Тектонические движения земной коры

Размещено на http://www.allbest.ru/

Российский государственный университет

Нефти и газа имени И.М. Губкина

Кафедра геологии

КУРСОВАЯ РАБОТА

на тему:

Тектонические движения земной коры

Москва, 2009

Содержание

Введение

1. Тектонические деформации земной коры. Классификация

1.1 Рифтогенез (спрединг)

1.2 Субдукция

1.3 Обдукция

1.4 Столкновения континентальных плит

1.5 Трансформные разломы

2. Иные классификации тектонических движений

3. Скорости и направления движения плит

Заключение

Список литературы

Введение

Слово тектоника в буквальном переводе с древнегреческого значит строительное искусство, строение. В науках о Земле под этим термином обычно понимают геологическое строение и закономерности развития земной коры, а под литосферой - каменную оболочку Земли. В современном понимании термин литосфера включает в себя не только земную кору, но и часть верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько остыло, что полностью раскристаллизовалось и превратилось в горную породу. Слово плиты в названии новой теории показывает, что литосферная оболочка Земли разбита на отдельные блоки, вертикальные размеры которых обычно много меньше горизонтальных.

1- Литосфера

2- Астеносфера

3- Верхняя мантия

4- Внешнее ядро Земли

5- Внутренне ядро земли

Тектонические движения земной коры - это механические движения, вызываемые силами, которые действуют в земной коре и главным образом в мантии Земли, приводящие к деформации слагающих кору пород. Основной причиной тектонических движений считаются конвективные течения в мантии, возбуждаемые теплом распада радиоактивных элементов и гравитационной дифференциацией ее вещества в сочетании с действием силы тяжести и стремлением литосферы к гравитационному равновесию по отношению к поверхности астеносферы.

Среди литосферных плит следует различать плиты трех порядков. Наиболее крупных из них - мегаплит - насчитывается семь - Северо-Американская, Евразийская, Южно-Американская, Африканская, Индо-Австралийская, Антарктическая и Тихоокеанская. Самостоятельность этих плит не вызывает сомнений, но их границы не везде являются четкими. Это касается, в частности, границы между Северо- и Южно-Американскими плитами между Антильской зоной субдукции и противолежащим отрезком Срединно-Атлантического хребта, между Евразийской и Африканской плитами на участке между Азорскими островами и Гибралтаром и морем Альборан, и особенно - между Евразийской и Северо-Американской плитами в пределах Северо-Востока России и прилегающих морей.

Уже в первоначальных схемах наряду с главными плитами были выделены плиты второго порядка - их можно назвать мезоплитами, которых вначале также насчитывалось семь. Это плиты Кокос, Карибская, Наска, Скотия, Аравийская, Филиппинская, Каролинская. Их поперечный размер обычно не намного превышает тысячи километров. В дальнейшем получило общее признание выделение таких плит, как Иберийская, Анатолийская, Охотоморская, Амурская. Приводятся доводы в пользу существования самостоятельных плит того же порядка - Сомалийской, Берингии.

Плитами "третьего разряда" - микроплитами, являются плиты с размерами в сотни километров. К числу тех из них, которые утвердились в литературе, относятся микроплиты, выделенные в крайней северовосточной части Тихого океана, у берегов Канады и США - Горда, Хуан-де-Фука, Эксплорер. К этому же разряду относятся микроплиты, выделенные между Индо-Австралийской и Тихоокеанской плитами на юго-востоке Тихого океана. В принципе в качестве таких же микроплит должны выделяться островные дуги, ограниченные либо с двух сторон зонами субдукции, как Филиппинский архипелаг, либо с одной стороны зоной субдукции, а с другой - осью задугового спрединга, как Южно-Сандвичева дуга. Более спорной является возможность выделения системы микроплит в шельфовой полосе диффузной сейсмичности, разделяющей Евразийскую и Индо-Австралийскую плиты в Центральной Азии, крайними звеньями которой являются уже упомянутые Иберийская и Амурская. И, наконец, микроплиты приходится выделять в районах тройных сочленений мега- и мезоплит, например, в районе о. Пасхи, Галапагосских или Азорских островов. Все плиты перемещаются относительно друг друга, поэтому их границы обычно четко маркируются зонами повышенной сейсмичности.

Почему перемещаются литосферные плиты? Общепринятой точкой зрения считается признание конвективного переноса вещества мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить относительно друг друга. Но движение мантийных струй - не единственный механизм тектоники плит. Тяжёлая и частично утонувшая часть плиты может увлекать за собой всю остальную плиту и таким образом приводить в движение мантию.

Тонкая кора под земными океанами играет роль заслонки - закрывает щели между плитами, когда массивные континенты расходятся. А если континенты идут друг на друга, она исчезает под ними. Еще в пятидесятых годах ученым казалось невероятным, что океанское дно толщиной в несколько километров играет такую короткую роль и после этого исчезает в расплавленных глубинах. С тех пор геологам удалось получить много неоспоримых доказательств, что зоны погружения океанского дна действительно существуют.

1. Тектонические деформации земной коры. Классификация

В результате движения земной коры создаются три вида тектонических деформаций: 1) деформации крупных прогибов и поднятий; 2) складчатые и 3) разрывные. Первый тип тектонических деформаций, вызванный вертикальными движениями в чистом виде, выражается в пологих поднятиях и прогибах земной коры, чаще всего большого радиуса. Колебания, вызывающие образование подобных форм, в отличие от сейсмических колебаний совершаются относительно медленно, ощутимых разрушений не приносят и непосредственным наблюдениям человека не поддаются.

Складчатые деформации вызываются горизонтальными движениями и выражаются в виде складок, образующих длинные или широкие пучки, иногда короткие, быстро затухающие морщины.

Третий тип тектонических деформаций характеризуется образованием разрывов в земной коре и перемещением отдельных участков ее вдоль трещин этих разрывов. Разрывные нарушения очень часто являются производными от первых двух типов в большей мере от складчатых. Установить причину той или иной деформации не всегда удается, так как, кроме вышеуказанных типов движений, деформации могут образоваться в связи с внедрением магмы и т. п.

