Тектоника литосферных плит Земли

Извержение вулкана

Лицо Земли все время меняется, но с едва заметной скоростью. В настоящее время известно, что Земля является высоко динамичной планетой — гораздо более динамичной, чем все другие планеты земной группы (Меркурий, Венера и Марс) и Луны — поверхность которой изменялась много раз за геологическое время. На Земле этот динамизм проявляется в движении континентов, и называется дрейфом континентов.

Содержание:

1. Введение

Время от времени дрейф континентов приводил к тому, что континенты распадались на множество более мелких сухопутных массивов, а во время их столкновений образовывались обширные суперконтиненты с огромными горными цепями вдоль мест соприкосновений (рисунок 1). Такая постоянная перестройка оказала глубокое влияние на геологию поверхности нашей планеты. Это также повлияло на гидросферу из-за изменений формы и размеров океанов, циркуляции атмосферы над океанами, границах климатических зон Земли и, возможно, даже на биосферу и ход эволюции самой жизни.

Земля образовалась из изначальной туманности, а затем сформировала свою слоистую структуру (то есть ядро, мантию и земную кору). Существуют физические и химические различия между этими тремя слоями, различия, которые отличают мантию от земной коры. Тепло, которое вырабатывается внутри Земли, движет силами, приводящими к образованию и разрушению океанических бассейнов и, в конечном счете, движению континентов.

Древний суперконтинент ПангеяРис. 1 (а) суперконтинент Пангея (б) современное расположение материков

2. От континентального дрейфа к тектонике литосферных плит

2.1 Континентальный дрейф

Представление о том, что континенты постоянно разрушались и вновь собирались на протяжении всей истории Земли, сейчас широко распространено. Величайшая революция в понимании того, как работает наша планета, известная как тектоника литосферных плит Земли, произошла в 1960-х годах и была настолько важной, что ее можно сравнить с огромными достижениями в физике, последовавшими за теорией относительности Эйнштейна. Согласно теории тектоники плит, поверхность Земли делится на жесткие плиты континентальной и океанической литосферы, которые движутся относительно друг друга и которые увеличиваются или уменьшаются по площади.

Профессор Вегенер
Prof. Dr. Alfred Wegener

Основание теории, которую мы теперь называем тектоникой плит, в значительной степени приписывают немецкому метеорологу Альфреду Вегенеру (1880–1930). Идея о том, что континенты могли изначально занимать разные позиции, не была новой, но Вегенер был первым, кто представил тщательно выполненные научные доказательства.

Эволюция теории тектоники плит

В 1620 году английский философ Франсис Бэкон в книге «Новый Органон» первым обратил внимание на поразительное сходство береговой линии континентов по разные стороны Атлантики.

В 1858 году итальянский географ Антонио Снидер-Пеллегрини соединил пять континентов. Он предположил, что ранее континенты были единым целым время каменноугольного периода, потому что ископаемые остатки растений в угленосных толщах этого возраста были очень похожи в Европе и Северной Америке. Он предположил, что Америка есть не что иное, как легендарная Атлантида, отколовшаяся от Африки и Европы.

1885 г. Австрийский геолог Эдвард Сеусс выявил сходство между ископаемыми растениями Южной Америки, Индии, Австралии, Африки и Антарктиды. Он предложил название «Гондвана» (в честь коренной родины гондцев в северной части центральной Индии) для древнего суперконтинента, который составлял эти массивы суши.

В 1910 году американский физик и гляциолог Фрэнк Берсли Тейлор предложил концепцию «континентального дрейфа», чтобы объяснить очевидную геологическую похожесть американского Аппалачского горного пояса (простирающегося от Алабамы до Ньюфаундленда) с Каледонскими горами северо-западной Европы (Шотландия и Скандинавия), которые сейчас находятся на противоположных сторонах Атлантического океана.

1912 Альфред Вегенер предложил доработанную теорию континентального дрейфа. Первоначально он был поражен почти идеальной схожестью между береговыми линиями Африки и Южной Америки, а также общностью их геологических особенностей, окаменелостей и свидетельств оледенения, затронувшего эти два отдельных континента. Он собрал значительное количество данных в своей теории и предположил, что во время поздней перми все континенты были когда-то объединены в суперконтинент, который он назвал Пангея, что означает «вся Земля». Он нарисовал карты, показывающие, как континенты с тех пор переместились на сегодняшние позиции. Он предположил, что Пангея начала распадаться сразу после начала мезозойской эры, около 200 млн лет назад, и что континенты затем медленно переместились на свои нынешние позиции.

1920-1960 для оспаривания теории Вегенера использовался ряд геофизических аргументов. Самым главным аргументом было отсутствие механизмов, достаточно сильных для «перемещения континентов через океанические бассейны», и это серьезно подрывало доверие к его идеям. Теория дрейфа континентов оставалась весьма спорной идеей.

В 1937 году южноафриканский геолог Александр дю Туа фактически привел еще ряд аргументов в поддержку идеи дрейфа континентов, нарисовав карты древнего северного суперконтинента под названием Лавразия (то есть собранные массивы суши, которые должны были стать Северной Америкой, Гренландией, Европой и Азией). Идея Лавразийского континента дала объяснение распределению останков экваториальных углеобразующих растений и, следовательно, широко разбросанных угольных месторождений в Северном полушарии.

1944 Теория Вегенера последовательно отстаивалась в течение 1930-х и 1940-х годов Артуром Холмсом, выдающимся британским геологом и геоморфологом. Холмс во время обучения в аспирантуре выполнил первое урано-свинцовое радиоизотопное датирование, чтобы измерить возраст скальных пород, и опубликовал недавно созданную дисциплину геохронологии в своей знаменитой книге «Возраст Земли». Важно отметить, что его вторая известная книга «Принципы физической геологии» не придерживалась традиционных взглядов и завершалась главой, описывающей дрейф континентов.

1940-1960 гг. Топография дна океана была выполнена благодаря усовершенствованиям гидролокатора во время Второй мировой войны. Соответственно, возник интерес к теории Вегенера со стороны нового поколения геофизиков, таких как Гарри Хесс (капитан военно-морского флота США, впоследствии профессор в Принстоне), благодаря их исследованиям магнитных свойств морского дна. Кроме того, все больше данных о магнетизме древних континентальных пород, указывало на то, что магнитные полюса, по-видимому, перемещались или «блуждали» в течение геологического времени. Это явное полярное блуждание   объяснялось движением континентов, а не магнитных полюсов.

1961 г. Американские геологи Роберт Дитц, Брюс Хизен и Гарри Хесс предположили, что линейные вулканические цепи (срединно-океанические хребты), обнаруженные в океанических бассейнах, представляют собой места, где образуется новое морское дно. В трещину между двумя плитами, называемую зонами спрединга, время от времени внедряются порции расплавленного материала мантии — магмы. Застывая, магма образует новую океанскую кору. По мере того как плиты расходятся, в зоне спрединга внедряется новая магма.  

1963 Два британских геолога, Фред Вайн и Драммонд Мэтьюз, выдвигают гипотезу, которая изящно объясняет магнитные полосовые аномалии на дне океана. Ученые показали, что полосовые аномалии обязаны своим существованием остыванию магмы, образующей новую океанскую кору, в условиях разной полярности магнитного поля Земли.  Связав эти наблюдения с моделью растяжения морского дна Хесса, они заложили основу современной тектоники плит.  

1965 Канадец Дж. Тузо Вильсон предложил фундаментальное переосмысление теории континентального дрейфа Вегенера и стал первым человеком, использовавшим термин «плиты» для описания деления и характера относительного движения между различными областями земной поверхности (тектоники плит). Он также предложил тектонический цикл (цикл Вильсона) для описания продолжительности жизни океанического бассейна: от его первоначального формирования, расширения, сокращения и окончательного исчезновения в результате столкновения континента с континентом.

1960-е годы и по сей день. Все более широкое признание получила теория тектоники плит. Были проведены исследования, чтобы лучше понять границы и структуру основных литосферных плит Земли, а также выявить многочисленные второстепенные плиты.

Несмотря на накопленные доказательства Вегенера и растущий объем геологической, палеонтологической и палеомагнитной информации, его теория континентального дрейфа оставалась сильной оппозицией, в результате чего лишь немногие дальновидные люди продолжали искать доказательства в поддержку этой теории.

Научная оппозиция рассуждала, что если континенты раздвигаются, то, конечно, они должны либо оставить зазор на месте, которое они когда-то занимали, либо, в качестве альтернативы, должны пробиться сквозь дно моря во время своего движения. Геофизики того времени быстро представили расчеты, демонстрирующие, что континенты не могут вести себя таким образом, и, что более важно, никто не мог представить себе физический механизм для управления континентами так, как предложил Вегенер. Следовательно, теория континентального дрейфа в то время не приобретала научной популярности и все более и более пренебрегалась в течение нескольких десятилетий. 

Чтобы получить более широкое научное признание, идеи Вегенера должны были ожидать большего понимания внутренней структуры Земли и процессов, контролирующих потерю ее внутреннего тепла.

2.2 Доказательства континентального дрейфа

2.2.1 Геометрические континентальные реконструкции

С тех пор, как были нарисованы первые карты после великих путешествий и открытий 15-го и 16-го веков, стало понятно, что география береговой линии континентов по обе стороны Атлантического океана образует контуры, которые можно соединить вместе; в частности, береговые линии западной Африки и восточной части Южной Америки подобны мозаике.

Несмотря на то, что некоторые участки береговой линии поражают воображение, важно отметить, что нынешние береговые линии являются результатом относительного уровня моря, а не фактической линии, вдоль которой массы суши разорвались. В самом деле, соответствие береговых линий является распространенным заблуждением — сам Вегенер указал, что это всего лишь край затопленного континентального шельфа, то есть граница между континентальной и океанической корой, которая фактически отмечает линию, вдоль которой первоначально были соединены континенты.

