История возникновения тектоники литосферных плит

 

История возникновения тектоники  литосферных плит 

С самого начала становления научной геологии, с  середины 18 в., ее главной задачей  было объяснение причин движений земной коры, изменений ее структуры и  явлений магматизма. С этой целью последовательно выдвигались различные гипотезы. Ближе всего к истине, как потом оказалось, подошла гипотеза дрейфа материков Альфреда Вегенера, которая не смогла предложить убедительный механизм этого дрейфа. Между тем, такой механизм выдвигался в начале 20 в. австрийским геологом О. Ампферером, немецким геофизиком Р. Швиннером, которые назвали его подкоровыми течениями. Позднее ученые объяснили дрейф материков действием конвекции в мантии и, тем самым, предвосхитили тектонику плит.

В 50-60 гг. 20 в. началось интенсивное геолого-геофизическое исследование океанов и было установлено существование астеносферы, по поверхности которой возможно относительное перемещение литосферы, коренное отличие мощности и состава океанской коры от континентальной, грандиозной системы срединно-океанических хребтов и рифтов. Оказалось, что горные породы обладают остаточной намагниченностью, позволяющей восстановить их положение в древнем магнитном поле – материки испытали значительные перемещения, прежде чем занять свое современное положение.

В 1961-1968 гг. усилиями американских, английских, канадских  и французских геофизиков и геологов были разработаны основы новой глобальной тектоники (тектоники литосферных плит) . Зародышем ее явилась идея об образовании океанов в результате раздвижения континентов и разрастания пространства молодой океанской коры, начиная от осей срединно-океанических хребтов. Этот процесс был впервые описан американским геологом Г. Хессом и геофизиком Р. Дитцем и получил название спрединга океанского дна (спрединг – разрастание).

Позже американские геологи открыли в Тихом океане гигантские разломы, пересекающие срединно-океанические хребты, а канадские геофизики  установили, что они образуют особый класс разломов и назвали их трансформными. Американские сейсмологи, изучив распределение  землетрясений по земному шару и  механизмы смещений в их очагах, смогли нарисовать общую картину смещений литосферных плит. В 1968 г. она была сформулирована в новую концепцию.

Новой концепции  повезло – она вскоре начала получать фактическое подтверждение, прежде всего за счет глубоководного бурения. Глубоководное бурение принесло подтверждение концепции спрединга океанов – увеличение мощности осадочного слоя от нуля на оси срединных хребтов, до многих километров на континентальных подножиях, увеличение стратиграфической амплитуды этого слоя в том же направлении, за счет появления в его основании все более древних осадков, возрастание глубоководности осадков вверх по разрезу и др. Подводные спускаемые аппараты обнаружили неопровержимые следы растяжения в осевых рифтовых зонах срединных хребтов. В дальнейшем изучению стали подвергаться и зоны сближения плит, были получены данные о подвиге (подныривании) одних плит под другие. Данные космической геодезии подтвердили, что плиты испытывают относительно друг друга горизонтальные перемещения, показали общее совпадение знака и скорости этих перемещений. С появлением сейсмической томографии, нашла подтверждение реальность конвективных течений в мантии, рассматриваемых тектоникой плит в качестве основной движущей силы.

Все это дает полное основание расценивать тектонику  плит как научную теорию, статус которой подкрепляется математической количественной формулировкой, благодаря  которой направления и скорости взаимных перемещений могут быть экстраполированы и в прошлое  и в будущее. Это резко отличает тектонику плит от прежних умозрительных  и качественных построений, в том  числе и от гипотезы Вегенера – ее непосредственной предшественницы.

Основные  положения теории тектоники литосферных плит.

Верхняя часть твердой Земли разделена  на две оболочки, существенно отличающиеся по реологическим свойствам (вязкости) – на жесткую и хрупкую литосферу  и более пластичную и подвижную  астеносферу.

Верхняя каменная оболочка Земли разбита  на более или менее жесткие  плиты, вертикальная мощность которых  от 10 км (в пределах срединно-океанических хребтов) до 150 км (в районах щитов  платформ). Т.е. литосферные плиты по вертикали включают всю земную кору и верхнюю мантию. Нижняя граница литосферных плит определяется температурой кристаллизации (или плавления базальтов), начало их плавления – фазовый переход литосферы в астеносферу. В пределах литосферных плит все петрологические компоненты находятся в кристаллическом состоянии.