Поэтому нарушения в земной коре классифицируют не по типу вызвавших их движений, а по форме или каким-либо другим особенностям самих нарушений.

1.1 Рифтогенез. Спрединг

Образование рифтовых зон (и в океанах и на континентах) происходит благодаря расколам литосферных плит за счет приложенных к ним напряжений растяжения.

Рифтогенезом называют процесс горизонтального растяжения земной коры, приводящий к возникновению в ней или её верхней части весьма протяжённых, удлинённых, морфологически чётко выраженных впадин, ограниченных (по крайней мере с одной стороны) и осложнённых глубокими продольными разломами. Английский геолог Грегори, описавший подобные структуры в конце прошлого века в Восточной Африке, назвал их рифтами (от англ. rift -- разрыв, трещина, щель), а цепочки из нескольких рифтов обычно именуют рифтовыми зонами. Подобные границы, маркирующие зоны расхождения литосферных плит также называются дивергентными (англ. дивергенс - расхождение).

Развернувшееся с середины XX века систематическое геолого-геофизическое изучение ложа океанов, занимающих около 2/3 поверхности Земли, привело к открытию на их дне грандиозных, линейно вытянутых зон поднятий, рассечённых множеством продольных и поперечных разломов -- срединно-океанических или, точнее, внутриокеанических хребтов общей протяжённостью более 80 тыс. км. Обнаружилось, что они пространственно связаны с некоторыми рифтовыми зонами на континентах, обладают сходными с ними или близкими чертами рельефа, структуры, магматизма и геофизических особенностей и, несомненно, представляют собой родственные им, хотя и гораздо более крупные тектонические образования. В пределах внутриокеанических хребтов устанавливаются явные признаки поперечного или близкого к поперечному их простиранию горизонтального расширения земной коры, при этом во много раз превосходящего по своей скорости и общему масштабу её расширение в рифтовых зонах континентов. В отличие от последних оно проявляется не только в раздроблении, растяжении и утоньшении ранее существовавшей коры, но и в полном её разрыве, расхождении обособившихся блоков в разные стороны и последовательном заполнении образовавшихся между ними зияний поднимающимся из мантии Земли горячим глубинным магматическим материалом. Проявления сжатия коры в пределах ложа океанов в отличие от континентов оказались незначительными или локальными.

В зазор между расходящимися плитами поднимаются горячие расплавы базальтов, выделившиеся из частично расплавленного вещества астеносферы. Попадая на поверхность океанского дна, базальты охлаждаются, твердеют и кристаллизуются, превращаясь в породы литосферы. По мере раздвижения плит образовавшиеся ранее участки литосферы "промерзают" все глубже и глубже, и под породами базальтового состава уже кристаллизуется мантийное вещество астеносферы, а на их место в новые рифтовые расколы поступают новые порции базальтов и астеносферного вещества, и процесс повторяется. Начатый в рифтовых зонах процесс формирования литосферных плит продолжается под склонами срединно-океанических хребтов и абиссальными котловинами за счет постепенного остывания и полной кристаллизации исходного горячего мантийного вещества, последовательно "примораживаемого" снизу к подошве литосферы. Очевидно при этом, что чем дольше мантийное вещество, поднявшееся на поверхность Земли, охлаждается, тем на большую глубину оно "промерзнет" и кристаллизуется. Следовательно, под более древними участками океанического дна, расположенными дальше от рифтовых зон, толщина литосферы будет большей. По-видимому, впервые предположение о переменной мощности океанической литосферы было высказано Дьюи и Бердом в 1970 году, которые связывали возрастание глубины океана по мере удаления от рифтовых зон с увеличением мощности литосферы.

Спрединг является частным случаем рифтогенеза. Поверхностным выражением такого явления являются рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, где относительно более нагретая мантия поднимается к поверхности, подвергается плавлению и магма изливается в виде базальтовых лав в рифтовой зоне и застывает. Далее в эти застывшие породы вновь внедряется базальтовая магма и раздвигает в обе стороны более древние базальты. И так происходит много раз. При этом океаническое дно как бы наращивается, разрастается. Подобный процесс получил название спрединга (англ. спрединг - развертывание, расстилание).

В океанах к границам такого типа относятся гребни срединно-океанических хребтов: в Северном Ледовитом океане - хр. Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей; в Атлантическом - хр. Рейкьянес, Северо-Атлантический, Южно-Атлантический и Африканско-Антарктический; в Индийском океане - хр. Западно- Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Индийский и Австрало-Антарктическое поднятие; в Тихом океане - Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия.

На континентах к границам такого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая зона и Байкальский рифт в Азии. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратившихся из континентальных в океанические, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива Индийского океана.

Открытие грандиозного явления раздвижения ложа океанов и приведшего на протяжении последних 150-170 млн лет к возникновению и расширению до современных размеров огромных впадин Атлантического, Индийского и Арктического океанов и обновлению более древней впадины Тихого океана, радикально изменило представления о тектоническом строении Земли и геодинамических процессах, происходящих в её верхних оболочках, и, в частности, показало, что процессы горизонтального растяжения и расширения в её коре в масштабе всей планеты играют не меньшую роль, чем процессы её сокращения и сжатия, а по мнению некоторых исследователей даже превосходят их по своему глобальному эффекту. Поэтому в последние десятилетия резко возрос интерес геологов к изучению рифтогенеза как одного из важнейших тектонических процессов, которые оказывают огромное влияние на многие другие процессы, происходящие в земной коре и на её поверхности: формирование рельефа, осадконакопление, магматизм, образование месторождений рудных, нерудных и горючих полезных ископаемых, а также развитие жизни на нашей планете. В изучении современного и новейшего рифтогенеза и выяснении роли рифтогенеза и его эволюции в истории Земли в последние годы были достигнуты значительные успехи. Вместе с тем возникли дискуссии относительно понимания общих закономерностей и тенденций в развитии Земли и места рифтогенеза, спрединга и сопряжённых с ними процессов в её эволюции.