Лишь в 1965 году британская геофизик Эдвард Буллард и его коллеги из Кембриджского университета провели первую компьютерную сборку континентов вокруг Атлантического океана. Они использовали сферическую геометрию, чтобы произвести реконструкцию Африки с Южной Америкой и Западной Европы с Северной Америкой.

2.2.2 Геологическое соответствие и непрерывность структуры

Предыдущие конфигурации континентов также можно узнать по степени геологической преемственности между ними. К ним относятся схожие типы пород, найденные по обе стороны океана, или, чаще, последовательности слоев или магматических тел, которые имеют иные уникальные характеристики. Тейлор впервые рассмотрел дрейф континентов, отметив сходство горных пород и геологических структур Аппалачского и Каледонского горных поясов восточной части США и северо-западной Европы соответственно. Точно так же Вегенер исследовал непрерывность докембрийских пород и геологических структур между Южной Америкой и Африкой (смотри рисунок ниже).

Расположение докембрийских пород
Рис. 2 Непрерывность докембрийских пород. Существует хорошая корреляция между этими геологическими структурами. Огромные периоды времени, в течение которых были сформированы эти архейские и докембрийские образования (> 2 млрд. лет), указывают на то, что Южная Америка и Африка вместе сформировали единый массив суши на протяжении значительной части истории Земли. 

2.2.3 Климат, осадочные отложения и несоответствие осадочных отложений широте

Климат современной Земли можно разделить на различные пояса с холодными арктическими условиями в высоких широтах и ​​жаркими тропическими условиями в экваториальных и низких широтах. Характер и стиль выветривания и эрозии горных пород варьируется в зависимости от этих климатических поясов, так что в современных высоких широтах преобладают оледенение и оттаивание, в то время как химические изменения, эоловые и/или речные процессы более типичны для современных тропических широт.  После выветривания и эрозии породы каждый набор процессов, контролируемых климатом, порождает свой собственный тип рельефа:

  • песчаные дюны образуются в жарких, сухих пустынях;
  • в тропических болотах и ​​дельтах рек образуются толщи угля и песчаника;
  • отложения валунов и «U-образные» долины образуются там, где есть ледниковые щиты и ледники месторождения глинистых валунов и U-образные долины образуют ледяные щиты и ледники.

Давно признано, что геологически древние объекты ледникового типа не только ограничены современным расположением в высоких широтах, но также встречаются на многих континентах с теплым климатом, таких как Африка, Индия и Южная Америка. Точно так же отложения теплого климата могут быть найдены в северной Европе, Канаде и даже Антарктиде. Например, уголь является одним из наших наиболее знакомых геологических материалов, однако залежи угля в Европе и Северной Америке получены из растений, которые росли и разлагались в жарких, влажных тропических болотах 320-270 млн лет назад в позднем каменноугольном и раннем пермском периодах.

Причины этих необычных распределений часто объясняются первоначальным расположением древних континентальных областей, в то время, когда образовывались месторождения и рельеф.

2.2.4 Палеонтологические доказательства

Палеонтологические остатки ископаемых растений и животных являются одними из наиболее убедительных доказательств дрейфа континентов. Во многих случаях подобные ископаемые скопления сохраняются в породах одного возраста на разных континентах; самая известная из этих сообществ — так называемая флора Glossopteris. Эта флора знаменует собой изменение условий окружающей среды.

На южных континентах за пермскими ледниковыми отложениями следовали слои, содержащие флору, отличную от той, которая развивалась в климатически теплых северных континентальных массивах Лавразии. Новая южная флора росла в холодных, влажных условиях и характеризовалась папоротниками Glossopteris и Gangamopteris. Первый дал свое имя всем цветам. Сегодня эта легко идентифицируемая флора сохраняется только в пермских отложениях ныне широко разделенных фрагментов Гондваны.

2.2.5 Палеомагнитные свидетельства и «полярное блуждание»

Земля обладает самым сильным магнитным полем из всех планет земной группы, обладающим свойствами, подобными магнитному диполю или стержневому магниту. По мере того, как вновь извергающиеся вулканические породы охлаждаются, отложения медленно оседают в озерах или глубоких океанских бассейнах, магнитные минералы в них ориентируются в соответствии с окружающим магнитным полем Земли. Эта магнитная ориентация сохраняется в породе. Древний наклон и склонение этих пород могут быть измерены с помощью чувствительного оборудования.

По мере того как континент движется по поверхности Земли, более молодые породы, образующиеся на этом континенте и внутри него, будут запоминать различные палеомагнитные положения, изменяющиеся в зависимости от того местоположения континента, когда была образована порода. В результате положение полюсов, сохранившихся в породах разного возраста, очевидно, будет отличаться от текущего положения магнитного полюса (рис. 3а). Соединяя видимые положения этих более ранних полюсов, создается путь кажущегося полярного блуждания (APW). В настоящее время известно, что магнитные полюса Земли в действительности не отклоняются таким образом, и изменения, изображенные на траекториях APW, являются просто результатом движения континента за все время (рис. 3b).

Методы отображения палеомагнитных данных
Рис. 3 Два метода отображения палеомагнитных данных: (а) предполагается, что континент оставался неизменным во времени, и регистрируется явная полярная блуждающая траектория Южного полюса; (б) предполагается, что магнитные полюса зафиксированы во времени, и регистрируется дрейф континента по широте. 
Тем не менее, траектории APW остаются широко используемым инструментом, поскольку они обеспечивают полезный метод сравнения палеомагнитных данных из разных мест. Они особенно полезны при нанесении на карту границ континентов.
Рисунок 4a показывает, что в Северной Америке и Европе есть отдельные кажущиеся полярные блуждания. Однако в целом они схожи в том, что в одно и то же время меняют направление. На рисунке 4b показаны пути APW, если Атлантический океан закрыт континентальными шельфами.
Пути полярного блуждания
Рисунок 4 (a)  Пути полярного блуждания для Северной Америки и Европы, (b) Полярные пути для Северной Америки и Европы с Атлантикой. (с) Полярные пути блужданий для Европы и Сибири. 

Несмотря на накопленные доказательства Вегенера и увеличивающийся объем геологической, палеонтологической и палеомагнитной информации, оставалось сильное сопротивление его теории дрейфа континентов, в результате чего лишь несколько дальновидных людей продолжали искать доказательства в поддержку этой теории.

Научная оппозиция рассудила, что если континенты расходятся, то они наверняка должны либо оставить зазор на том месте, которое они когда-то занимали. Геофизики того времени быстро представили расчеты, демонстрирующие, что континенты не могут вести себя подобным образом, и, что более важно, никто не мог представить себе физический механизм движения континентов в соответствии с предложением Вегенера. Следовательно, теория дрейфа континентов в то время не получила научной популярности и в течение нескольких десятилетий все больше игнорировалась. Чтобы получить более широкое научное признание, идеи Вегенера должны были ждать более глубокого понимания внутренней структуры Земли и процессов, контролирующих потерю ее внутреннего тепла.

2.3 Расширение морского дна

Во время и сразу после Второй мировой войны технологические усовершенствования подводных лодок привели к улучшению подводной навигации и съемок, которые выявили множество интригующих подводных особенностей. Наиболее важными из них были огромные, непрерывные цепи вулканических гор, тянущихся вдоль океанических бассейнов. Эти объекты теперь называют срединно-океаническими хребтами или, точнее, системами океанических хребтов.

Используя эту новую информацию, трое американских учёных Гесс, Дитц и Хизен предположили, что морское дно на самом деле расширяется вдоль океанических хребтов, где из вулканических жерл вытекает горячая магма. Они также предположили, что океанические хребты были местом образования новой океанской литосферы, образованной частичным плавлением подстилающей мантии с последующим магматическим подъемом. Они назвали процесс расширением морского дна (sea-floor spreading). Более того, они предположили, что топографический контраст между хребтами и океаническими абиссальными равнинами есть следствие термического сжатия коры, когда она охлаждалась и распространялась по обе стороны от оси хребта. 

Что наиболее важно, так это то, что поскольку новая океаническая кора образуется на хребте, океан должен со временем расширяться, и, как следствие, континенты на его окраине все больше отдаляются друг от друга. Доказательства в поддержку этой модели были снова найдены в магнитной записи горных пород, но на этот раз с использованием пород со дна океана.

2.3.1 Линейные магнитные аномалии — запись тектонического движения

В то время, когда было предложено расширение морского дна, также было известно, из палеомагнитных исследований вулканических пород, извергавшихся на суше, что магнитная полярность Земли неоднократно менялась в геологическом прошлом. Во время таких перемагничиваний, положения северного и южного магнитных полюсов меняются местами. В конце 1950-х годов была организована серия океанографических экспедиций для составления карты магнитного характера дна океана с ожиданием того, что дно океана будет демонстрировать в значительной степени однородные магнитные свойства.

Удивительно, но результаты показали, что базальтовое морское дно имеет полосатый магнитный узор и что полосы проходят, по существу, параллельно срединно-океаническим хребтам (рис. 5). Более того, полосы на одной стороне срединно-океанического хребта симметрично подобраны к другим с аналогичной шириной и полярностью на противоположной стороне.

Карта магнитных аномалий
Рисунок 5. Современная карта симметричных магнитных аномалий вокруг Атлантического хребта (хребет Рейкьянес), к югу от Исландии. 

В 1963 году два британских геолога Вайн и Мэтьюз, выдвинули гипотезу, которая изящно объяснила, как образовались эти магнитные инверсионные полосы, связав их с новой идеей расширения морского дна. Они предположили, что по мере затвердевания базальтовой магмы новая океаническая кора приобретает намагниченность в той же ориентации, что и преобладающее глобальное магнитное поле.

