно, прерывисто.

3 Трансформные разломы

Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно-окенанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины , связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемых трансформными. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.

Трансформные разломы встречаются сериями, часто параллельно друг другу, пересекают все структуры ложа океана, расположенные по направлению. Вдоль трансформных разломов скользят края двух частей плит без существенного раздвигания или надвигания.

К зонам широтных сдвигов относятся разломы Мендосино, Пионер, Меррей и другие в восточной части Тихого океана. Там они пересекали срединноокеанические хребты и талассократоны со всеми осложняющими их структурами. В Атлантическом океане отмечены подобные разломы – разлом желоба Ромаши и зона Азорских островов. Движения по разломам в Тихом океане были выявлены по изгибам и смещениям меридиональных линейных магнитных аномалий и изобат.

Рисунок 10 – Трансформные разломы, расположенные между двумя участками хребта, смещены относительно друг друга (по Н. Логвиненко)

Амплитуда левосторонних сдвигов по разломом Мендосино и Пионер равны соответственно 1185 и 250 км, а по правостороннему сдвигу Мерей – 150 км. Зона сдвигов имеет несколько десятков километров в ширину и несколько тысяч километров в длину. В рельефе дна они выражены или уступами до 3 км высотой, или сериями вытянутых по простиранию горстов и грабенов, к разломам приурочены конусы подводных вулканов и вулканические острова. В Атлантическом океане на участке коленообразного изгиба СрединноАтлантического хребта обнаружен ряд широтных разломов – грабенов. Самый глубокий из них – это желоб Ромаши, который в настоящее время считается левосторонним сдвигом, смещающим южную часть океана к востоку на 230 км. Глубина его 7369 м. Он продолжается в Африке в виде рифтовой долины, выполненной морскими и континентальными осадками мелового возраста, мощностью до 9 км, по реке Нигер и его левому притоку Бенуэ.

4 Литосферные плиты

В верхней мантии земли есть особый слой – астеносфера. От мантии лежащей выше и ниже, он отличается меньшей твердостью и прочностью, меньшей вязкостью и большей пластичностью. Вещество астеносферы может перемещаться в горизонтальном и вертикальном направлениях. Его течения вовлекают в дрейф плиты литосферы, расплавляют «корни» материков, активизируют вулканизм на границах плит.

Согласно теории тектоники плит, земная кора подразделяется на несколько самостоятельных плит, а основные особенности тектонического строения приповерхностных геосфер связаны с процессами, активно протекающими в краевых участках плит. Формирование новой океанической коры предполагается в зонах спрединга и ее разрушение в зонах субдукции. Спрединг – это процесс раздвижения плит в срединно-океанических хребтах. Спрединг происходит в меньших масштабах в морских бассейнах и континентальных котловинах. В одних впадинах он активно развивается, в других – прекратился в различные периоды геологической истории.

Рифты срединно-океанических хребтов и зоны субдукции служат естественными границами отдельных участков земной коры. Эти участки представляют собой, по мнению сторонников новой глобальной тектоники, геологические структуры первого порядка, названные литосферными плитами. Литосферные плиты могут включать как континентальные, так и океанические участки коры. Английский исследователь Э. Буллард первоначально выделил шесть крупнейших плит: Тихоокеанскую, Американскую, Африканскую, Евразийскую, Австралийскую и Антарктическую.

Есть еще малые пластины: Филипинская плита, плита Кокос и плита Наска расположены в пределах Тихоокеанской; Западно-Атлантическая плита расчленяется на Северо-Американскую и Южно-Американскую и Карибскую; Аравийская плита в Индийском океане.

Дальнейшая разработка теории движения литосферных плит привела к тому, что в результате уточнения границ отдельных структур их количество резко увеличилось.

1 – оси хребтов; 2 – зоны субдукции.

Рисунок 11 – Главные плиты, подводные хребты и зоны субдукции в представлении сторонников плитотектоники (по К. Оллиеру).