1.2 Субдукция

К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит (зоны субдукции), в которых океанские литосферные плиты пододвигаются под островные дуги либо под континентальные окраины Андийского типа.

Этим границам обычно соответствуют характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (высотой достигающих 7-8 км), если поддвиг происходит под континенты. Примерами таких границ в океанах могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане. В Индийском океане это желоба Андоманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическом океане это желоба Кайман и Пуэрто-Рико перед Большими и Малыми Антильскими островами в Карибском море и Южно-Сандвичев желоб перед одноименными островами в Южной Атлантике. Зоны подвига литосферных плит всегда наклонены ("падают") под островные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений. Погружающиеся в мантию плиты характеризуются также повышенными значениями фактора сейсмической добротности, поскольку в опускающейся холодной литосферной плите затухание сейсмических волн всегда оказывается меньшим, чем в окружающей эту плиту горячей и частично расплавленной мантии.

Высказанная О. Фишером идея о возможности пододвигания океанского дна под островные дуги была подкреплена примерно через 50 лет после проведения в середине 30-х годов ХХ в. Ф. Венинг-Мейнесом измерений гравитационного поля над этими структурами и примыкающими к ним глубоководными желобами. Оказалось, что приостровным склонам глубоководных желобов и самим желобам соответствуют отрицательные аномалии силы тяжести, достигающие 200 мГал, тогда как над самими островными дугами в большинстве случаев наблюдаются положительные аномалии с амплитудой до 100-150 мГал. Происхождение этих сопряженных гравитационных аномалий Ф. Венинг-Мейнес связал с динамическим эффектом сжатия и подвига океанского дна под островные дуги.

Пододвигание океанических плит под континенты, если оно не компенсируется их раздвижением в срединно-океанических хребтах, обычно приводит к постепенному закрытию океана, сопровождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, и возникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного складчатого пояса.

Таким путем, например, на месте древнего океана Тетис возник Альпийско-Гималайский горный пояс. Процесс поддвига плит здесь продолжается и в настоящее время, о чем свидетельствует повышенная сейсмичность этого региона, поэтому Альпийско-Гималайский пояс также можно рассматривать как конвергентную или коллизионную границу плит.

Зоны, где происходит субдукция, морфологически выражены глубоководными желобами, а сама погружающаяся океаническая холодная и упругая литосфера хорошо устанавливается по данным сейсмической томографии - объемного "просвечивания" глубоких недр планеты. Угол погружения океанических плит различный, вплоть до вертикального и плиты прослеживаются вплоть до границы верхней и нижней мантии в 670 км. Некоторые плиты останавливаются на этом уровне, иногда выполаживаясь и как бы скользя по границе. Другие - пересекают ее и погружаются в нижнюю мантию, местами достигая практически поверхности внешнего ядра - 2900 км.

Когда океаническая плита при подходе к континентальной начинает резко изгибаться, в ней возникают напряжения, которые разряжаясь, провоцируют землетрясения. Гипоцентры или очаги землетрясений четко маркируют границу трения между двумя плитами и образуют наклонную сейсмофокальную зону, погружающуюся под континентальную литосферу до глубин в 700 км. Впервые эту зону обнаружил японский геофизик Кию Вадати в 1935 г., а в 1955 г. американский сейсмолог Хуго Беньоф подробно описал эти зоны, которые с тех пор и стали называться зонами Беньофа.

Гипоцентры землетрясений в зоне Беньофа не везде достигают границы верхней и нижней мантии, как, например, под Каскадными горами на западе США, не превышает первых десятков километров. Происходит это в тех случаях, когда холодная пластина океанической литосферы разогревается и в ней уже не могут происходить сколы, вызывающие землетрясения.

Следующий шаг в изучении активных переходных зон от океанов к континентам был сделан японским сейсмологом К. Вадати, установившим наличие глубинной сейсмофокальной поверхности, падающей от океана под островные дуги, и американским сейсмологом X. Беньофом, исследовавшим эти зоны более подробно и показавшим, что по ним происходит надвиг блоков континентальной коры и верхней мантии на океаническую кору. Примерно в те же годы академик А.Н. Заварицкий отметил генетическую связь андезитового вулканизма с выявленными К. Вадати глубинными наклонными сейсмофокальными зонами, тем самым связав воедино процесс формирования континентальной коры с тектоническими движениями. Учитывая эту взаимосвязь и вклад ученых в изучение глубинной сейсмоактивной зоны обычно именуемой зоной Беньофа, справедливо было бы назвать ее зоной Вадати-Заварицкого-Беньофа или сокращенно зоной ВЗБ.

Современная модель строения и развития зон поддвига плит Курильского типа, основанная на учете упругопластичных свойств литосферы, была разработана в Институте океанологии АН СССР и смоделирована в МГУ. По этой модели процесс подвига литосферных плит напоминает процесс торошения речного льда при сжатии. Как и в случае со льдом, пододвигаемая плита испытывает сильное давление со стороны надвигаемой на нее плиты. Под влиянием избыточного давления, создаваемого горизонтальным напряжением сжатия и весом надвинутой части верхней плиты, в нижней (пододвигаемой) плите развиваются пластические деформации, она меняет направление своего движения и начинает круто опускаться в мантию. При этом опять основное отличие сравниваемых процессов состоит в том, что лед легче воды, тогда как океанические литосферные плиты всегда несколько тяжелее вещества астеносферы.

Сдвиг литосферных плит по наклонной поверхности зоны ВЗБ приводит к нарушению изостатического равновесия и появлению сопряженных положительных и отрицательных гравитационных аномалий над островными дугами. Используя условие равновесия сил в зоне поддвига плит, можно найти зависимость амплитуды возникающих гравитационных аномалий от предела прочности литосферы. Выполненные по такой зависимости оценки показали, что предел этот близок к значению 1 т/см², совпадающему с эмпирическими данными о прочности ультраосновных пород.