По мере расширения морского дна вдоль оси хребта образуется новая океаническая кора. Если затем полярность магнитного поля меняется, любой вновь извергнутый базальт становится намагниченным в направлении, противоположном направлению более ранней коры, и, таким образом, регистрирует противоположную полярность. Поскольку расширение морского дна — это непрерывный процесс в геологической временной шкале, этот процесс сохраняет на дне океана породы переменной полярности.

Распределение тектонических плит
Рис. 6 Карта, показывающая глобальное распределение тектонических плит и границ плит. Черные стрелки и цифры показывают направление и скорость относительного движения между пластинами. Скорость показана в мм/год.

Обычно упоминаются две скорости распространения:

  • скорость распространения определяется с одной стороны (то есть скорость движения от оси гребня), это называется половинной скоростью распространения;
  • скорость определяется с обеих сторон (т. е. комбинированная скорость расхождения), комбинированное значение называется полной скоростью распространения.

Магнитные полосы не только говорят нам о возрасте океанов, они также могут показать время и место первоначального разделения континентов. Самая старая океаническая кора, граничащая с континентом, должна была образоваться после того, как континент начал распадаться и началось расширение морского дна. Фактически, записывается возраст, когда один континент отделяется от своего соседа. В северной части Атлантического океана, например, океаническая кора старше 140 млн лет ограничена восточными районами США и западной частью Сахары, поэтому отделение Северной Америки от этой части Африки должно было начаться в это время.

Возраст самой старой океанической коры, граничащей с Южной Америкой и субэкваториальной Африкой, составляет всего около 120 млн лет. Соответственно, следует, что Северный Атлантический океан начал формироваться раньше Южного Атлантического океана.

Если новое морское дно создается в центрах расширения, то старое морское дно должно разрушаться где-то еще. Самое старое морское дно находится рядом с глубокими океанскими желобами, которые представляют собой основные топографические объекты, которые частично окружают Тихий океан и находятся в периферийных районах других крупных океанских бассейнов. Самый известный пример — Марианская впадина, где морское дно опускается на глубину более 11 км. Важно отметить, что океанические желоба пересекают существующие магнитные аномалии, демонстрируя, что они отмечают границу между литосферой разного возраста. Как только этот факт был признан, судьба старой океанической коры стала ясна — она ​​возвращается обратно в мантию, сохраняя неизменную площадь поверхности Земли.

2.3.2 Тектоника литосферных плит

Сочетание данных о дрейфе континентов с растущими данными в пользу расширения морского дна в конечном итоге привело к развитию теории, называемой тектоника литосферных плит. Идеи, разработанные в 1960-х и 70-х годах, сохранились в значительной степени неизменными до наших дней, хотя и модифицированы более сложными методами обработки данных и моделирования.

3 Теория тектоники плит

3.1 Допущения

Поверхность Земли разделена на ряд жестких плит, которые простираются от поверхности до основания литосферы. Плита может включать в себя как океаническую, так и континентальную литосферу. Как вы уже знаете, континентальный дрейф является следствием движения этих плит по поверхности Земли.  Таким образом отпадает необходимость в том, чтобы континенты бороздили окружающие океаны, как и устраняется проблема разрыва, оставшегося после дрейфа континента — оба вопроса, которые привели к научному противодействию идеям Вегенера.

Теория тектоники плит основана на нескольких предположениях, наиболее важными из которых являются:

  1. Новый материал плит образуется на океанских хребтах или на границах плит в результате расширения морского дна.
  2. Площадь поверхности Земли постоянна, поэтому создание нового материала плиты должно быть сбалансировано разрушением материала плиты в другом месте на деструктивных (конвергентных) границах плиты. Такие границы отмечены наличием глубоких океанических желобов и вулканических островных дуг в океанах и, когда речь идет о континентальной литосфере, горных цепей.
  3. Плиты являются жесткими и могут передавать напряжения на большие расстояния без внутренней деформации — относительное движение между плитами осуществляется только на границах плит.

Вследствие этих трех предположений, и, в частности третьего предположения, большая часть геологической активности Земли, особенно сейсмическая и вулканическая, сосредоточена на границах плит (рис.7). Например, положение конструктивных, деструктивных и консервативных границ плит Земли может быть нанесено на карту в значительной степени на основе сейсмической активности. Однако недостаточно просто знать, где находятся границы. Чтобы понять значение, которое тектоника плит имеет для эволюции и структуры Земли, сначала необходимо изучить структуру литосферных плит, их движение — как относительное, так и реальное — и силы, которые движут плиты по поверхности Земли.

Карта действующих вулканов
Рис. 7 Карта с указанием местоположения действующих вулканов.

3.1.1 Что такое литосферная плита?

Чтобы понять, как и почему движутся литосферные плиты, сначала необходимо понять их физическую и термическую структуру:

  • Землю можно разделить на ядро, мантию и кору в зависимости от ее физических и химических свойств;
  • литосфера состоит из земной коры и верхней хрупкой части мантии.

Толщина литосферы различна, она составляет до 120 км под океанами; она значительно толще под древней континентальной (кратонной) корой. Однако термическая структура плиты лучше всего иллюстрируется на примере бассейнов океана и того, как их тепловые характеристики меняются со временем.

3.2 Тепловой поток внутри литосферных плит

По мере того как вновь образованная литосфера удаляется от океанического хребта, она постепенно охлаждается, и тепловой поток уменьшается вдали от границ конструктивных плит.

Что происходит с плотностью литосферы при ее охлаждении? Охлаждение и сжатие литосферы приводят к увеличению ее плотности и, таким образом, она спадает в астеносферу, а глубина океана увеличивается с удалением от хребта с примерно 2-3 км у океанических хребтов до примерно 5-6 км для абиссальных равнин. Действительно, одно из наиболее замечательных наблюдений при измерении больших глубин океана заключается в том, что океанское дно одинакового возраста всегда находится на одинаковых глубинах (рис.8). Соотношение между средней глубиной океана ( d в метрах) и возрастом литосферы (t в миллионах лет) может быть выражено как:

d = 2500 + 350 ½ (1)

Если можно определить глубину дна океана, то можно также оценить приблизительный возраст вулканических пород, из которых он образовался, и наоборот.

Тектоника литосферных плит Земли
Рис 8. Наблюдаемая взаимосвязь между глубиной океанского дна (как для океанических хребтов, так и для абиссальных равнин) и возрастом образования океанической коры для Тихого, Индийского и Атлантического океанов. Сплошная кривая показывает соотношение между возрастом и глубиной океана в соответствии с уравнением 1.

Источниками внутреннего тепла Земли являются:

  • тепло, оставшееся от первоначальной аккреции Земли;
  • гравитационная энергия, выделяемая при образовании ядра;
  • приливной разогрев;
  • радиогенный нагрев в пределах мантии и земной коры.

Хотя пропорция каждого источника тепла не может быть определена точно, радиогенное тепло считается основным компонентом на протяжении большей части истории Земли. Есть три основных процесса, посредством которых это внутреннее тепло попадает на поверхность Земли, это проводимость, конвекция и адвекция.

Тепловой поток (или термоток), q , является мерой тепловой энергии, передаваемой через материал (измеряется в единицах ватт на квадратный метр; Вт м -2 ). Это можно определить, взяв разницу между двумя или более показаниями температуры (Δ T ) на разных глубинах ( d ), а затем определив теплопроводность ( k ) горных пород между ними. Затем q может быть вычислен в соответствии с соотношением:

Формула термотока

Ученые Земли интересуются тепловым потоком, измеряемым на поверхности Земли, потому что он открывает важную информацию о природе горных пород и процессах, которые влияют на литосферу.

Общие ежегодные глобальные потери тепла поверхности Земли оцениваются как 4.1-4.3 × 10 13 Вт. Это дает среднее значение д ≥ 100 мВт м -2 (милливатт на квадратный метр), хотя отдельные измерения могут быть гораздо выше этого показателя. Однако значения q уменьшаются до менее чем 50 мВт м -2 для океанической коры старше 100 млн лет (рис. 9). В континентальных районах более молодая кора (то есть горные пояса возрастом менее 100 млн лет) имеют относительно высокие значения q , которые составляют 60-75 мВт м -2, в то время как старая континентальная кора и кратоны имеют гораздо более низкие значения теплового потока, в среднем q = 38 мВт м -2

Таким образом, изменения теплового потока тесно связаны с различными типами материалов земной коры и, что важно, с различными типами границы тектонической плиты.

Тектоника литосферных плит Земли
Рис 9. Средний тепловой поток ( q ) и соответствующее стандартное отклонение (вертикальные линии), построенные в зависимости от возраста океанической литосферы в северной части Тихого океана.

Существуют две основные модели тепловой эволюции океанической литосферы: модель плиты и модель пограничного слоя (или полупространства).

  • Модель плиты (рис. 10а) предполагает, что литосфера создается на срединно-океаническом хребте с постоянной толщиной и что температура в основании плиты соответствует температуре ее формирования.
  • Модель пограничного слоя (рис. 10б) предполагает, что литосфера не имеет постоянной толщины, а утолщается по мере охлаждения и удаления от гребня. Это достигается потерей тепла из нижележащей астеносферы, которая постепенно охлаждается ниже температуры, при которой она может быть ползучей в твердом состоянии, и трансформируется из астеносферы в литосферу.
Океаническая литосфера

Рис 10. Схематические разрезы океанической литосферы, сформированной на океаническом хребте: (а) модель плиты, в которой толщина океанической литосферы остается постоянной по мере удаления литосферы от хребта; 
(б) модель пограничного слоя, в которой литосфера утолщается по мере старения и охлаждения. 
Пунктирными линиями показаны места формирования новой литосферы в обеих моделях.

