ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ

В современной геотектонической модели, называемой «тектоника литосферных плит», внешняя оболочка Земли называется литосферой и состоит из набора сравнительно тонких жестких плит. Плиты двигаются друг относительно друга, скорости этого движения плит по порядку величины составляют несколько сантиметров в год. Плиты активно взаимодействуют между собой. Большая часть всех происходящих на планете землетрясений (см. рис. 4.43), вулканических извержений и горообразовательных процессов происходит именно в области границ между плитами. Более того, границы плит проводят именно по этим областям, прежде всего по зонам концентрации очагов землетрясений. Схема разбиения поверхности Земли на плиты приведена на рис. 8.1. Отметим, что на рис. 8.1 представлены лишь основные плиты; однако в настоящее время выделяют значительно большее число плит малого размера (Bird, 2003).

Литосферные плиты сложены из относительно холодных и жестких пород и имеют толщину 50—200 км (иногда до 300 км). Твердые породы мантии, находящиеся под литосферой, имеют достаточно высокую температуру и поэтому могут относительно легко деформироваться. Они образуют так называемую астеносферу, по которой литосферные плиты скользят, испытывая относительно малое сопротивление.

Схематическое изображение основных элементов тектоники плит в разрезе приведено на рис. 8.2. Плиты непрерывно воссоздаются и поглощаются. Вблизи срединно-океанических хребтов, где смежные плиты расходятся в противоположные стороны, идет процесс так называемого спрединга (раздвигания) океаническою дна. Снизу поднимаются горячие мантийные породы, из которых при охлаждении формируются новые участки плит. По этой причине срединно-океанические хребты также называют конструктивными границами (границами наращивания) плит. Глобальная система срединно-океанических хребтов нанесена на рис. 8.1 тонкой сплошной линией.

Рис. 8.1. Разбиение поверхности Земли на плиты:

1 — конструктивные границы плит (срединно-океанические хребты, СОХ); 2 — деструктивные границы; 3 — трансформные границы; 4 — скорости разрастания океанического дна; 5 — скорости сближения плит (из Браун, Массет, 1984. С. 173)

Рис. 8.2. Схематическое изображение основных элементов тектоники плит и их взаимодействия в мантии:

прямоугольник отмечает зону субдукции (рис. 8.18); границы переходной зоны в мантии приняты в соответствии с моделями IASP91 и АК135 (410 и 660 км) (по Stern,

2002. Р. 3—3 с изменениями)

Поскольку размер Земли остается практически постоянным, должны происходить и противоположные процессы уничтожения плит. По мере того как плиты движутся от зоны наращивания в срединно-океанических хребтах, они охлаждаются и утолщаются. Вследствие охлаждения плотность материала плит увеличивается, литосферная плита становится гравитационно-неустойчивой по отношению к горячей (и, следовательно, менее плотной) подстилающей астеносфере. Возникает отрицательная плавучесть литосферной плиты, она изгибается и погружается в мантию, образуя океанический желоб. Процесс погружения одной (океанической) плиты под другую (океаническую или континентальную) называется субдукцией. Океанические желоба называют также деструктивными границами (границами уничтожения) плит. К деструктивным границам относят также зоны коллизии, где происходит столкновение двух континентальных плит.

Именно к области зон субдукции приурочено наибольшее число сильнейших, а также самых глубоких землетрясений (см. рис. 4.43). Погружающиеся участки литосферных плит хорошо выявляются сейсмологическими методами: в холодных хрупких породах плит локализуются очаги землетрясений. Напомним, что наклонные зоны локализации очагов землетрясений, связанных с погружающимися участками плит, называются зонами Бенъофа (см. рис. 4.44, б и 5.14). Глобальная система деструктивных границ (субдукционных и коллизионных) показана на рис. 8.1 жирной черной линией. Третьим типом границ являются трансформные границы.

Практически позади каждого океанического желоба параллельно ему тянется цепь действующих вулканов. Если вулканическая цепь располагается на дне океана, то вулканы образуют островную дугу, типичным примером которой могут служить Курильские и Алеутские острова в северной части Тихого океана. Если же океанический желоб проходит вблизи континента, то вулканы образуются на суше. Это имеет место, например, на Западном побережье США.

Верхняя оболочка Земли, кора, отделена от мантии сейсмической границей Мохоровичича (Мохо, см. гл. 4). Земная кора имеет другой состав и меньшую плотность по сравнению с мантией. Поэтому земная кора гравитационно-устойчива по отношению к мантии. Выделяется два типа коры: океаническая и континентальная, которые отличаются по строению и свойствам. Типичная толщина океанической коры — 6 км, континентальной — 35 км (см. рис. 4.37).

Хотя океаническая кора легче мантии, она довольно тонка и не может заметно помешать субдукпии гравитационно-неустойчивой океанической литосферы. Океаническая литосфера находится в состоянии непрерывной циркуляции, наращиваясь в областях океанических хребтов и уничтожаясь в областях желобов соответственно. Вследствие постоянного обновления океанического дна, его возраст не превышает 180—200 млн лет (рис. 7.26).

Континентальная кора также легче мантии, и обладает при этом достаточной толщиной (рис. 8.3). Поэтому она практически не погружается на деструктивных границах плит и не уничтожается — в отличие от океанической коры. Вследствие этого возраст пород континентальной коры имеет в среднем порядок 10⁹ лет (рис. 8.4) и значительно превышает возраст пород океанической коры.

Рис. 8.3. Мощность континентальной коры, усредненная по ячейкам 5°х5°, по (Mooney etal., 1998; из Fowler, 2005. Р. 512)

Рис. 8.4. Возраст континентов (по Sclater et al., 1981; из Fowler, 2005. Р. 516)

При движении литосферных плит вдоль поверхности Земли вместе с ними движутся и расположенные на них континенты. Относительное движение континентов называют континентальным дрейфом.