Трение плит в зоне поддвига сопровождается выделением большого количества тепла, идущего на разогрев и переплавление пород в окрестностях этой зоны. С глубиной выделение тепла увеличивается, поэтому нижняя и средняя части надвигаемой плиты подвергаются значительно большей магматической переработке и разрушению, чем верхняя. Благодаря этому впереди надвигаемой плиты постепенно вырабатывается сравнительно тонкий клинообразный литосферный выступ, перекрывающий подобно гигантскому карнизу пододвигаемую плиту на участке между глубоководным желобом и зоной ВЗБ. Кроме того, за счет постоянной эрозии лобовых частей надвигаемой плиты этот процесс под островными дугами Курильского типа приводит к их перемещению в сторону расположенных за ними континентов и к постепенному закрытию (со скоростями около 0,3 см/год) задуговых бассейнов. Примерами таких закрывающихся ныне задуговых бассейнов могут служить Южно-Охотская глубоководная котловина и Японское море.

Помимо зон поддвига плит Курильского и Андийского типов, в которых преобладают напряжения горизонтального сжатия, "ломающие" пододвигаемую плиту, существуют еще и зоны поддвига плит, в которых опускание тяжелой океанической литосферы в мантию происходит просто под влиянием силы тяжести и давления островной дуги. Типичным примером структур такой зоны поддвига плит может служить Марианская островная дуга в Тихом океане (под нее пододвигается плита, возраст которой очень близок к приведенному выше предельному возрасту устойчивости океанических плит - 150 млн лет). Отличаются эти дуги от предыдущего типа тем, что положительные гравитационные аномалии над ними либо полностью отсутствуют, либо малы по амплитуде, тогда как отрицательные аномалии над глубоководными желобами выражены столь же четко. Кроме того, в отличие от зон Курильского типа, задуговые бассейны в тылу островов Марианского типа не закрываются, а, наоборот, активно расширяются, и в них возникают вторичные рифтовые зоны.

При опускании литосферных плит в мантию под собственной тяжестью, в тылу островных дуг возникают напряжения растяжения. Благодаря этим напряжениям, вдоль оперяющих зону поддвига плит разломов может произойти отодвигание тела островной дуги от тыловых частей островодужной плиты. В результате, в тылу такой дуги возникает вторичная рифтовая зона, раздвигание новорожденных плит в которой компенсирует отодвигание тела островной дуги в сторону пододвигаемой океанической плиты. При этом избыточное давление островной дуги на пододвигаемую плиту превышает прочность пород пододвигаемой плиты на сдвиг, деформирует ее и постепенно отодвигает зону поддвига плит в сторону океана.

Отличие динамики развития островных дуг Марианского типа от Курильского определяется в основном скоростью поддвига плит. При больших скоростях сближения плит возникают островные дуги Курильского типа, при малых скоростях возникают дуги Марианского типа. Критическая скорость поддвига плит, по-видимому, близка к 5 см/год. Исключение составляет только островная дуга Тонга-Кермадек со спрединговым задуговым бассейном Лау, поскольку скорость поддвига Тихоокеанской плиты под эту дугу превышает 5 см/год. Вероятно, это связано с динамическим эффектом "выжимания" вещества верхней мантии в астеносферу при движении на северо-восток Австралийской континентальной плиты или с тем, что под Фиджийской котловиной существует локальный восходящий мантийный поток.

Вместе с океанической литосферой в сторону зон поддвига плит перемещаются и пелагические осадки, тем не менее сдирания и смятия осадков в большинстве случаев не происходит. Как правило, не наблюдается чрезмерного накопления осадков и в глубоководных желобах, даже несмотря на то, что скорость седиментации в этих местах достигает нескольких сантиметров за тысячу лет. При такой скорости осадконакопления большинство желобов оказались бы полностью засыпанными уже через несколько десятков миллионов лет, тогда как в действительности они остаются не заполненными осадками, хотя некоторые из них существуют и продолжают развиваться уже в течение сотен миллионов лет подряд, как, например, Японский или Перуанско-Чилийский желоб. Это свидетельствует о том, что в глубоководных желобах действует эффективный механизм удаления осадков с поверхности океанского дна. Таким естественным механизмом, как теперь выяснилось, является затягивание осадков в зону поддвига плит. Это происходит аналогично смазке движущихся механизмов жидкими маслами при попадании последних в зазоры между трущимися жесткими деталями.

Говоря о субдукционных процессах следует сказать о судьбе осадков, которые перекрывают океаническую литосферу. Край плиты, под которую субдуцирует океаническая, подрезает осадки, скопившиеся на ней, как нож скрепера или бульдозера, деформирует эти отложения и приращивает их к континентальной плите в виде аккреционного клина (англ. аккрешион - приращение). Вместе с тем какая-то часть осадочных отложений, погружается вместе с плитой в глубины мантии. В различных местах этот процесс идет разными путями. Так, у побережья Центральной Америки, где пробурены скважины, почти все осадки пододвигаются под континентальный край, чему способствует сверхвысокое давление воды, содержащейся в порах осадков. Поэтому и трение очень мало. В ряде других мест погружающаяся океаническая литосферная плита разрушает, эродирует край континентальной литосферы и увлекает за собой вглубь ее фрагменты.

Как и в случае смазки, количество осадков, попадающих в зазор между трущимися плитами, должно зависеть от скорости движения плит и вязкости затянутых в зазор осадков. Соответствующие расчеты, основанные на теории смазки механизмов, показали, что под островные дуги осадки могут затягиваться без сдирания и смятия только в том случае, если их мощность не превышает некоторого критического значения, зависящего от скорости поддвига плит и вязкости осадков. При этом мощность осадков, затянутых в зазор между плитами, увеличивается от двух до трех раз, причем последний предел уже соответствует случаю сдирания лишних осадков и формированию перед островной дугой аккреционной осадочной призмы.