Тепловые последствия этих двух моделей могут быть рассчитаны на основе знания температуры мантии на глубине (геотермы) и теплопроводности пород в литосфере. Как оказалось, обе модели предсказывают сходные результаты как для теплового потока, так и для глубины океана, как показано на рисунке 11.

Зависимость глубины и теплового потока от возраста

Рис 11. Графики зависимости глубины (а) и теплового потока (б) от возраста для Тихого океана. 
Линия GDH1 относится к модели пластины, а кривая HS — к модели пограничного слоя. 
(c) я к модели пограничного слоя. с) Графический чертеж батиметрии океана (глубины) по отношению к квадратному корню возраста литосферы для Тихого океана.
Обратите внимание на хорошую линейную зависимость для молодой литосферы и отклонение от простой линейной направленности для более старой литосферы. 
Обе модели предсказывают наблюдаемое линейное изменение между глубиной океана и квадратным корнем возраста литосферы, показывая, что океаническая литосфера остывает и спадает по мере ее удаления от центра распространения. Тем не менее, модель плиты лучше соответствует данным для более старой литосферы (> 60 млн. лет), предполагая, что после того, как литосфера остынет до определенной толщины, толщина остается более или менее постоянной, пока плита не будет подвергнута субдукции.

Обе модели также предсказывают больший тепловой поток от молодой океанической коры, чем тот, который наблюдается в океанических бассейнах, как показано в примере на рисунке 11b.

Что может быть причиной этой разницы? Формирование океанической литосферы связано с контактом между горячими породами и холодной морской водой. По мере того, как породы остывают и разрушаются, они позволяют морской воде проникать в молодую горячую кору на глубину не менее нескольких километров. Во время прохождения через земную кору морская вода нагревается, а затем возвращается в океаны. Этот процесс известен как гидротермальная циркуляция и развитие подводных гидротермальных источников («черных курильщиков») вблизи срединно-океанических хребтов является наиболее ярким выражением этого механизма теплопередачи. 

Однако менее драматическая, но, вероятно, столь же значительная циркуляция с более низкой температурой продолжается далеко за пределами океанических хребтов и способствует потере тепла корой с возрастом образования до 60 млн лет.

Геофизические данные по сейсмологии и изостазии предполагают, что толщина океанической литосферы увеличивается с возрастом, пока не достигает максимума около 100 км. Напротив, батиметрия и тепловой поток указывают на постоянную толщину более старых плит. 

Чтобы объяснить эти наблюдения, широкое распространение получила слоистая структура, подобная показанной на рисунке 12. Плита разделена на два слоя: верхний жесткий механический пограничный слой и нижний вязкий тепловой пограничный слой. Оба слоя постепенно утолщаются, пока возраст литосферы не достигнет 80 млн лет, после чего тепловой пограничный слой становится нестабильным и в нем начинается конвекция. Конвекция внутри этого слоя обеспечивает постоянный тепловой поток к основанию механического пограничного слоя. Таким образом, старая литосфера сохраняет постоянную толщину, потому что поток тепла в ее основание и, следовательно, основная температура поддерживается конвекцией.

Тепловая модель плит
Рис 12. Тепловая модель литосферных плит под океанами и континентами. Обратите внимание на более толстую корку и более тонкую мантийную литосферу в континентальном разрезе. 

3.3 Конструктивные (дивергентные) границы плиты

Конструктивные границы плит — это области, где образуется новая океаническая кора. Однако для того, чтобы магма поднялась на поверхность и построила новую литосферу, ранее образовавшаяся кора должна быть разорвана и разрушена, чтобы создать новый путь для магмы. Следовательно, конструктивные границы плиты являются областями напряжений растяжения и экстенсионной тектоники. Процесс разрушения, нагнетания и извержения часто повторяется, так что напряжения растяжения не успевают значительно накапливаться, и, как следствие, конструктивные границы плиты характеризуются частой сейсмичностью низкой величины (обычно менее 5 баллов) на малых глубинах земной коры (<60 км) вдоль систем океанических хребтов.

Почему землетрясения ограничиваются небольшими глубинами под океанскими хребтами? Гидролокаторная съемка и прямое исследование с помощью бурения на морском дне или глубоководных аппаратов показали, что вулканизм вдоль систем хребтов обычно состоит из серии отдельных активных центров извержения. Каждый центр извержения имеет длину не более 2-3 км, а по оси хребта они часто отделены друг от друга неактивным промежутком около 1 км. Под спрединговым гребнем магматические очаги, питающие вулканические центры, более непрерывны, часто соединяясь между активными сегментами и поперек них. Это означает, что образование магмы происходит на большей части хребта, даже если оно извергается через цепочку отдельных вулканических центров.

Плиты удаляются от конструктивных границ со скоростью, которая может составлять всего <10 мм/год к так называемым сверхбыстрым спрединговым гребням, где половинные скорости спрединга могут превышать 100 мм/год. Примеры медленно спрединговых хребтов — части Срединно-Атлантического хребта и юго-западный Индийский хребет. Быстрые и сверхбыстрые хребты встречаются в восточной части Тихого океана, вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия и центров спрединга на Галапагосских островах (рис. 6).

Глубинную структуру конструктивных границ плит можно дополнительно определить по изменению силы тяжести Земли (см*). На рисунке 13 показаны гравитационные аномалии на Срединно-Атлантическом хребте. Несмотря на топографический подъем, связанный с хребтом, гравитационная аномалия на поверхности (free-air gravity anomaly) относительно ровная и близка к нулю по всей структуре. Это указывает на отсутствие дефицита или избытка массы вплоть до уровня изостатической компенсации, то есть хребет находится в изостатическом равновесии с литосферой абиссальных равнин. 

Напротив, когда поверхностная аномалия корректируется с учетом эффектов топографии хребта, результирующая гравитационная аномалия Бугера очень значительная, но с локальным падением по оси хребта. Аномалия возникает из-за повышенного рельефа гребня, но в основе самой зоны хребта находится материал с меньшей плотностью. Возможная модель плотности показана на рисунке 13b.

Гравитационные аномалии Бугера
Рис. 13 (a) Гравитационные аномалии Бугера и на поверхности в части Срединно-Атлантического хребта. 
(b) Одна из возможных моделей плотности, которая могла бы произвести наблюдаемые аномалии и удовлетворяет другим условиям (например, сейсмическая структура). 
На рисунках представлены плотности различных слоев в кг м−3 .

* Гравитация и гравитационные аномалии.

Гравитация — это сила притяжения, которую испытывают все объекты просто как следствие их массы. Величина притяжения определяется по уравнению 3:

Формула гравитационного взаимодействия

где 1 и 2 — массы (измеренные в кг) двух объектов, r — расстояние (измеренное в м) между ними, а G — универсальная гравитационная постоянная (6,672 × 10 −11 Н · м 2 · кг −2 ).

Если один объект — Земля с массой M , а другой — гораздо меньший объект с массой m , уравнение 3 можно переписать:

Формула тяготения

где d — радиус Земли, т.е. расстояние до центра тяжести Земли.

Однако силу, испытываемую объектом на поверхности Земли, можно измерить:

Формула F=mg

где m — его масса, а g — ускорение свободного падения. Отсюда:

Второй закон Ньютона

Отмена m дает

формула ускорения свободного падения

Следовательно, g пропорционален массе Земли и обратно пропорционален квадрату расстояния от центра Земли. Обратите внимание, что уравнение 7 дает способ измерения массы Земли ( M ), если g можно измерить, а G и d известны.

  • Учитывая, что Земля не является строго сферической и что полюса находятся ближе к центру, чем экватор, будет ли g на полюсах больше, меньше или равно g на экваторе?
  • Поскольку полюса ближе к центру Земли, чем к экватору, 2 в уравнении 7 будет ниже, поэтому g будет немного больше.

Изменения силы тяжести измеряются в миллигаллах (мГал), и 1 мГал эквивалентен 10-5 мс-2. Так как г = 9,81 мс -2, это означает, что 1 мГал ~ 10-6 г.

Измеренные вариации силы тяжести на поверхности Земли связаны с массой в окрестности точки измерения. Таким образом, область, находящаяся под плотными породами, такими как базальт, будет демонстрировать немного более сильное гравитационное притяжение, чем те, под которыми лежат менее плотные породы, такие как гранит или осадки. Кроме того, на гравитацию влияют рельеф местности и высота, на которой проводились измерения. Таким образом, измерения вариации гравитационного поля Земли требуют многочисленных поправок на широту и топографию.

Возникающая в результате гравитационная аномалия известна как аномалия Бугера отражает изменения в гравитации Земли из-за ее геологического строения. Гравитация Бугера обычно рассчитывается для континентальных регионов, где топография поверхности и геология подстилающих слоев сильно различаются. При морских съемках к измеренному значению g применяется меньше поправок, и гравитационные аномалии принято называть аномалиями в свободном воздухе (поверхностная гравитационная аномалия). Измерения силы тяжести, особенно над океанами, в настоящее время регулярно производятся со спутников и привели к созданию точных и подробных карт аномалий в свободном воздухе над большей частью Земли.

Горячий материал обычно менее плотный, чем холодный, поэтому низкая плотность мантии под хребтом связана с местным высоким геотермическим градиентом, на что также указывает присутствие базальтовой магмы и ограничение землетрясений на верхних уровнях литосферы.

Наконец, следует отметить, что конструктивные границы плит по определению не могут встречаться в континентальной литосфере, поскольку они должны быть ограничены новой океанической литосферой. Есть области земной коры, где конструктивная граница (или границы) может быть прослежена до континентального региона, например, на южной оконечности Красного моря и Аденского залива морские бассейны соединяются и простираются в Эфиопский сегмент суши Африканской рифтовой долины через Афарскую впадину. 