Размеры и форма плит литосферы изменчивы. Они меняются либо в результате увеличения площади океанов при спрединге, либо, напротив, вследствие поглощения части плиты в процессе субдукции.

Скорость движения плит колеблется от нескольких миллиметров в год до нескольких сантиметров. Быстрее расширяется дно Тихого океана, медленнее – Атлантического. Океаническое дно смещается как единое целое. Толщина движущихся пластин 100-150 км, то есть затрагиваются и верхние части мантии. Двигаются огромные блоки, включающие в себя континенты и океаническое дно, как жесткое тело.

Рисунок 12 – Динамическая плитотектоническая модель (по К. Оллиеру)

На краях сталкивающихся пластин сосредоточены главные тектонические процессы. Взаимодействия между пластинами начинаются уже вблизи океанического хребта. Край пластины сечется рядом трещин в направлении движения называемыми трансформными разломами. Это зоны дробления, в которых по этому происходят землетрясения вследствие хрупкого разрушения материала.

Рисунок 13 – Образование глубоководных желобов, островных дуг и горных хребтов (по гипотезе мобилизма) идет примерно так как изображено на этих схемах (по В. Маркину).

Но основные катастрофы расположены при сталкивании плит на встречных курсах. Например, вдоль береговой линии Тихого океана. Пластина дна океана врезается в пластину – континент Южной Америки и своим краем ныряет под него. Край сминается. Материал уходит внутрь Земли. Этот процесс также сопровождается землетрясением.

Рисунок 14 – Через 50 миллионов лет (по представлениям «мобилистов») земные материки займут такое положение, как изображено на этой карте. Теперешнее их расположение показано пунктирной линией (по Маркину).

Возле восточного побережья Южной Америки и побережья Африки ничего этого не происходит. Здесь материки входят в состав пластин. Линии берега – просто уступы. Есть и другие варианты взаимодействия краев плит, при которых образуются горные цепи. Они образуются двумя способами. Первый – когда одна пластина погружается одним краем под другую. При этом образуется подводный желоб, где платина «ныряет» под другую, приподнимая ее в виде гор. Так возникли Анды, Скалистые горы. Так же идет столкновение пластин вдоль островных дуг (Курильские). Когда две пластины несут на себе континенты, столкновения между ними порождает огромные горы вроде Гималаев. Континентальная кора легкая и как пантон не уходит в глубь.

Когда пластина погружается своим краем на глубину 100 км, растущее давление и температура частично расплавляют ее – возникают магматические очаги. Они питают вулканизм в упомянутых местах. В желобах на глубину уходят самые древние океанические осадки. Это вытекает из того, что возраст пород ложа океанов закономерно изменяется от современного до 160 млн лет назад, то есть до позднеюрского. Поскольку плиты раздвигаются от срединных хребтов к периферии, поэтому древние участки плит располагаются по периферии океанов.

Система срединных хребтов и сопряженных с ними плит в истории развития океанов несколько раз менялось. Такие изменения в Тихом океане имели место 110 млн лет назад, 45 млн лет и в меньших масштабах – 10 млн лет назад. Процесс наращивания и погружения океанической коры уходит в далекое геологическое прошлое. На основании изучения офиолитовых поясов континентов возраст этого процесса – более 1 млрд. лет.

5 Взаимодействие литосферных плит при встречном движении

Отмечаются несколько вариантов взаимодействия литосферных плит различающихся тектонической характеристикой.

Взаимодействие типа континент-океан с субдукцией. Он подразделяется на два подтипа – простой и островодужный.

Простая субдукция (андийский тип). Пример района западной окраины Южной Америки. Материк надвигается на океаническую плиту, которая «заталкивается» под континентальную. Погружающаяся плита плавится, а образующаяся при этом на глубине андезитовая магма внедряется в толщу коры и извергается на дневную поверхность. Гипоцентры землетрясения по мере удаления в глубь континента располагаются все на больших глубинах в зоне Беньофа.