Под такие дуги, как Курильская, Японская и Тонга, без соскребания и смятия может затягиваться до 500-520 м пелагических осадков, а в Перуанско-Чилийский, Алеутский и Яванский желоба без соскребания может затягиваться только до 400-430 м осадков. Вблизи Курильского, Японского и центральной части Яванского глубоководных желобов мощности осадочных слоев не превышают 300-500 м, вблизи желоба Тонга толщина осадков снижается до 100-300 м, а перед большей частью Перуанско-Чилийского желоба толщина осадочного слоя уменьшается до 100 м и менее. Поэтому поддвиг плит под эти структуры не сопровождается соскребанием и смятием осадков перед фронтальной частью надвигаемой плиты.

Совершенно иная ситуация наблюдается в заливе Аляска на востоке Алеутской дуги и на севере Яванского желоба. В этих районах и скорость поддвига плит не велика (около 2-3 см/год), мощность осадков превышает 500-700 м, а в отдельных местах достигает 1000 м, т.е. везде превышает найденные для этих структур критические значения мощности пододвигаемых осадков. Аналогичная картина наблюдается и возле зоны поддвига Атлантической плиты под Малые Антильские острова. Для этой зоны критическая толщина осадков, которые еще могут быть затянуты в зону поддвига плит без сдирания, примерно равна 250 м, тогда как реальная мощность осадочных толщ здесь достигает 500-1000 м. Отсюда следует, что во всех этих районах поддвиг литосферных плит должен сопровождаться и соскребанием осадков с океанского дна, и смятием их перед литосферным выступом островных дуг, т.е. образованием аккреционных осадочных призм. Именно таким процессом необходимо объяснять возникновение внешних невулканических гряд возле этих зон поддвига плит - острова Кадьяк в Алеутской дуге, Малых Антильских островов в Атлантике и Андаманских островов в Индийском океане.

За счет диссипации энергии вязкого трения попавшие в зазор между трущимися плитами осадки постепенно разогреваются и даже начинают подплавляться. В результате их вязкость в зонах поддвига плит резко (на много порядков) уменьшается и существенно сокращается предельная мощность осадков, еще способных сохраняться в этих зонах на больших глубинах. Именно по этой причине обычные осадки, с плотностью меньшей, чем плотность литосферы, не могут затягиваться в зоны поддвига плит на глубины большие 20-30 км и обычно выжимаются по разломам вверх, внедряясь в виде мигматитовых гранитогнейсовых куполов или гранитоидных батолитов в тело островодужных структур или активных окраин континентов над такими зонами субдукции.

На большие глубины и под континентальные литосферные плиты осадки могут затягиваться лишь в одном случае - когда их плотность превышает плотность литосферы. В этом случае средняя скорость затягивания осадков в зоны субдукции всегда оказывается даже выше скорости поддвига самих плит и, следовательно, тяжелые осадки должны сами "проваливаться" в зоны поддвига плит.

Погружение океанической литосферы приводит к последствиям. При достижении ею на определенной глубине в 100-200 км высоких температур и давлений из нее выделяются флюиды - особые, перегретые минеральные растворы, которые вызывают плавление горных пород континентальной литосферы и образование магматических очагов, питающих цепи вулканов, развитых параллельно глубоководным желобам на активных окраинах Тихого океана и на восточной окраине Индийского океана. Вулканические цепи располагаются тем ближе к глубоководному желобу, чем круче наклонена субдуцирующая океаническая литосфера.

Таким образом, благодаря субдукции на активной континентальной окраине наблюдается сильно расчлененный рельеф, высокая сейсмичность и энергичная вулканическая деятельность.

1.3 Обдукция

Кроме явления субдукции существует обдукция, т.е. надвигание океанической литосферы на континентальную, примером которой является огромный 500х100 км тектонический покров на восточной окраине Аравийского полуострова, сложенный типичной океанической корой, перекрывающей древние докембрийские толщи Аравийского щита.

Трансгрессия (наступление) моря, начавшаяся вследствие погружения суши, приводит к накоплению морских осадков на эрозионной поверхности Земли. Регрессия (отступление) отражается в смене морского осадконакопления континентальным или же просто прекращением морского осадконакопления с последующей эрозией. В стратиграфических разрезах запечатлено множество событий такого рода. Многократно море заливало целые области, затем покидало их, а спустя некоторое время снова покрывало водой. Максимальная амплитуда вертикальных тектонических движений отражена в максимальной мощности морских отложений на погружавшихся участках земной поверхности, может достигать 20 км. и более.

Морские отложения часто можно обнаружить высоко в горах. Они накапливались первоначально ниже уровня моря, но позже были подняты на большую высоту. Амплитуда подъема в ряде случаев может достигать 10 км.

1.4 Столкновения континентальных плит

Также следует упомянуть о столкновении или коллизии двух континентальных плит, которые в силу относительной легкости слагающего их материала, не могут погрузиться друг под друга, а сталкиваются, образуя горно-складчатый пояс с очень сложным внутренним строением.

Так, например, возникли Гималайские горы, когда 50 млн. лет назад Индостанская плита столкнулась с Азиатской. Так сформировался Альпийский горно-складчатый пояс при коллизии Африкано-Аравийской и Евразийской континентальных плит.

1.5 Трансформные разломы

Существует еще один тип границ литосферных плит, где они смещаются горизонтально относительно друг друга, как бы сдвигаются, о чем говорит и обстановка скалывания в очагах землетрясений в этих зонах. Они получили название трансформных разломов (англ. трансформ - преобразовывать), т.к. передают, преобразуют движения от одной зоны к другой.

Детальными исследованиями срединно-океанских хребтов установлено, что их гребни и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно, а как бы разорваны на отдельные участки трансформными разломами, по которым обычно происходят только сдвиговые смещения плит. Это и есть границы плит третьего типа, или трансформные разломы. Как правило, они всегда располагаются перпендикулярно к простиранию рифтовых трещин. При этом активными участками разломов являются только их отрезки, соединяющие две смежные рифтовые зоны (трансформирующие одну из них в другую). За пределами этих активных участков никаких смещений плит по трансформным разломам не происходит. Амплитуда смещений по большинству таких разломов не превышает десяти или нескольких десятков километров, но иногда она достигает и сотен километров.

