Лекция 7. Литосферные плиты. Тектоника литосферных плит

Литосферная оболочка Земли разбита на отдельные блоки, вертикальные размеры которых много меньше горизонтальных. Эти блоки называются литосферными плитами. Особенность литосферных плит – их жесткость и способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того чтобы литосферную плиту разрушить или деформировать необходимо к ней приложить дополнительные механические напряжения, превышающие предел ее условно-мгновенной прочности, примерно равный 1 т/см. Суммарная мощность океанической литосферы меняется в пределах 2-3 км в районе рифтовых зон океанов до 80-90 км вблизи континентальных окраин. Толщина континентальной литосферы достигает 200 – 220 км.

Крупные литосферные плиты планеты хорошо отражаются на мировой карте сейсмичности. Самая крупная по площади плита – Тихоокеанская. Она целиком состоит из океанической литосферы и занимает большую часть дна от оси Восточно-Тихоокеанского поднятия. До системы глубоководных желобов северного и западного обрамления этого океана.

Много меньше по площади плита Наска, которая также целиком состоит из океанической литосферы и занимает дно Тихого океанак востоку от оси ВТП до оси Перуано-Чилийского желоба. К крупным литосферным плитам, полностью состоящим из океанической литосферы также можно отнести плиту Кокос.

К крупным литосферным плитам, состоящим как из океанической, так и из континентальной литосферы относят Северо-Американскую, Южно-Американскую, Африканскую, Евразийскую, Индо-Австралийскую, Антарктическую.

Кроме этих плит обычно выделяется несколько средних плит, из которых самые крупные – Филиппинская, Скотия и Карибская, и несколько десятков более мелких плит. Некоторые малые плиты входят в состав Альпийско-Гималайского и Циркум-Тихоокеанского планетарных поясов сжатия литосферы. Все эти малые плиты объединены общей геодинамической особенностью: они подчинены границам сжимающих их более крупных плит. Многие из этих малых плит фактически являются коровыми пластинами.

Литосферу снизу подстилает пластичная астеносфера, которая не обладает пределом прочности и ее вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений, увлекая за собой жесткие литосферные плиты. Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходит под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться, скользить друг относительно друга. В соответствии с разным типом движений литосферных плит друг относительно друга и возникающих при этом по периферии плит деформаций, различают три основных типа границ литосферных плит.

К первому или дивергентному, относятся границы плит, вдоль которых происходит раздвижение литосферных плит с образованием рифтовых зон и непрерывным рождением новой океанической коры. Такие границы называют еще конструктивными. Многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанической литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон.

Предположение о формировании земной коры в пределах срединно-океанических хребтов при их раздвиге мантийной конвекцией, подъеме и кристаллизации базальтовой магмы высказывал еще А. Холмс в 30-40 годах, уподобив расходящуюся от активной зоны океанскую кору бесконечным лентам транспортера. Эта идея получила дальнейшее развитие после того как Г.Хесс (1960) положил ее в основу представлений об эволюции океанов. Р. Дитц (1961) ввел термин спрединг морского дна.

Дивергентным границам литосферных плит в океанах соответствует мощнейший базальтовый магматизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах СОХ, и мелкофокусная сейсмичность. В рифтовых зонах океанов базальтовые расплавы, выплавляющиеся из разогретого и пластичного материала магматических очагов, расположенных под осевой зоной СОХ, существенно легче базальтов, слагающих океаническую кору, и вследствие этого они достаточно быстро поднимаются к поверхности. Поэтому в пределах океанических рифтовых зон извергаются недифференцированные базальтовые расплавы. В осевой части СОХ, где глубина отделения расплавов всего 3-10 км, в составе лав – преимущественно толеитовые базальты.

Однако дивергентный тип границ литосферных плит встречается не только в пределах СОХ, но и на континентах. На континентах к зарождающимся границам подобного типа относятся Восточно-Африканская рифтовая система и возможно Байкальский рифт в Азии. Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами.

Центральное положение в континентальной рифтовой зоне обычно занимает долина шириной до 40-50 км, ограниченная сбросами, нередко образующие ступенчатые системы. Тектонические блоки на обрамлении континентального рифта бывают приподняты до отметок 3000 – 3500 м. Нередко рифты осложнены продольными или диагональными горстами.

Континентальный рифтогенез сопровождается излиянием трапповых базальтов и контрастным базальтово-сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями. В континентальных рифтах процесс рифтогенеза сопровождается утонением литосферы и подъемом высокотемпературных мантийных расплавов. Мантийные расплавы, поднявшись в зону более легких пород континентальной коры, задерживаются в них, формируя промежуточные очаги на глубинах порядка первых десятков километров. Здесь происходят процессы дифференциации расплавов и взаимодействия их с контрастными по составу вмещающими породами. Состав вулканических пород континентальных рифтов крайне разнообразен. Здесь представлены изверженные породы субщелочного и щелочного рядов: трахиты, трахиандезиты, щелочные базальты, нефелиниты. Из пород нормального ряда для континентальных рифтов наиболее характерны кислые дифференциаты – от авгитовых андезитов до липаритов.