Хотя все эти три особенности являются частью тектонического режима растяжения, Африканская рифтовая долина не может считаться настоящей конструктивной границей плит, хотя в будущем, если конфигурации плит будут подходящими, она может стать местом для открытия нового океана.

3.4 Деструктивные (конвергентные) границы плит

Деструктивные границы плит — это области, где сходятся две смежные литосферные плиты. Эта ситуация обеспечивает более разнообразный диапазон тектонических условий, чем конструктивные границы плит. Во-первых, в отличие от конструктивных границ плит, разрушающие границы плит асимметричны в отношении скоростей плит, возраста и крупномасштабных структур. Во-вторых, в то время как истинные конструктивные границы почти всегда встречаются в океанической литосфере, деструктивные границы также влияют на континентальную литосферу — они могут происходить полностью в континентальной литосфере. Следовательно, существует три возможных типа деструктивных границ плиты:

  • те, которые связаны с конвергенцией двух океанических плит (субдукция океан-океан);
  • те, где океаническая плита сходится с континентальной плитой (субдукция океан-континент);
  • столкновения двух континентальных плит (деструктивные границы континент-континент).

Их можно представить как представляющие три этапа в эволюции деструктивных границ.

В дополнение к исчезновению старой литосферы разрушительные границы, связанные с субдукцией океан-океан и субкондукцией океан-континент, также характеризуются:

  • океанские желобы, глубиной обычно 5-8 км, но иногда и до 11 км. Морское дно спускается в желобы как со стороны суши, так и со стороны океана. Они непрерывны на многие сотни километров, встречаются как рядом с континентами, так и целиком в океанах;
  • пояс землетрясений с мелкими центрами ближе всего к траншее и более глубокими. Землетрясения могут происходить на глубине 600-700 км;
  • наиболее разрушительные границы связаны с поясом действующих вулканов, которые, в случае внутриокеанских границ, образуют цепочки островов, известные как островные дуги.

3.5 Деструктивные границы плит, продолжение: субдукция океан-океан (островная дуга)

Схождение двух океанических плит представляет собой простейший тип деструктивных границ плит и иллюстрирует большинство особенностей, связанных с разрушением океанической литосферы. Вокруг северного и западного краев Тихого океана многие острова расположены в виде слегка изогнутых архипелагов: против часовой стрелки к ним относятся Алеутские острова, Курильские острова, Япония, Марианские острова, Соломоновы острова и острова Новые Гебриды, хребет Тонга-Кермадек на севере Новой Зеландии.

Все они расположены на некотором расстоянии от края континентальных областей, но прилегают к глубокой океанской впадине. С океанской стороны глубоких желобов океанская литосфера является одной из древнейших на Земле. Например, океаническая кора, примыкающая к Марианскому желобу, самому глубокому желобу на Земле, имеет юрское происхождение и возраст до 180 млн лет. Желоба — это участки, где старая океаническая литосфера разрушается или погружается под более молодую литосферу. По этой причине альтернативным названием деструктивных границ часто является зона субдукции.

Какое тепловое состояние субдуцированной литосферы? Субдукция включает переработку старой и, следовательно, холодной океанической литосферы обратно в мантию. Распространенное заблуждение состоит в том, что землетрясения представляют собой разрыв между субдуцированной литосферой и вышележащей мантией. Хотя это может иметь место для самых мелких уровней субдукции, анализ волн землетрясений от более глубоких сейсмических событий показывает, что очаги землетрясений лежат внутри субдуцированной литосферы и отражают дифференциальное движение между твердыми блоками в субдуцированной литосфере по мере ее нагрева и расширения.

Тот факт, что субдуцированная плита остается холоднее окружающей мантии на сопоставимой глубине, создает проблему для генерации вулканической активности — диагностический признак субдукции. Если зоны субдукции — это регионы, где холодный материал возвращается обратно в мантию, почему они являются местом вулканической активности? Конструктивные границы плит подстилаются областями горячей мантии, которая поднимается в ответ на разделение вышележащих плит, и поэтому легко увидеть, как магма может образовываться из мантии. Под островными дугами меньше свидетельств наличия горячей мантии, поэтому плавление должно быть вызвано каким-то альтернативным механизмом.

Сейсмические профили зон субдукции показывают, что расплав образуется непосредственно над субдуцированной плитой, а большинство вулканических дуг расположены примерно в 100 км над ее поверхностью, поэтому явно существует связь между субдуцированной океанической литосферой и присутствием островодужного вулканизма.

Связь между субдукцией и вулканизмом лежит в составе субдуцированной литосферы.

Какие еще породы, помимо базальтовой коры и мантии, присутствуют в субдуцированной плите? Субдукция обеспечивает механизм введения водоносных отложений в мантию, и по мере нагрева субдуцированной литосферы вода постепенно высвобождается. Вода снижает температуру плавления мантии. Именно этот процесс позволяет образовывать магму на глубине, питающую поверхностный вулканизм. В результате магмы, связанные с субдукцией, также богаче летучими, чем аналогичные породы из других тектонических сред, таких как границы конструктивных плит.

Все вышеперечисленные характеристики более или менее указывают на границу океанических деструктивных плит. Однако есть ряд других структурных особенностей, которые могут присутствовать или не присутствовать, но отражают различные процессы, связанные с субдукцией.

На рис. 13b показана средняя глубина океана поперек Курило-Камчатского желоба в северо-западной части Тихого океана. Со стороны океана глубина Курильского желоба, как и во всех глубоководных желобах, составляет от 4 км до 6 км, в то время как желоб еще на 2-4 км глубже. Обратите внимание на то, что вертикальный масштаб на рис. 13b увеличен в пятьдесят раз, а фактические углы сторон желоба довольно малы и составляют от 20 ° до 5 °.

Тектоника литосферных плит
Рис 13.  Вариации силы тяжести и (б) топография Курильской впадины.

Что происходит с глубиной океана непосредственно на океанской стороне желоба? Уменьшение глубины океана по направлению к желобу характерно для всех островодужных систем. Разница в глубине может составить целых 0,5 км. Это вызвано изгибом литосферы в ответ на ее вход в зону субдукции и известно как изгибная выпуклость. Это аналогично сгибанию линейки над краем стола. Если вы поместите обычную пластиковую линейку на край стола так, чтобы примерно одна треть ее выступала за край, а затем надавите на крайний кончик линейки, крепко удерживая другой конец на столе, линейка согнется, и та часть, которая лежала на столе, немного приподнимется. Когда давление будет ослаблено, линейка вернется в исходное положение, потому что это жесткий, но эластичный материал.

Такая выпуклость является общей чертой океанских желобов и характеризуется небольшим увеличением силы тяжести над ней, в то время как в районе самого желоба отмечено значительное уменьшением силы тяжести (рис. 13a). Такие вариации силы тяжести означают, что дуговые системы находятся вне изостатического равновесия — отрицательная аномалия над траншеей отражает дефицит массы, а это означает, что кора в желобе удерживатся, в то время как увеличение силы тяжести над изгибной выпуклостью означает, что под этой плитой лежит плотный материал.

Объяснение состоит в том, что когда пластина изгибается вверх, она «втягивает» нижележащую астеносферную мантию. Изостатический дисбаланс, когда желоб удерживатся, и существует выпуклость, в значительной степени обусловлена жесткостью погружающейся плиты.

Многие океанические желоба очень глубокие, другие — нет. Однако они по-прежнему характеризуются сильно отрицательной аномалией силы тяжести в свободном воздухе, что означает, что они заполнены материалом с низкой плотностью.

Что это может быть за материал с низкой плотностью? По мере того как плита стареет, на ней накапливается слой глубоководных отложений, состоящих из глины и остатков океанских микроорганизмов. В зоне субдукции этот осадочный покров частично соскребается с перекрывающей плиты, образуя огромные клинья деформированных наносов, которые в конечном итоге могут заполнить желоба. Этот материал часто называют аккреционной призмой. Однако не все отложения удаляются, и некоторые из них остаются прикрепленными к нисходящей океанической плите и могут крепиться к основанию вышележащих плит или даже быть перенесены в верхнюю мантию.

АККРЕЦИОННАЯ ПРИЗМА (ак­кре­ци­он­ный клин), гео­ло­гическая струк­ту­ра, фор­ми­рую­щая­ся вдоль ок­ра­ин ли­то­сфер­ных плит над зо­ной по­гру­же­ния од­ной пли­ты под дру­гую. Рас­по­ла­га­ет­ся в ос­но­ва­нии пе­ре­кры­ваю­щей пли­ты (Большая российская энциклопедия).

За многими островодужными системами, особенно в западной части Тихого океана, между дугой и прилегающим континентом открываются небольшие океанические бассейны. Типичные примеры включают бассейны океана непосредственно к западу от островных дуг Тонга и Марианских островов. Различные данные показывают, что эти области океанической коры очень молодые и характеризуются активными центрами спрединга. Такие объекты известны как задуговые бассейны.

ЗАДУГОВОЙ БАССЕЙН — ма­лый океа­ни­че­ский бас­сейн, рас­по­ло­жен­ный в ты­лу ост­ров­ной ду­ги и ог­ра­ни­чен­ный с про­ти­во­по­лож­ной сто­ро­ны кон­ти­нен­том или дру­гой ост­ров­ной ду­гой (Большая российская энциклопедия).

Предполагает ли существование молодой океанической коры тектонический режим растяжения или сжатия в задуговых бассейнах? Наличие режима растяжения в задуговых бассейнах может показаться нелогичным, потому что там, где две плиты сходятся, доминирующий тектонический режим должен быть компрессионным.