В настоящее  время разные авторы выделяют от 7 до 10 больших плит: Индо-Австралийская (Австралийская), Антарктическая, Африканская, Евразийская, Северо-Американская, Тихоокеанская, Южно-Американская.  

Среди малых  плит и микроплит: X – Хуан-де-Фука; Ко – Кокос; К – Карибская; А – Аравийская; Кт – Китайская; И – Индокитайская; О – Охотская; Ф – Филиппинская.  

1 – дивергентные  границы (оси спрединга);

2 – конвергентные  границы (зоны субдукции, реже – зоны коллизии);

3 – трансформные  разломы и прочие границы;

4 – векторы  «абсолютных» движений литосферных плит (в координатах горячих точек).

Литосферные плиты Земли (по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978), с дополнениями В. Е. Хаина и М. Г. Ломизе).  
 

Рифтовые зоны: Срединно-Атлантическая (СА), Американо-Антарктическая (Ам-А), Африкано-Антарктическая (Аф-А), Юго-Западная Индоокеанская (ЮЗИ), Аравийско-Индийская (А-И), Восточно-Африканская (ВА), Красноморская (Кр), Юго-Восточная Индоокеанская (ЮВИ), Австрало-Антарктическая (Ав-А), Южно-Тихоокеанская (ЮТ), Восточно-Тихоокеанская (ВТ), Западно-Чилийская (ЗЧ), Галапагосская (Г), Калифорнийская (Кл), Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов (БХ), Горда – Хуан-де-Фука (ХФ), Нансена – Гаккеля (НГ), Момская (М), Байкальская (Б), Рейнская (Р).

Зоны субдукции: 1 –Тонга – Кермадек;  2 – Новогебридская; 3 – Соломон;            4 – Новобританская; 5 – Зондская;           6 – Манильская; 7 – Филиппинская;         8 – Рюкю; 9 – Марианская; 10 – Идзу-Бонинская; 11 – Японская; 12 – Курило-Камчатская; 13 – Алеутская;

14 – Каскадных  гор;

15 – Центральноамериканская;

16 – Малых  Антил; 17 – Андская;

18 – Южных  Антил (Скотия);

19 – Эоловая  (Калабрийская);

20 – Эгейская (Критская); 21 – Мекран.

а – океанские  рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы;

б – континентальные  рифты; в – зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые (двойная линия); г – зоны коллизии; д – пассивные континентальные окраины;

е – трансформные континентальные окраины (в том  числе пассивные);

ж – векторы относительных движений литосферных плит.  

Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины (по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями В. Е. Хаина и М. Г. Ломизе).  
 

Кроме больших различают малые литосферные плиты, располагаются они в основном в пределах планетарных поясов сжатия малых плит насчитывают свыше 20 (Аравийская, Индокитайская, Карибская, Китайская, Кокос, Наска, Охотская, Филиппинская, Хуан-де-Фука). Различение плит на большие и малые зависит от того, какой характерный линейный размер плиты и какую скорость их относительного смещения выбрать за начальные.

Грубо можно считать, что характерный  линейный размер крупной плиты –  тысячи, а малой – сотни километров.

Нижний  предел относительной линейной скорости смещения двух плит 0,5-1 см/год (иногда для  наглядности скорость дрейфа плит сопоставляют со скоростью роста ногтей на пальце, они примерно равны).

Помимо  литосферных плит выделяют два планетарных пояса сжатия литосферы: Альпийско-Гималайский и Циркумтихоокеанский. К этим поясам приурочена наибольшая сейсмическая активность. Большинство очагов землетрясений здесь имеет глубину от 70 до 100 километров.

Сейсмические  пояса также приурочены к срединно-океаническим хребтам и глубоководным желобам.

Пояса сейсмичности маркируют зоны раскола  литосферы, иными словами вдоль  них проходят границы литосферных плит.

В состав плит входят как континенты, так  и припаянные к ним океанические котловины вплоть до срединных хребтов  и лишь в немногих случаях (например, в Андах) граница плит совпадает  с разделом континент – океан.

Плотность литосферы (3,22 г/см ³) в основном потому, что верхняя ее часть сложена гранитами – главными составляющими континентальной земной коры. Поэтому континенты обладают плавучестью и не могут погружаться в астеносферу. Океаническая литосфера на большей части океанов, кроме их центральных частей, занятых срединно-океаническими хребтами, имеет плотность (3,3 г/см ³), что больше плотности астеносферы. Следовательно, в любом месте, где внутри этой плотной литосферы произойдет раскол, она должна тонуть в астеносфере.

