Основные положения теории

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 (т. е. твёрдую и прочную) 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.

Таким образом, под тектоникой литосферных плит мы будем понимать геологическую теорию, которая рассматривает строение, образование и взаимные перемещения литосферных плит, сопровождаемые их деформациями, магматическими проявлениями и другими процессами, приводящими к формированию земной коры и связанных с ней полезных ископаемых. В этом определении ничего не говорится о причинах движения литосферных плит, поскольку эту задачу решает смежная дисциплина — геодинамика, о ней речь велась в предыдущих главах.

Особенностью литосферных плит является их долговременная жёсткость и способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того чтобы литосферную плиту разрушить или деформировать, необходимо приложить к ней дополнительные механические напряжения, превышающие предел прочности слагающих её пород, примерно равный 1 т/см².

В процессе изучения верхней, жёсткой оболочки Земли — литосферы — было установлено, что она состоит из земной коры и подстилающей её подкоровой части литосферы. Как уже отмечалось в разделе 2.3, земная кора континентов в основном сложена гранитоидами и породами среднего состава, сверху континентальная кора обычно бывает перекрыта осадками. Суммарная мощность коры меняется от 30 до 80 км (в среднем близка к 40 км). Консолидированная океаническая кора более тонкая — обычно достигает 6,5-7 км — и сложена (сверху вниз) базальтами, габбро и серпентинитами. Мощность осадочных отложений на океанической коре не постоянная: она увеличивается в береговых зонах океанов и выклинивается на гребнях срединно-океанических хребтов. В среднем же мощность океанических осадков достигает 500 м. Снизу океаническая кора подстилается массивными ультраосновными породами — перидотитами и лерцолитами. Суммарная мощность океанических литосферных плит меняется в пределах от 2-3 км в районе рифтовых зон океанов до 80-90 км вблизи океанических берегов. Толщина древних континентальных плит достигает 200-250 км.

С глубиной, как известно, температура в Земле постепенно возрастает. Под океаническими плитами температура мантии достигает температуры плавления мантийных пород (см. рис. 19).



Поэтому за подошву литосферы под океанами принимается поверхность начала плавления мантийного вещества с температурой его солидуса. Ниже океанической литосферы мантийное вещество оказывается частично расплавленным и пластичным с пониженной вязкостью. Пластичный слой мантии под такой литосферой обычно выделяется в качестве самостоятельной оболочки -астеносферы. Последняя чётко выражена только под океаническими плитами (под океанами она и была впервые обнаружена как слой, образующий сейсмический волновод). Под мощными континентальными плитами астеносфера фактически отсутствует, хотя они также подстилаются пластичным веществом верхней мантии (см. 19).

Астеносфера играет определяющую роль в формировании базальтового магматизма океанических плит и при взаимодействии конвективного массообмена мантии с литосферной оболочкой. Базальтовый же магматизм континентальных плит может проявиться только в том случае, когда горячее мантийное вещество благодаря расколу плиты может подняться до уровня начала плавления этого вещества (приблизительно на глубинах около 80-100 км).

В отличие от литосферы астеносфера не обладает пределом прочности, и её вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений, хотя этот процесс из-за высокой вязкости астеносферного вещества — порядка 10¹⁸-10²⁰ П развивается чрезвычайно медленно (для сравнения отметим, что вязкость воды равняется 10^-2 П, жидкой базальтовой лавы — 10⁴-10⁶, льда — около 10¹³ и каменной соли — порядка 10¹⁸ П). Под влиянием господствующих в недрах Земли высоких гидростатических давлений температура плавления силикатов с глубиной возрастает быстрее, чем сама температура мантии. Следовательно, глубже астеносферы частичное плавление мантийного вещества уже не должно происходить, хотя по свойствам оно остаётся пластичным, напоминающим сверхвязкую жидкость с вязкостью около 10²²-10²³ П.

На Земле выделяют семь крупных плит: Тихоокеанскую, Евразийскую, Индо-Австралийскую, Антарктическую, Африканскую, Североамериканскую и Южноамериканскую, и столько же плит средних размеров: плиты Наска и Кокос на востоке Тихого океана, Филиппинскую, Аравийскую, Сомалийскую, Карибскую и плиту Скотия, расположенную между Южной Америкой и Антарктидой. Иногда в пределах крупных континентальных плит выделяют как самостоятельные средние плиты, например Амурскую, Южно-Китайскую, Индонезийскую, и множество мелких: Панонскую, Анатолийскую, Таримскую и др. Все плиты перемещаются относительно друг друга, поэтому их границы обычно чётко маркируются зонами повышенной сейсмичности (см. рис. 6).



Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить относительно друг друга. В первом случае между плитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, во втором — зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной из плит на другую, в третьем — сдвиговые зоны, трансформные разломы, вдоль которых и происходит смещение соседних плит.

В соответствии с разным характером деформаций, возникающих по периферии плит, различают три типа границ. К первому, или дивергентному, относятся границы плит, вдоль которых происходят раздвижения (спрединг) литосферных плит с образованием рифтовых зон (см. рис. 5).



В океанах этим границам отвечают гребни срединно-океанических хребтов: в Северном Ледовитом океане — хр. Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей; в Атлантическом — хр. Рейкьянес, Северо-Атлантический, ЮжноАтлантический и Африканско-Антарктический; в Индийском океане — хр. ЗападноИндийский, 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.

Дивергентным границам плит в океанах соответствует мощнейший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, и мелкофокусная сейсмичность. На континентах дивергентные границы плит отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным бимодальным базальтово-сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями (до 200 км).

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: сопряжённые 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 жёлоб перед одноимёнными 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 Q, поскольку в опускающейся холодной литосферной плите затухание сейсмических волн всегда оказывается меньшим, чем в окружающей эту плиту горячей и частично расплавленной мантии. Зонам поддвига плит свойствен известково-щелочной магматизм андезитового состава. Андезитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужных структур (см. рис. 7).



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 путём, 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.

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 срединноокеанические 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 1 200 км. Это так называемые великие разломы дна Тихого океана: Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион и Клиппертон. Примером границ третьего типа на континентах может служить разлом Сан-Андреас в Калифорнии. В рельефе океанические трансформные разломы чётко фиксируются сопряжёнными параллельными структурами узких хребтов и ложбин с крутой общей стенкой (рис. 81). 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 (см. рис. 58). 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 подъёмы его рельефа амплитудой до 6 км (см. рис. 12).





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 жёсткой 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 ещё в 1777 г. Применительно к задаче определения параметров движения жёстких 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 определённой угловой скоростью относительно оси, проходящей через центр Земли и некоторую точку на её 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 сопряжённые 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, проведённым 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 учёта 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.



Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне (см. рис. 8). Напомним ещё раз, что 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 большие расстояния от этих зон, а вместе с океанским дном отодвигается от них и «вмороженное» в базальты древнее магнитное поле Земли.

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 (см. рис. 8). 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 определён по детальным палеомагнитным исследованиям хорошо датированных толщ базальтовых покровов и осадочных пород континентов и базальтов океанского дна (рис. 82). В результате сопоставления полученной таким путём геомагнитной временной шкалы с магнитными аномалиями на океанском дне удалось определить возраст океанической коры на большей части акваторий Мирового океана (см. рис. 9).





Приведённые 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 путём постепенно можно вовлечь в расчёт главные из выделенных литосферных плит и определить взаимные перемещения всех плит на поверхности Земли.

За рубежом такие расчёты были выполнены Дж. Минстером и его коллегами, а в России — С. А. Ушаковым и Ю. И. Галушкиным (рис. 83). 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 путём 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 расчётам 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. Ещё 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.



Важность приведённых расчётов очевидна, поскольку они позволяют количественно оценивать современную тектоническую активность Земли и объёмы магматических излияний в современных рифтовых зонах. Но, оказывается, пользуясь аналогичной методикой и последовательно совмещая друг с другом одновозрастные магнитные аномалии, можно и для прошлых геологических времён строить точные реконструкции положения континентов и океанов (со срединно-океаническими хребтами в них) и определять скорости раздвижения или пододвигания под островные дуги океанского дна. За последние годы большое число таких палеогеодинамических реконструкций было построено Л. П. Зоненшайном и его коллегами (1976, 1977) для всего временного интервала существования магнитных аномалий на современном океанском дне, т. е. с позднего мезозоя и до наших дней.

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. Поэтому для более древних геологических эпох могут строиться только приближенные палеогеографические реконструкции с использованием палеомагнитных данных по континентам. Такие реконструкции, построенные А. Смитом и Дж. Брайденом (1977), охватывают интервал времени до раннего триаса включительно (220 млн лет). В России аналогичные реконструкции были построены А. М. Городницким и Л. П. Зоненшайном для всего фанерозоя (1977).