Механизмы, вызывающие растяжение задней дуги, могут быть связаны с конвекцией в астеносфере, лежащей в основе задуговой области. В качестве альтернативы было высказано предположение, что старые плотные большие куски плит могут опускаться в мантию быстрее, чем сама литосферная плита, в результате чего желоб перемещается к спрединговому центру (эвфемистически называется «откат плиты назад»). Это приводит к возникновению режима растяжения не только в задуговом бассейне, но и по всей дуге, и до такой степени, что можно предположить, что задуговые бассейны возникают как дуги, которые были разделены растяжением в результате отката плиты назад.

Все основные черты деструктивной границы океана показаны на рисунке 14, который представляет собой идеализированное поперечное сечение океанической островной дуги.

Разрез идеальной островной дуги
Рис 14. Схематический разрез идеальной островной дуги. Обратите внимание, что не все элементы, показанные здесь, будут присутствовать в какой-либо одной дуговой системе.

3.6 Деструктивные границы плит, продолжение: субдукция океан-континент

Когда океаническая плита сходится с континентальной плитой, океанская плита всегда погружается под континентальную плиту. Континентальная литосфера расположена на более высоком уровне поверхности, чем океаническая литосфера из-за ее более низкой общей плотности. Сопротивление континентальной литосферы субдукции является еще одним отражением ее более низкой плотности.

Этот тип деструктивной границы плит характерен для западного побережья Южной Америки. Здесь океаническая литосфера плиты Наска погружается под доминирующую континентальную литосферу, которая формирует западную часть Южно-Американской плиты. Основная континентальная окраина поднята, образуя горы (Анды), а сама зона столкновения отмечена глубоким океаническим желобом, который проходит параллельно краю континента. 

Цепь действующих вулканов проходит вдоль большей части южноамериканских Анд от Колумбии до юга Чили. Океанический желоб так же характеризуется наклоненной зоной Заварицкого-Вадати-Беньофа и отмечен землетрясениями, достигающими глубины в несколько сотен километров. Самые мелкие землетрясения (<60 км) происходят в желобе или вблизи него, при этом самые глубокие из них достигают 700 км — глубины, до которой плита становится достаточно нагретой для предотвращения дальнейшего хрупкого поведения. Общая структура таких Андских окраин очень похожа на те, что описаны в предыдущем разделе, с добавленным влияния большей мощности преобладающей континентальной литосферы и вероятного увеличения притока осадочного материала в систему в результате континентальной эрозии.

3.7 Деструктивные границы плит, продолжение: деструктивные границы континент-континент

Когда две континентальные плиты встречаются на деструктивной границе, сами континенты сталкиваются. Эти типы континентальных столкновений обычно являются результатом более ранней фазы субдукции промежуточной океанической литосферы, которая привела к закрытию океана. Возможно, самым известным и наиболее ярким примером является столкновение Индии с Азией, которое началось 50 млн лет назад после закрытия промежуточного океана и привело к образованию Гималаев и Тибетского плато. Даже сегодня, Индия продолжает двигаться на север, со скоростью 40-50 мм/год.

Такие столкновения приводят к интенсивной деформации на краях сталкивающихся плит, и те отложения морского дна, которые не были погружены, складываются и сжимаются в огромные горные цепи или складчатые (подвижные) пояса (известные также как орогенные пояса). Активные горные пояса, такие как Альпы и Гималаи в Евразии и Скалистые горы в США и Канаде, как правило, намного шире, чем горные пояса, связанные с дуговыми системами Андского типа, причем пояса деформации, проходят на многие сотни километров в глубь континентов.

Альпы
Альпы

Континенты состоят из менее плотных пород, чем океаническая литосфера, и в них преобладают кварц и полевые шпаты. При повышенных температурах эти минералы намного слабее хризолита и пироксена, характерных для океанической коры и мантии. Кроме того, континентальная кора содержит более высокую концентрацию тепловыделяющих элементов K, U и Th. Общее более высокое производство тепла согласуется с преобладанием более слабых минералов, что делает континентальную кору намного менее жесткой, чем кора под океанами, и, следовательно, ее легче деформировать. 

Во время деформации континентальная кора утолщается, что приводит к впечатляющему рельефу горных хребтов. Однако как только силы, вызывающие столкновение, исчезают, эрозия берет верх, и высокий рельеф уменьшается до более скромных высот. Состояние более старых горных поясов, таких как орогенные пояса Аппалачей и Каледонии, являющихся продуктами столкновений континентов, произошедших сотни миллионов лет назад, теперь поддерживается балансом между изостатической опорой их утолщенных корней в земной коре и эрозией, контролируемой климатом.

3.8 Консервативные границы плит и трансформные разломы

Консервативные границы плит и трансформные разломы возникают, когда плиты скользят друг мимо друга в противоположных направлениях, но без создания или разрушения литосферы. Трансформные разломы соединяют конец одной границы плиты с концом другой границы плиты, поэтому потенциально существует три типа трансформных разломов:

  • те, которые связывают два сегмента конструктивной границы
  • те, которые связывают две деструктивные границы
  • те, которые связывают деструктивную границу с конструктивной границей.

Трансформные разломы, связывающие две конструктивные границы, являются наиболее распространенными и объясняют смещения между соседними сегментами срединно-океанических хребтов. Соответственно, этот тип трансформного разлома океана образует неотъемлемую часть конструктивных границ плит, и их местоположение становится очевидным из-за зубчатой ​​формы частей системы океанических хребтов, которые разделены на несколько сегментов сериями так называемых зон разлома. 

Примеры можно легко увидеть на хребте Кокос-Наска (также известном как Галапагосский спрединговый центр) и на Тихоокеанском спрединговом хребте (т.е. на Восточно-Тихоокеанском возвышении) между 10° северной широты и 10° южной широты, а также 40° и 55° южной широты соответственно, или проявляются в виде более коротких сегментов вдоль спредингового хребта Атлантического океана между 0° и 40° ю.ш. 

Спрединговый центр
Галапагосский спрединговый центр

Как правило, океанические трансформные разломы происходят под прямым углом к спрединговым хребтам, и поэтому их ориентация указывает на направление движения плит.

Трансформные разломы сейсмически активны, но только там, где две разные плиты соседствуют друг с другом. На Рисунке 15 трасса разлома отмечает границу между плитами A и B. Плита A движется на восток, а плита B движется на запад.

Тектоника литосферных плит
Рис. 15 Диаграмма, показывающая относительные движения через океанический трансформный разлом W, X, Y и Z за пределами конструктивной границы плит. 
Большие стрелки указывают на движение плиты от гребней XX ‘и YY’.

3.9 Тройные соединения

Все границы плит, обсуждавшиеся до сих пор, включали соединения между двумя плитами. Тем не менее, есть некоторые места, где соприкасаются три плиты, и они называются тройными стыками.

Тройные соединения между тремя океаническими хребтами, например, в Южной Атлантике между Африканскими, Южно-Американскими и Антарктическими плитами, известны как тройные соединения хребет-хребет-хребет или RRR. Аналогичные обозначения могут использоваться для идентификации тройных стыков, включающих океанические желоба (T) или трансформные разломы (F). Например, соединение хребет-хребет-желоб будет называться тройным соединением RRT. Порядок букв не имеет значения. Учитывая все геометрические возможности совмещения трех границ плит и их относительных движений, на самом деле существует только десять возможных тройных стыков. Некоторые из них, такие как RRR-переходы, называются стабильными тройными переходами, что означает, что они сохраняют свою форму с течением времени. Однако некоторые из них могут существовать лишь недолго, прежде чем они превратятся в другую конфигурацию плит, и их называют нестабильными тройными стыками . 

На рисунке 16 показана эволюция трех тройных стыков во времени.

 Эволюция тройных стыков
Рисунок 16 Эволюция тройных стыков во времени. 
(a) Тройное соединение, включающее три гребня (тройное соединение RRR), всегда стабильно, а магнитные аномалии в пределах созданной площади поверхности имеют Y-образную форму вокруг выступов расширения. 
(б) Тройной стык между тремя желобами (ТТТ) почти всегда нестабилен, за исключением особых обстоятельств, показанных здесь, когда относительное движение плит A и C параллельно границе плит между B и C. (c) Тройное соединение между двумя хребтами и трансформным разломом (RRF) может существовать только в течение короткого периода геологического времени и немедленно распадается на два соединения стабильных плит FFR.

Соединение RRR, показанное на рисунке 16a, всегда стабильно, независимо от относительной скорости распространения на каждом из трех хребтов. Соединение TTT на рисунке 16b в основном нестабильно, за исключением случаев, когда по совпадению скорости движения одинаковы и если направление погружения плиты C под плитой A точно параллельно границе между пластинами B и C. 16c является RRF-переходом и нестабильным, потому что существует относительное движение между плитой B и плитой C. Тройной RRF-переход немедленно развивается, образуя два RFF-перехода. Переходы FFF и RRF всегда нестабильны.

В нынешней тектонической конфигурации плит существует семь типов тройных стыков. Это:

  • RRR (например, в Южной Атлантике, Индийском океане и к западу от Галапагосских островов в Тихом океане)
  • TTT (например, центральная Япония)
  • TTF (например, у берегов Чили)
  • TTR (например, у острова Морсби, западная часть Северной Америки)
  • FFR, FFT (например, соединение разлома Сан-Андреас и разлома преобразования Мендосино на западе США)
  • RTF (например, южная оконечность Калифорнийского залива).

4 Тектоника литосферных плит Земли

4.1 Движения плит

Плиты перемещаются относительно друг друга и относительно фиксированной системы отсчета, такой как ось вращения Земли. Плиты также движутся по изогнутой поверхности Земли, поэтому их следует рассматривать не как плоские листы на плоской поверхности, а как некие чашки, движущиеся по приблизительно сферической поверхности Земли. Следовательно, движение плит не так просто, как может показаться на первый взгляд. 