В процессе взаимодействия происходят воздымания окраины континента и формирование горных сооружений. Зона взаимодействия маркируется Чилийским глубоководным желобом.

Островодужный тип субдукции. На карте западного побережья Тихого океана можно увидеть гирлянды островов, расположенные на некотором удалении от континента. Со стороны океана перед фронтом островных дуг проходят глубоководные желоба. Здесь зоны Беньофа наклонно уходят под континент. Глубина гипоцентров землетрясений достигает здесь несколько сотен километров.

Взаимодействие типа континент-океан с обдукцией. В некоторых зонах взаимодействия океаническая плита не столько подвигается под континент, сколько надвигается на него. На острове Новая Гвинея плита основных пород океанической коры формирует горы гипербазитового пояса. Похожий пример – горы Трудос на Кипре, также сложенные основными породами океанической коры. Подобный процесс именуется обдукцией.

Взаимодействие типа континент-континент (Гималайский тип). Яркий пример такого рода – это столкновение между материками Азия и Индия. Ранее континент Индия составлял единое целое с южными континентами Гондваны вплоть до мезозойского времени. В дальнейшем Индия отделилась и стала перемещаться со скоростью 16 см в год в северном направлении. Когда Индийская плита стала подвигаться под Азиатскую, дно гималайского участка Тетиса (древние моря) испытало дробление и воздымание. В силу малого удельного веса континентальной коры в зоне столкновения материков поддвигания одного участка литосферы под другой не происходит. Края континентов коробятся, часть океанической коры выдавливается на поверхность – происходит образование мощных горных систем типа Гималаев (по В. Хаину).

Далее сформировалась континентальная кора, вдвое превышающая по мощности нормальную. Изостатическая компенсация этих масс привела к созданию высочайшего в мире Тибетского плато, во фронтальной части которого располагаются высочайшие на Земле горы – Гималаи. Вулканическую пассивность этих плит можно объяснить «сдвоенностью» коры, поэтому непроницаемостью для магматических расплавов. Однако она отличается повышенной сейсмической активностью.

Примером столкновения материков является так же Уральский складчатый пояс, выступающий в роли шва между материками Европа и Азия и возникший в пермское время.

Взаимодействие типа океан-океан. При столкновении двух океанических плит одна из них надвигается на другую. Например, Южные Сандвичевые острова (дуга Скотия) образовались там, где в результате спрединга выступ коры Тихого океана давит на океаническую кору Атлантики. При этом также формируется дугообразный желоб и параллельная ему островная дуга, но состав отлагающихся осадков однообразен и объем их более сокращен, чем в столкновении океанической и континентальной плит. Подобная обстановка имеет место в районе Карибской дуги, где Тихоокеанская кора также вдавливается в ложе Атлантического океана. Давление Тихоокеанской плиты осуществляется на дно Индийского океана, с чем отчасти связана криволинейная форма Индонезийской дуги.

Склон подвигающейся плиты имеет слабовогнутую форму. В глубоководном желобе накапливаются осадки, и проявляется вулканическая деятельность. Однако осадочные толщи затягиваются в мантию. В процессе подвигания происходит соскабливание осадков с океанической плиты и надвигание их в виде скученных масс на приостровной склон. При этом предполагается развитие метаморфизма высоких давлений и низких температур, приводящего к формированию зеленосланцевых и глаукофан-сланцевых пород. Для таких условий свойственны офиолитовые комплексы, представляющие собой ассоциацию основных изверженных пород – габбро, пиллоу-лавы, серпентиниты. По мере нарастания давления со стороны подвигающейся плиты, островная образованная дуга и примыкающие к ней метаморфические породы и офиолиты могут причленяться к континенту, образуя новую горную цепь. Происходит наращивание континента – кратонизация.

Взаимодействие типа дуга-дуга. Примером подобного взаимодействия служат Филиппинские острова, основными структурными элементами которых являются два глубоководных желоба – Манильский и Филиппинский и отвечающие им почти сходящиеся у поверхности зоны Беньофа, падающие в противоположные стороны.