Физические модели образования рифтов учитывают наблюдаемую концентрацию растяжений в сравнительно узкой полосе, где происходит соответствующее уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны образуется все более тонкая «шейка», вплоть до разрыва и раздвига континентальной коры с их заполнением корой океанского типа. В разных рифтах такой критический момент наступает, по-видимому, при разной предельной толщине сиалической коры и означает переход от континентального рифтогенеза к океаническому. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратившихся благодаря раздвижению плит из континентальных в океанические, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива Индийского океана.

К границам второго, или конвергентного типа, относятся зоны подвига плит, в которых океанические литосферные плиты пододвигаются под островные дуги либо под континентальные окраины андийского типа. Так как на конвергентных границах происходит поглощение коры, то они еще называются деструктивными. Этим границам обычно соответствуют очень характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (достигающих по высоте 7-8 км), если подвиг происходит под континенты. Примерами таких границ могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане.

Различают три главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию, обдукцию и коллизию.

Субдукция развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океаническая литосферы, или океаническая с океанической. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океаническая) уходит под другую, а затем погружается в мантию.

Различают два основных тектонических типа зон субдукции: окраинно-материковый (андский) и океанский (маринаский). Для андского типа характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле. При образовании зон субдукции океанского типа более древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера погружается под более молодую, на краю которой образуется островная дуга. Примером таких зон субдукции могут служить такие островодужые системы как Марианская, Идзу-Бонинская, Тонга-Кермадек, Юных Антил и т.д.

Наиболее выразительным проявлением современной субдукции служат сейсмофокальные зоны (землетрясения) и очаги магматизма. Сейсмофокальные зоны районов субдукции получили название «зон Беньофа». Все зоны Беньофа ориентированы наклонно. В окраинно-материковых системах, они всегда погружаются в сторону континента, поскольку субдуцирует именно океаническая литосфера. В зонах субдукции океанского типа направление наклона не контролируется местонахождением ближайшего континента. Здесь при конвергентном взаимодействии двух плит океанической литосферы погружается та, которая древнее, а следовательно, толще и тяжелее. Соответственно зона Беньофа наклонена под более молодую океаническую литосферу, где бы она ни находилась.

Погружение литосферы до определенной глубины порождает очаги упругих колебаний (очаги землетрясений), а далее погружение продолжается как асейсмичный процесс. Глубина размещения очагов землетрясений в пределах зоны Беньофа имеет ряд особенностей. Глубинность зон Беньофа зависит главным образом, от зрелости субдуцирующей океанической литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась. Неслучайно, что среди сейсмофокальных зон, уходящих до максимальных глубин 600 – 700 км – Японская, Марианская, Тонга, Кермадек, где субдуцирует литосфера возрастом 120 – 150 млн. лет. Напротив, там, где субдуцирует тонкая и высокотемпературная литосфера сейсмофокальные зоны размещаются до глубин 100 – 200 км, а иногда и менее.

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа – скорость субдукции. При высоких скоростях (9 – 11 см/год) даже относительно молодая океаническая литосфера сохраняет свои упругие свойства до глубин около 600 км (Камчатка). И, наоборот, при низких скоростях (2-4 см/год) литосфера даже более зрелая становится асейсмичной уже на глубинах 250 – 300 км (Новая Зеландия).

Еще одним из маркеров зон субдукции является магматизм.

Нормальное взаимодействие континентальной и океанической литосферы на конвергентных границах выражается субдукцией. Только местами и на короткое время появляется такое сочетание тектонических условий, при котором океаническая литосфера бывает поднята и надвинута на континентальную окраину. В 1971 году Р. Колман предложил для обозначения этого тектонического процесса термин обдукция. Датировка хорошо сохранившихся фрагментов океанической литосферы, залегающих в виде пологих тектонических покровов поверх осадочных или вулканических формаций на континентальных окраинах, позволяет сделать предположение о том, что океаническая литосфера сформировалась незадолго до своей обдукции. К моменту надвигания это была молодая, тонкая и еще не охлажденная литосфера с относительно низкой средней плотностью и поэтому, в соответствии с изостазией, высоким гипсометрическим положением. Последнее, по-видимому, можно считать одним из необходимых условий обдукции. Для суждения о механизмах обдукции важно и то, что в надвинутых фрагментах представлена только верхняя часть океанической литосферы. Это означает, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океанической литосферы. Только она надвигалась затем на континентальную окраину, нижняя часть перидотитов литосферы перемещалась и деформировалась на глубине.