Как мы можем определить истинное движение плиты относительно фиксированной системы отсчета? Одна из возможностей — предположить, что одна плита неподвижна, и определить движение плиты относительно этой «фиксированной» точки отсчета. Однако кривые полярного блуждания для всех континентов показывают, что все плиты, несущие континенты, перемещались относительно магнитного полюса Земли за периоды в десятки миллионов лет. Другой способ — определить движение плит относительно элементов рельефа, которые могут быть связаны с глубокой мантией, и для этого мы обратимся к вулканизму, который не зависит от взаимодействий на границах плит, — так называемому внутриплитному или горячему вулканизму на океанских островах.

4.2 Следы горячих точек и истинные движения плит

Помимо вулканизма, связанного с конструктивными и деструктивными границами плит, существует третий важный компонент глобального вулканизма. Это происходит внутри плит и связано с возвышением широкого участка поверхности, часто имеющим 1000 км в поперечнике и сотни метров по высоте. Гравитационные аномалии на этих куполах показывают, что они не находятся в изостатическом равновесии, но поддерживаются сублитосферными глубинами, предположительно восходящей мантией.

Возможно, самый известный пример находится под действующими вулканами Гавайев (раздел 3.4), чья долгая история вулканизма связана с такой структурой в глубокой мантии, как мантийный плюм. Мантийные плюмы — характерная особенность мантийной конвекции, но пока достаточно знать, что это они порождают поверхностный вулканизм, который не обязательно связан с границами плит. Во всем мире известно множество плюмов разного размера. Некоторые связаны с цепями островов и подводных гор, тогда как другие образовали длинные хребты на дне океана. Типичным примером является Восточно-Индийский Хребет в Индийском океане. Названные асейсмическими хребтами из-за отсутствия сейсмичности по своей длине, эти хребты сильно отличаются от океанических хребтов, связанных с конструктивными границами плит.

Гавайи. Гавайи являются частью обширной цепи островов и подводных вулканических пиков (называемых подводными горами), простирающейся почти на 6000 км по дну Тихого океана. Цепь образует L-образную цепь вулканических островов и подводных гор на морском дне, и чем севернее от Гавайев, тем старше их возраст (рис. 17).

Цепи подводных гор и островов в Тихом океане.
Рисунок 17. Карта, на которой показаны три основные цепи подводных гор и островов в Тихом океане. 
Это цепь подводных гор Кадьяк в северо-восточной части Тихого океана, цепь подводных гор Маршалл-Эллис и цепь подводных гор Аустрал в южной части Тихого океана, и хорошо известная Гавайско-Императорская цепь подводных гор в центральной части Тихого океана. 
Гавайские острова расположены в юго-восточной части Гавайского хребта.

Гавайи поднимаются с шестикилометровой глубины Тихого океана до вершины высотой около 4 км над уровнем моря, что делает их выше, чем гора Эверест. Хотя все Гавайские острова имеют вулканическое происхождение, только Гавайи в настоящее время активны и продолжают расти. Острова расположены в пределах Тихоокеанской плиты примерно в 4000 км от ближайшей границы плиты. Магма, вызвавшая вулканизм, является результатом выброса аномально горячего вещества, поднимающегося через мантию. Там, где эта мантийная струя сталкивается с основанием литосферы, магма находит свой путь к поверхности, образуя так называемую горячую точку плит. Другие цепи островов и подводных гор, расположенные на Тихоокеанской плите (рис. 17), демонстрируют аналогичную закономерность развития и связаны с разными горячими точками. Фактически, горячие точки вулканов можно найти по всему миру, и большинство из них находятся далеко от границ плит.

Гавайи
Гавайи

Возраст островов и подводных гор пропорционален их удаленности от текущего активного участка Гавайских островов, как показано на графике на рисунке 18. Прямая линия наилучшего соответствия, проходящая через опорные координаты точек, указывает на то, что участок вулканической активности, по-видимому, мигрировал с постоянной скоростью по цепи. Каждый остров или подводная гора создавались по мере того, как Тихоокеанская плита двигалась над стационарной горячей точкой. Если предположить, что горячая точка на Гавайях осталась неподвижной по отношению к оси Земли, то скорость миграции вулканизма вдоль цепи дает скорость движения плит через горячую точку Гавайев.

 Тектоника литосферных плит
Рисунок 18. График зависимости возраста от расстояния до Гавайев, построенный вдоль цепи Гавайско-Императорской цепи подводных гор. Через эти точки была проведена линия наилучшего соответствия.

Для Тихоокеанской плиты гавайская горячая точка может быть самой большой горячей точкой, но это не единственный пример следа горячей точки на дне океана. Два других примера, связанных с мантийными плюмами, которые в настоящее время находятся под подводными горами Кобб и Макдональд, показаны на рисунке 17. Из этого рисунка вы должны понять, что обе эти цепи подводных гор и островов в целом параллельны Гавайско-Императорской цепи подводных гор, а цепь подводных гор Маршалловых островов показывает аналогичный изгиб. Детальная геохронология этих цепей показывает, что их развитие также согласуется с темпами северо-западного движения плит. Обе эти цепи подводных гор и островов в целом параллельны Гавайско-Императорской цепи подводных гор, а цепь Маршалловых островов показывает аналогичный изгиб.

Поскольку вероятность того, что три (и более) следа горячих точек, движущихся независимо от плит и друг от друга, дадут такие же сходные результаты, невелика, эти результаты убедительно указывают на то, что горячие точки действительно обеспечивают систему отсчета, в пределах которой можно измерить истинное движение плит.

Эта методология была распространена на исследования многочисленных горячих точек на других плитах. В сочетании со знанием относительных движений плит такие измерения позволили разработать структуру истинных движений плит по всему земному шару, которые показаны на рисунке 19.

Современное движение литосферных плит
Рисунок 19. Карта, показывающая современное движение литосферных плит (указано стрелками) относительно горячих точек (то есть истинное движение плит). 
Длины стрелок указывают на величину перемещения, которое может произойти за период 50 млн лет, а цифры представляют текущую среднюю истинную скорость плит.

4.3 Движение плит по сферической Земле

Тектонические плиты Земли непрерывно движутся относительно друг друга, и вместе они образуют замкнутую поверхность сферы (то есть поверхность Земли). Следовательно, понимание движения плит требует геометрического анализа движений по сферической поверхности. Это описано в геометрической теореме Эйлера, которая показывает, что любое перемещение плиты из одного положения в другое на поверхности Земли можно рассматривать как простое вращение этой плиты вокруг соответственной оси, известной как полюс Эйлера или полюс вращения, который проходит через центр Земли.

Движение плит на сферической Земле показано на рисунке 20. Две плиты, A и B, разделяются на конструктивной границе плит и вращаются вокруг полюса вращения (который в данном случае является Северным полюсом). Конструктивные границы плит проходят по линиям долготы, а трансформные разломы параллельны линиям широты. Линии долготы — это большие круги с центрами, которые совпадают с центром Земли; линии широты, которые находятся под прямым углом к ​​линиям долготы, представляют собой маленькие круги с центрами, смещенными от центра Земли. Когда плиты разделяются, промежуток между ними увеличивается, но совершенно очевидно, что они удаляются на меньшее расстояние у Северного полюса, чем на экваторе.

Литосферные плиты Земли
Рисунок 20. (а) Геометрия конструктивной границы, в которой две плиты разделяются. 
(b) Геометрические соотношения, которые могут использоваться для описания движения плит. 
Обратите внимание, что хотя угол поворота остается неизменным по длине щели, ширина щели увеличивается с увеличением углового расстояния от полюса (в данном случае от Северного полюса).

5 Движущие силы плиты

5.1 Почему плиты двигаются?

Один из ключевых вопросов, связанных с тектоникой плит, — это почему плиты движутся и что ими движет. Тектоника плит является выражением теплового состояния недр Земли и заключается в том, что Земля в настоящее время теряет значительную долю своего внутреннего тепла. Горячая литосфера, образовавшаяся на границах конструктивных плит, отдает тепло в океан, атмосферу и, в конечном счете, пространство из-за кондуктивного охлаждения, когда стареет и расползается от хребта, прежде чем снова попасть в мантию в результате субдукции. Возможно, заманчиво связать этот круговорот материала с конвективным циклом, когда горячий материал поднимается под океанские хребты, а холодный материал тонет в зонах субдукции.

Так что же движет плитами? Ответ на этот вопрос может лежать в анализе сил, действующих на плиты, как на их нижней стороне, так и на их границах.

5.2 Силы, действующие на литосферные плиты

На рисунке 21 представлен очень упрощенный обзор сил, которые, как считается, влияют на движение литосферных плит. Прежде чем можно будет исследовать их роль, необходимо установить относительный вклад этих сил в движение плит.

 Силы, действующие на плиту
Рисунок 21. Силы, действующие на плиту. 
F обозначает движущую силу, тогда как R обозначает тормозящую силу. 

5.2.1 Силы, действующие на нижнюю сторону литосферных плит

Литосферные плиты отделены от остальной части мантии астеносферой — слоем пониженной твердости, прочности и вязкости в верхней мантии Земли, подстилающей литосферу. Однако плиты могут приводиться в движение, по крайней мере частично, силами, создаваемыми конвектирующей мантией. Например, если литосферную плиту увлекает более быстро движущаяся астеносфера, то сила, действующая вдоль нижней поверхности океанической плиты, может рассматриваться как сила мантийного “волочения” (от англ. drag) под океанами DO на рисунке 21, которая принуждает плиту двигаться. Напротив, если астеносфера движется медленнее, чем плита, то сила, действующая вдоль нижней поверхности океанической плиты, может рассматриваться как сила сопротивления океанаDO, замедляющая движение плиты.