Трансформные разломы иногда пересекают зоны поддвига плит или протягиваются от них к рифтовым зонам, но все же большинство их рассекает только срединно-океанические хребты. Наиболее крупными из них являются разломы Гиббс, Атлантис, Вима и Романш в Атлантическом океане; разломы Оуэн и Амстердам в Индийском океане; разломы Элтанин и Челленджер в Тихом океане. Кроме того, в северной половине Тихого океана остались следы ныне отмерших, но некогда гигантских разломов, смещения по которым происходили на многие сотни и даже на 1200 км. Это так называемые великие разломы дна Тихого океана: Мендосино, Пионер, Молокаи, Кларион и Клиппертон. Примером границ третьего типа на континентах может служить разлом Сан-Андреас в Калифорнии. В рельефе океанические трансформные разломы четко фиксируются сопряженными параллельными структурами узких хребтов и ложбин с крутой общей стенкой. При этом благодаря "спаиванию" друг с другом литосферных плит на пассивных флангах трансформных разломов и более быстрому погружению молодых плит всегда трансформные разломы обрамляются узкими хребтами только со стороны более молодых плит и, наоборот, ложбины возникают только со стороны более старых плит. Как правило, трансформные разломы амагматичны, хотя в некоторых случаях (при наличии раздвиговой составляющей в движении плит) на их флангах могут возникать базальтовые вулканы со щелочной ориентацией.

Перемещения литосферных плит сопровождаются их трением друг о друга и возникновением по границам плит землетрясений. Поэтому границы литосферных плит можно выделять не только по геоморфологическим признакам, но и по зонам повышенной сейсмичности. При этом разным границам плит соответствуют и разные механизмы землетрясений. Так, в океанских рифтовых зонах все землетрясения, расположенные под гребнями срединно-океанических хребтов, мелкофокусные с глубиной очага до 5-10 км и характеризуются механизмами растяжения. Глубина землетрясений в трансформных разломах достигает 30-40 км, а их механизмы чисто сдвиговые. Сейсмически наиболее активными являются зоны поддвига плит. В этих зонах встречаются как мелкофокусные землетрясения с глубиной очага до 30 км, промежуточные землетрясения на глубинах от 30 до 150-200 км, так и глубокофокусные землетрясения с глубиной очага до 600-700 км.

Главная сейсмофокальная поверхность зон поддвига плит опускается обычно под углом около 30-50° от оси глубоководного желоба под островную дугу или континентальную окраину, оконтуривая собой тело погружающейся в мантию пододвигаемой океанической плиты. В зонах поддвига плит происходят землетрясения разного типа, но среди мелкофокусных землетрясений преобладают сдвиговые и взбросо-надвиговые механизмы, а на средних и больших глубинах - механизмы сдвига и сжатия.

Как правило, предельная глубина глубокофокусных землетрясений соответствует положению эндотермической фазовой границы на глубине около 670 км. Глубже этой границы происходит нарушение кристаллических связей в мантийном веществе, и оно, по-видимому, приобретает свойства аморфного вещества. Тем не менее, судя по данным сейсмической томографии, следы опускающихся океанических плит прослеживаются и глубже в нижней мантии, вплоть до земного ядра. Видно это и по рельефу его поверхности: везде под зонами поддвига плит, обрамляющими, например, Тихий и Индийский океаны, прослеживаются депрессии на поверхности ядра амплитудой до 4 км, а под восходящими потоками в центрах этих же океанов, а также под Северной Атлантикой, наоборот, наблюдаются подъемы его рельефа амплитудой до 6 км.

Куда уходит ставшее уже ненужным океанское дно? Этот вопрос породил длительный спор между специалистами. Вначале, когда сейсмологические изыскания показывали, что погружающиеся плиты на глубине около 670 километров разламываются, словно натолкнувшись на массивную "стенку", многие исследователи приняли это за окончательный ответ на вопрос. Но профессор Геттингенского университета У. Кристенсен на этом не остановился. С помощью компьютерной модели он показал, что относительно холодные каменные части плит в начале погружения действительно задерживаются на определенной глубине, но затем снова начинают медленно погружаться.

Сейсмическая томография также показала, что по крайней мере часть погруженной плиты пробивает "стенку" на глубине 670 километров и опускается ниже. Ряд ученых придерживается мнения, что бывшее океанское дно уходит на глубину 2900 километров - к границе между мантией и внешним ядром планеты. Там из этого материала откладываются "кучи" толщиной от 200 до 400 километров. На внешнем ядре, омываемом конвекционными потоками магмы, есть застойные места, там и собирается материал, пришедший сверху.

Обращает на себя внимание, что многие плиты включают в себя как континентальные массивы, так и припаянные к ним участки океанической литосферы. Например, в Африканскую плиту входит сам континент Африка и примыкающие к нему восточные половины Центральной и Южной Атлантики, западные части дна Индийского океана, а также примыкающие к континенту участки дна Средиземного и Красного морей. Помимо плит смешанного континентально-океанического строения, существуют плиты, состоящие только из океанической литосферы с океанической корой на поверхности. К такому типу относятся Тихоокеанская, Наска, Кокос и Филиппинская плиты. В первом приближении литосферные плиты можно рассматривать как фрагменты жесткой сферической оболочки, перемещающиеся по поверхности Земли. В этом случае для количественного описания перемещений литосферных плит по сферической поверхности Земли обычно используют теорему Эйлера, сформулированную им еще в 1777 г. Применительно к задаче определения параметров движения жестких сферических оболочек - литосферных плит по поверхности земного шара эта теорема утверждает, что в каждый данный момент времени любое такое движение может быть представлено поворотом плиты с определенной угловой скоростью относительно оси, проходящей через центр Земли и некоторую точку на ее поверхности, называемую полюсом вращения этой плиты.