Отслаивание верхов литосферы начиналось в условиях океанического дна, где, судя по геофизическим данным, при сжатии формируются сколы, переходящие в надвиги. В ряде случаев по пологим надвигам происходило сдваивание разреза верхов океанической литосферы и уже такой сдвоенный пакет обдуцировал на континентальную кору.

Обдукция на краю океанического бассейна происходит как у активных, так и у пассивных его окраин. Н. Кристенсен и М. Сэлсбари предложили модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной. Если хребет простирается приблизительно параллельно окраине, то в ходе субдукции континентальная плита перекроет ближайшее его крыло и придет в соприкосновение с поднятым краем другого крыла, которое в результате может оказаться надвинутым. При дальнейшем движении литосферных плит возможно возобновление субдукции, а на континентальной окраине останется надвинутая на нее пластина океанической литосферы. Весьма вероятно, что подобный процесс происходит по границе совсем еще тонкой литосферы и астеносферы.

Однако самые крупные фрагменты океанической литосферы обдуцированы на пассивные континентальные окраины. При этом осадки континентального склона и шельфа были последовательно вовлечены в надвигание. Э. Мурс выдвинул предположение, что надвигание на пассивную окраину возможно при наличии вблизи нее зоны субдукции, погружающейся от континента. По мере субдукции внутриплитна граница океанической и континентальной литосферы приближается к желобу и наступает момент, когда край континента пододвигается под островодужное крыло. Низкая плотность гранитного слоя препятствует его опусканию в астеносферу, происходит изостатическое всплывание континентальной окраины вместе с надвинутой на нее пластиной океанической литосферы. При дальнейшей конвергенции двух плит на глубину уходит океаническая, закладывается новая зона субдукции встречного направления, пассивная континентальная окраина тем самым преобразуется в активную.

Каждый эпизод обдукции оставляет в строении континентальной окраины отчетливый след в виде перемещенного на нее фрагмента океанической литосферы. И все же относительная роль этого тектонического процесса на конвергентных границах плит чрезвычайно мала.

Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная литосфера, то относительно легкие сиалические породы не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные структуры и горообразование. В условиях тектонического скучивания и утолщения континентальной коры в ней образуются очаги гранитной магмы. Так на конвергентной границе вместо субдукции развивается коллизия, т.е. столкновение литосферных плит – геодинамический режим, который в настоящее время проявляется на протяжении многих тысяч километров вдоль Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса и выражен соответствующей сейсмичностью.

Наряду с коллизией «континент-континент» иногда различают коллизию континента и островной дуги или двух островных дуг. Образование зон коллизии возможно при сжатии сравнительно узких бассейнов красноморского типа, замыкание которых обычно сопровождается обдукцией офиолитов. Однако гораздо чаще коллизии предшествует сближение континентальных единиц, обрамлявших более крупные бассейны, которое происходит по мере субдукции разделявшей их океанической литосферы. Такое сближение завершается переходом от субдукции к коллизии, что можно наблюдать в настоящее время на границе Евразийской и Австралийской плит. В настоящее время коллизия и связанные с ней движения и деформации максимальны на трех отрезках Альпийско-Гималайского пояса, где южной окраине Евразии противостоят выступы континентальных плит Индостана и Аравии, а также активно смещавшаяся на север Адриатическая микроплита. В этих местах формируются пережимы складчатого пояса.

Наряду с интенсивными складчато-надвиговыми деформациями зонам коллизии свойственны проявления высокоградиентного метаморфизма, в том числе высокотемпературного. Весьма разнообразен и вулканизм коллизионных регионов.

Детальными исследованиями СОХ было установлено, что их гребни и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно, а как бы разорваны на отдельные сегменты трансформными разломами, по которым обычны только чисто сдвиговые смещения плит. Это и есть границы третьего типа, или трансформные разломы. Как правило эти разломы всегда располагаются перпендикулярно к простиранию рифтовых трещин. При этом активными участками разломов служат 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 из таких разломов не превышает десяти или нескольких десятков километров, но изредка может достигать и нескольких сотен километров.

Трансформные разломы иногда пересекают зоны подвига плит или протягиаются от них к рифтовым зонам, но подавляющее их большинство рассекает только СОХ. Наиболее крупные из них – разломы Гиббс, Атлантис, Вима, Романш, Азоро-Гибралтарский в Атлантическом океане, разломы Оуэн, Принс Эдуард, Амстердам в Индийском океане, разломы Маккуори, 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 тысячи километров. Это так называемые великие разломы Тихого океана: Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион и Клиппертон. Примером границ третьего типа на континентах может служить разлом Сан-Андреас в Калифорнии, Левантийский, Анатолийский и др.