Землетрясения и сейсмические пояса отражают взаимодействие литосферных плит между собой. Если возникают землетрясения, то это значит, что происходит раскол и деформация литосферы; если землетрясений нет, то, следовательно, нет деформаций в твердой оболочке. Т.е. тектоническая активность на Земле сконцентрирована главным образом вдоль границ плит и обусловлена взаимодействием плит.

Боковые границы  плит принято разделять на три  главных типа.

1 тип  – это дивергентные (расходящиеся) края плит, фиксируются положением  рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Для рифтовых зон сейсмичность ограничена малыми глубинами: 5-10, реже 20 км от поверхности литосферы. Напряжения ориентированы перпендикулярно к сейсмическим поясам в стороны от них, т.е. приложенные силы стремятся разорвать литосферу, и в результате возникают условия растяжения. Все срединно-океанические хребты имеют вулканическое происхождение. Вулканизм идет в них строго по оси, локализуясь в узких, шириной в несколько километров, экструзивных зонах, т.е. непосредственно вдоль самой границы раздвижения плит. Здесь изливаются одни базальты, причем из открытых трещин. Базальты произошли из мантии, возникнув при частичном плавлении астеносферы.

Вдоль границ раздвижения плиты расходятся в стороны, освобождая щель, которая  заполняется базальтовой выплавкой  из астеносферы и где тем самым  наращивается новая океаническая кора. Из центра океана, где базальтовое  ложе океанических впадин непрерывно формируется, оно раздвигается к  краям, где либо движется вместе с  континентами, как в Атлантическом  океане, либо погружается вниз в  мантию, как в Тихом океане. Это  явление называют спредингом (раздвижением) океанического дна.

Современные исследования характеризуют океаническое ложе как необычайно динамичное, похожее  на ленту беспрестанно движущегося  конвейера, уносящего вновь образованную кору от срединных хребтов к краям  океана. В соответствии с этим находится  закономерное увеличение возраста океанических базальтов, утолщение осадочного слоя и возрастание полноты его  разреза по мере удаления от хребтов. В эту схему формирования океанического  ложа хорошо ложится характерная  структура магнитного поля, присущая ему. Его магнитное поле не является однородным, а образовано узкими длинными полосами, ориентированными параллельно  простиранию срединно-океанических хребтов, причем полосы положительных  аномалий чередуются с полосами отрицательных  аномалий такой же интенсивности. Инверсии магнитного поля связаны с тем, что  в силу каких-то причин магнитные  полюса Земли меняются местами: Северный полюс становится Южным, и наоборот. Магнитные инверсии происходят в  разные интервалы времени, от нескольких сотен тысяч до нескольких миллионов  лет. Предсказанный по магнитным  аномалиям возраст дна во всех случаях совпал с возрастом, установленным  при бурении. Т.е. океаническое ложе содержит в себе магнитную запись времени своего образования в  срединном хребте.

По последним  данным: возраст самый древней  океанической коры не превышает 150-160 млн. лет, что составляет всего 1/30 от возраста нашей планеты. Возраст Атлантического и Индийского океанов примерно 160 млн. лет. При этом плиты переместились на величину 3000-6000 км, а скорость их движения составляла 2-3 см/год в Атлантическом океане, в Индийском она достигает 5-6 см/год, а в Тихом океане – самых больших из известных сегодня значений 18 см/год.

2 тип  границ литосферных плит – это конвергентные. По ним происходит сближение плит, обычно оно выражается в подвиге одной плиты под другую. Если плита океанического типа пододвигается под континентальную, то такой процесс называется субдукция. Если океаническая кора надвигается на континентальную – то это обдукция. Если сталкиваются две континентальных плиты, тоже обычно с поддвигом одной под другую – то это коллизия.

При субдукции в условиях сжатия происходит ассиметричное погружение края одной литосферной плиты под край другой. Этот тип границ фиксируется глубоководными желобами, сопряженными с островными дугами и Андами, а также предгорными прогибами и горными грядами в пределах Альпийско-Гималайского пояса.

Главный геоморфологический признак – конвергентные  края маркируются сопряженными между  собой положительными (поднятыми) и  отрицательными (опущенными и продолжающими  опускаться) структурами, которые всегда далеки от изостазии. С этим связан и другой признак – парный пояс значительных по амплитуде и параллельных друг другу положительных и отрицательных  изостатических аномалий силы тяжести.