В процессе подробного изучения тектонического строения океанского дна выяснилось одно замечательное правило. Оказалось, что практически все рифтовые разломы всегда ориентированы на соответствующие полюса раздвижения плит, а сопряженные с ними трансформные разломы всегда перпендикулярны этим направлениям. Следовательно, сеть рифтовых и трансформных разломов, возникающих между двумя раздвигающимися плитами, всегда ориентирована по меридианам и широтным кругам, проведенным из полюса взаимного вращения плит. Из теории Эйлера следует, что скорость взаимного смещения двух литосферных плит будет меняться с удалением от полюса вращения по закону синуса полярного угла данной точки, отсчитываемой от этого же полюса вращения плит. В результате учета особенностей движений плит теорема Эйлера позволила по палеомагнитным аномалиям на океанском дне количественно рассчитывать перемещения всего ансамбля литосферных плит по поверхности Земли и строить палеогеодинамические реконструкции положений древних океанов и континентов в прошлые геологические эпохи.

2. Иные классификации тектонических движений

Американский геолог Г. Джильберт предложил (1890), а немецкий геолог Х. Штилле развил (1919) классификацию "Тектонические движения" с разделением их на эпейрогенические, выражающиеся в длительных поднятиях и опусканиях крупных участков земной поверхности, и орогенические, проявляющиеся эпизодически (орогенические фазы) в определённых зонах образованием складок и разрывов и ведущие к формированию горных сооружений. Эта классификация применяется до сих пор, но её основной недостаток -- объединение в единое понятие орогенеза двух принципиально различных процессов -- складко- и разрывообразования, с одной стороны, и горообразования -- с другой. Поэтому были предложены др. классификации. Одна из них (советские геологи А. П. Карпинский, М. М. Тетяев и др.) предусматривала выделение колебательных складко- и разрывообразующих тектонических движений, другая (немецкий геолог Э. Харман и голландский учёный Р. В. ван Беммелен) -- ундационных (волновых) и ундуляционных (складчатых) тектонических движений. Стало ясным, что тектонические движения весьма разнообразны как по форме проявления, так и по глубине зарождения, а также, очевидно, по механизму и причинам возникновения. По другогу принципу тектонические движения были разделены ещё М. В. Ломоносовым на медленные (вековые) и быстрые. Быстрые движения связаны с землетрясениями и, как правило, отличаются высокой скоростью, на несколько порядков превышающей скорость медленных движений. Смещения земной поверхности во время землетрясений составляют несколько м, иногда более 10 м. Однако такие смещения проявляются эпизодически и в сумме дают эффект, не намного превышающий эффект медленных движений.

Тектонические движения отличаются определённой периодичностью или неравномерностью, которая выражается в изменениях знака и (или) скорости во времени. Относительно короткопериодические вертикальные движения с частой переменой знака (обратимые) называются колебательными. Горизонтальные движения обычно длительно сохраняют свою направленность и являются необратимыми. Колебательные тектонические движения, вероятно, служат причиной трансгрессий и регрессий моря, образования морских и речных террас. По времени проявления выделяют новейшие тектонические движения, которые непосредственно отражаются в современном рельефе Земли и поэтому распознаются не только геологическими, но и геоморфологическими методами, и современные тектонические движения, которые изучаются также и геодезическими методами. Они составляют предмет исследования неотектоники.

Тектонические движения отдалённого геологического прошлого устанавливаются по распространению трансгрессий и регрессий океана, по суммарной толщине (мощности) накопившихся осадочных отложений, по распределению их фаций и источников обломочного материала, снесённого в депрессии. Таким способом выясняется вертикальная компонента перемещения верхних слоев земной коры или поверхности консолидированного фундамента, расположенного под осадочным чехлом. В качестве репера используется уровень Мирового океана, который считают почти постоянным, с возможными отклонениями до 50--100 м при таянии или образовании ледников, а также более значительными отклонениями -- до нескольких сот м в результате изменения ёмкости океанических впадин при их разрастании и образовании срединно-океанических хребтов.

Крупные горизонтальные перемещения, которые признаются не всеми учёными, устанавливаются как по геологическим данным, путём графического выпрямления складок и восстановления надвинутых толщ горных пород в первоначальном положении, так и на основании изучения остаточной намагниченности горных пород и изменений палеоклимата. Считается, что при достаточном количестве палеомагнитных и геологических данных можно восстанавливать былое расположение материковых глыб и определять скорость и направление перемещений, происходивших в последующее время, например с конца палеозойской эры.

3. Скорости и направления движения плит

тектонический разлом литосферный геомагнитный

Начиная с раннего протерозоя скорость движения литосферных плит последовательно снижалась с 50 см/год до ее современного значения около 5 см/год.

Снижение средней скорости движения плит будет происходить и далее, вплоть до того момента, когда благодаря увеличению мощности океанических плит и их трению друг о друга оно вообще не прекратится. Но произойдет это, по-видимому, только через 1-1,5 млрд лет.

Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне. Эти аномалии, как теперь установлено, появляются в рифтовых зонах океанов благодаря намагничиванию излившихся на них базальтов тем магнитным полем, которое существовало на Земле в момент излияния базальтов.

Но, как известно, геомагнитное поле время от времени меняло направление на прямо противоположное. Это приводило к тому, что базальты, излившиеся в разные периоды инверсий геомагнитного поля, оказывались намагниченными в противоположные стороны.

Но благодаря раздвижению океанского дна в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов более древние базальты всегда оказываются отодвинутыми на бoльшие расстояния от этих зон, а вместе с океанским дном отодвигается от них и "вмороженное" в базальты древнее магнитное поле Земли.

Рис. Скорость смещения плит в мм в год.

Раздвижение океанической коры вместе с разнонамагниченными базальтами обычно развивается строго симметрично по обе стороны от рифтового разлома. Поэтому и связанные с ними магнитные аномалии также располагаются симметрично по обоим склонам срединно-океанических хребтов и окружающих их абиссальных котловин. Такие аномалии теперь можно использовать для определения возраста океанского дна и скорости его раздвижения в рифтовых зонах. Однако для этого необходимо знать возраст отдельных инверсий магнитного поля Земли и сопоставить эти инверсии с наблюдаемыми на океанском дне магнитными аномалиями.

Возраст магнитных инверсий был определен по детальным палеомагнитным исследованиям хорошо датированных толщ базальтовых покровов и осадочных пород континентов и базальтов океанского дна. В результате сопоставления полученной таким путем геомагнитной временной шкалы с магнитными аномалиями на океанском дне удалось определить возраст океанической коры на большей части акваторий Мирового океана. Все океанические плиты, сформировавшиеся раньше поздней юры, уже успели погрузиться в мантию под современными или древними зонами поддвига плит, и, следовательно, не сохранилось на океанском дне и магнитных аномалий, возраст которых превышал бы 150 млн лет.

Приведенные выводы теории позволяют количественно рассчитывать параметры движения в начале двух смежных плит, а затем и для третьей, взятой в паре с одной из предыдущих. Таким путем постепенно можно вовлечь в расчет главные из выделенных литосферных плит и определить взаимные перемещения всех плит на поверхности Земли. За рубежом такие расчеты были выполнены Дж. Минстером и его коллегами, а в России - С.А. Ушаковым и Ю.И. Галушкиным. Оказалось, что с максимальной скоростью океанское дно раздвигается в юго-восточной части Тихого океана (возле о. Пасхи). В этом месте ежегодно наращивается до 18 см новой океанической коры. По геологическим масштабам это очень много, так как только за 1 млн лет таким путем формируется полоса молодого дна шириной до 180 км, при этом на каждом километре рифтовой зоны за то же время изливается примерно 360 км3 базальтовых лав! По этим же расчетам Австралия удаляется от Антарктиды со скоростью около 7 см/год, а Южная Америка от Африки - со скоростью около 4 см/год. Отодвигание Северной Америки от Европы происходит медленнее - 2-2,3 см/год. Еще медленнее расширяется Красное море - на 1,5 см/год (соответственно здесь меньше изливается и базальтов - всего 30 км3 на каждый погонный километр Красноморского рифта за 1 млн лет). Зато скорость "столкновения" Индии с Азией достигает 5 см/год, чем объясняются развивающиеся на наших глазах интенсивные неотектонические деформации и рост горных систем Гиндукуша, Памира и Гималаев. Эти деформации и создают высокий уровень сейсмической активности всего региона (тектоническое влияние столкновения Индии с Азией сказывается и далеко за пределами самой зоны столкновения плит, распространяясь вплоть до Байкала и районов Байкало-Амурской магистрали). Деформации Большого и Малого Кавказа вызываются давлением Аравийской плиты на этот район Евразии, однако скорость сближения плит здесь существенно меньше - всего 1,5-2 см/год. Поэтому меньшей здесь оказывается и сейсмическая активность региона.

Современными геодезическими методами, включая космическую геодезию, высокоточные лазерные измерения и другими способами установлены скорости движения литосферных плит и доказано, что океанические плиты движутся быстрее тех, в структуру которых входит континент, причем, чем толще континентальная литосфера, тем скорость движения плиты ниже.

Заключение

Расходящиеся "обломки" материков когда-то и где-то (например, на противоположной стороне Земного шара) вновь собираются вместе. Возникает новый большой материк или даже сверхматерик, собранный из всех материков, и процесс повторяется снова. Цикл занимает примерно 500 миллионов лет (200 - движения материков друг к другу, 100 - существования единого сверхматерика Пангеи, 200 - расхождения материков). Достоверно, что материки на Земном шаре не менее двух раз собирались воедино (Пангея-I и Пангея-II). Есть и нисходящие мантийные струи, или противоструи (под океаном или под недавно "собравшимся" большим материком, пока тепло ещё не накопилось под ним). В настоящее время (последние 200 с лишним миллионов лет) восходящая мантийная струя "бьётся" в Африку, куполообразно вспучивая этот континент. Поэтому в Африке почти нет длинных горных хребтов вроде Анд или Гималаев, но зато вся она приподнятая. Африка - центр бывшего сверхматерика Пангея-II. 180 миллионов лет назад Пангея-II раскололась, сначала образовались Гондвана (южный сверхматерик) и Лавразия (северный сверхматерик), которые потом тоже раскололись, и во все стороны разбежались современные материки и их части: Южная Америка, Австралия, Антарктида, Индия (части южного сверхматерика), Северная Америка, Восточная Европа и Сибирь (части северного материка). Они всё ещё продолжают разбегаться в разные стороны, а сама Африка всё ещё продолжает раскалываться. Новые трещины - пролив у Мадагаскара, Красное море, разлом с озёрами Танганьика и Ньяса. Старые трещины - Атлантический и Индийский океаны. В их срединных частях находятся подводные хребты (срединные океанические хребты). Это швы, вблизи которых рождается новая земная кора. Расходящиеся материки обладают спокойным берегом, который обращён к Африке, и бурным противоположным берегом. Там дымят вулканы, растут горы (Кордильеры и Анды в Америке), часто происходят землетрясения. Из-за надвижения материков сокращается и как бы закрывается Тихий океан, опоясанный Тихоокеанским вулканическим кольцом (местом столкновения литосферных плит). Где-то под Тихим океаном или под юго-восточной частью Евразии имеется нисходящая струя. Здесь сталкиваются обломки материков. В движении материков, наряду с упорядоченностью, наблюдается и хаотичность из-за того, что во многом хаотичны конвективные струи горячего и холодного вещества в мантии, то есть многие геодинамические процессы нелинейны. Восходящая и нисходящая струи могут быть и не в строго противоположных частях планеты (первая под Африкой, вторая под Азией). За счёт этого, возможно, поддерживается асимметрия планеты: в одном полушарии - Тихий океан, в другом - материки; на севере больше материков, на юге - воды и т.д.