Континентальная литосфера толще океанической, поэтому на континентах почти всегда есть некий «киль» из литосферного материала, выступающий вниз. В результате сопротивление движению может быть больше под континентальными плитами, чем под океаническими плитами. Соответственно, континентальные плиты могут быть связаны с дополнительной силой сопротивления континента DC на рисунке 21, и поэтому сила сопротивления, действующая на основание континентальной плиты, будет суммой как океанических, так и континентальных сил сопротивления, DO + DC на рисунке 21.

5.2.2 Силы, действующие на краях литосферных плит

На границах плит возникают другие силы. Эти силы идут от хребта и тянут плиты вниз по желобам или действуют вдоль сторон плит на консервативных границах (рис. 21).

На конструктивных границах подъем горячего материала на океанских хребтах производит некий эффект плавучести, который создает океанический хребет, возвышающийся примерно на 2–3 км над окружающим дном океана. Здесь океанические плиты испытывают силу, действующую в направлении от хребта, так называемую Толчок гребня или Сила скользящей плиты (ridge-push force) (F RP на рис. 21), которая является результатом силы тяжести, действующей вниз по склону хребта. 

Возникновение неглубоких землетрясений, возникающих в результате многократного разрыва вновь образовавшейся океанической коры, указывает на то, что на хребтах существует также некоторое сопротивление трения этой силе. Это можно назвать сопротивлением гребня, обозначенным как R на рисунке 21. Ограничивая сегменты хребта, океанические трансформные разломы, где сегменты плиты скользят друг мимо друга, сталкиваются с сопротивлением движению и вызывают серию землетрясений: эта тормозящая сила является сопротивлением трансформного разлома TF, показанная на рисунке 21.

Ситуация на деструктивных границах плит более сложная. Главный компонент — гравитационная сила, действующая на холодную и плотную плиту, когда она опускается в мантию. Эта сила, создаваемая гравитацией, тянет вниз всю океаническую плиту, показанная как NB на рисунке 21. Составляющая этой нисходящей силы, которая передается на плиту, является силой cубдукционного затягивания плиты, показанной как SP на рис. 21. Величина этой силы связана с углом, под которым плита опускается, и больше для круто опускающихся плит. Тем не менее, опускаясь в мантию, плита встречает сопротивление трения, зависящее от вязкости мантии материала, который вытесняется: эта сила сопротивления называется сопротивление плиты S (рисунок 21).

Еще одна сложность состоит в том, что движущаяся вниз пластина должна изгибаться в желобе, прежде чем она начнет скользить под противоположной пластиной. Это обеспечивает дополнительное сопротивление движению плиты; это обозначено как сопротивление изгибуB (рисунок 21). Из-за трения субдуцирующей плиты и перекрывающей плиты, кроме того, возникает сопротивление трению, которое вызывает мелкие и глубокие землетрясения в зонах субдукции. Эти силы трения можно обозначить вместе как основное сопротивление плитыO, как показано на рисунке 21.

Для доминирующей плиты была предложена другая сила, аналогичная силе мантийного “волочения” под океанами, которая возникает из-за конвекции, индуцированной в мантии над субдуцируемой плитой. Охлаждение мантийного клина относительно верхней поверхности субдуцирующей плиты вызывает конвекцию, которая втягивает больше мантии в клин. Это засасывающая сила желоба SU, она втягивает плиту в желоб. Столкновение плит и связанные с ними процессы деформации создают силу сопротивления столкновению, показанную как CR на рисунке 21. Она действует в противоположных направлениях внутри каждой из сходящейся плит, и одинакова по величине в обеих.

Скорости современных движений плит кажутся постоянными, что указывает на состояние динамического равновесия, в котором существует баланс между движущей силой и сопротивлением. Однако каждая плита движется со своей скоростью, что предполагает, что движущие и тормозящие силы должны варьироваться от плиты к плите. Кажется маловероятным, что какая-либо отдельная сила является единственным движущим механизмом движения. Например, если сила толчка гребня (или сила скользящей плиты) является единственной движущей силой, то почему тогда Филиппинская плита, не имеющая хребта на своей границе, движется с одинаковой скоростью (70 мм в год) к Индийской плите, которая ограничена как Карлсбергскими, так и Южно-индийскими океанскими хребтами? Следовательно, движения плит должны контролироваться комбинацией сил.

6 Значение тектоники плит

6.1 Цикл Вильсона

Палеомагнитных данных в настоящее время достаточно, чтобы можно было реконструировать движение континентов за последние 500-600 миллионов лет (т.е. начиная с фанерозоя) и, с возрастающей неопределенностью, до 750 млн лет назад и, возможно, раньше. Из этих реконструкций стало очевидно, что континентальные массы ранее были собраны в суперконтиненты, которые разделились, рассредоточились, а затем позже собрались в другой конфигурации, чтобы сформировать еще один суперконтинент. 

Это наблюдение было отмечено Вильсоном, который предположил, что продолжительность жизни океанского бассейна состоит из нескольких этапов: он начинается с первоначального размыкания, затем проходит фазу расширения, прежде чем начинает закрываться, и, в конце концов, его окончательного разрушения. Эта теория объясняет цикл распада и сборки континентов и получила название цикла Вильсона. Судя по палеомагнитным реконструкциям, цикл сборки суперконтинента — распад и последующая сборка — занимает около 500 миллионов лет. Этот период времени можно объяснить простым вычислением.

Представим себе, что примерно круглый суперконтинент радиусом 5000 км, расположенный около экватора, разделяется на две части по линии север-юг. Скорость расползания половинок около 3 см в год. Сколько времени потребуется, чтобы две половинки впервые встретились на противоположной стороне земного шара? (Предположим, что окружность Земли составляет 40 000 км.)

Ясно, что это средняя оценка, потому что скорости расползания различаются, а континентальные конфигурации намного сложнее, чем простая двухконтинентальная модель рифтинга, описанная в вопросе. Но если это верно, то, учитывая, что Пангея сформировалась около 300 млн лет назад, следующий суперконтинент должен начать собираться примерно через 200 миллионов лет, возможно, после того, как Тихий океан будет закрыт окружающими его зонами субдукции.

Для цикла Вильсона были определены различные стадии, и все эти стадии можно распознать сегодня в разных частях Земли.

  1. Самая ранняя стадия, называемая эмбриональной стадией , включает поднятие и расширение земной коры континентальных областей с образованием рифтовых долин (например, Восточноафриканская рифтовая система).
  2. На начальном этапе рифтовые долины превращаются в спрединговые центры с тонкими полосами океанической коры между рифтованными сегментами континентов. В результате получается узкое море с параллельными сторонами, например Красное море, которое открывается между северо-востоком Африки и Аравией.
  3. Зрелая стадия характерна расширением растущего бассейна и его дальнейшим развитием в крупный океан в окружении континентальных шельфов и постоянное производством новой, горячей, океанической коры (например, Атлантический океан).
  4. В конце концов, эта расширяющаяся система становится нестабильной, и вдали от хребта самая старая океаническая литосфера погружается обратно в астеносферу, образуя систему субдукции океанических желобов с зоной Заварицкого-Вадати-Беньофа, разграничивающей нисходящую плиту и связанные с ней островные дуги, как, например, ситуация в западной части Тихого океана. Начало субдукции на границе океана знаменует собой начало субдукционной стадии цикла (например, Тихий океан).
  5. Как только субдукция опережает формирование новой коры на конструктивной границе, океан начинает сжиматься. Комплексы островных дуг, вместе с осадочными и вулканическими породами, сталкиваются и создают молодые горные хребты по периферии сужающегося океана. Эти особенности отмечают заключительную стадию цикла (например, Средиземное море).
  6. Конечная стадия наступает, когда вся океаническая кора между континентальными массами субдуцируется, и континенты сходятся вдоль зоны столкновения, характеризующейся активным складчатым горным поясом, таким как Гималаи. В конце концов граница плит становится неактивной, но место соединения (или шва) между двумя континентальными массами является зоной слабости в литосфере, которая потенциально может стать местом нового разлома, и поэтому цикл продолжается.

6.2 Тектоника плит и изменение климата

Этот рассказ о тектонике литосферных плит Земли начался с рассмотрения свидетельств в прошлом Земли о существовании суперконтинентов и того, как свидетельства о прошлом климате, записанные в континентальных породах, могут быть использованы для воссоздания древних континентальных конфигураций. Свидетельства интерпретировались таким образом, что континенты считались пассивными регистраторами состояния поверхности во время своего неумолимого прохода по поверхности Земли. 

Хотя такое предположение в целом верно, достаточно лишь мгновенного взгляда на карту мира сегодня, чтобы понять, что расположение континентов оказывает заметное влияние как на локальный, так и на глобальный климат. Не в последнюю очередь из-за разницы в тепловых свойствах суши и океана — континентальный регион будет холоднее зимой и теплее летом, чем океанический регион на любой заданной широте. Более того, горные пояса, образовавшиеся в результате тектонической активности плит, резко изменяют количество осадков за счет влияния орографии — существования районов меньшего выпадения дождя (дождевой тени) с подветренной стороны горных поясов.

Глобальный климат также сильно контролируется океанскими течениями. Например, северо-запад Европы значительно теплее, чем другие регионы на аналогичных широтах из-за Гольфстрима и Североатлантического течения. Изменение направления океанических течений в экваториальной части Тихого океана — явление, известное как Эль-Ниньо — оказывает сильное влияние на климат вокруг Тихого океана. Океанские течения зависят от геометрии океанов, и это контролируется тектоникой плит. Следовательно, в геологических временных масштабах движение плит и континентов оказывает существенное влияние на распределение массивов суши, горных хребтов и взаимосвязь океанов. Как следствие, тектоника плит оказывает прямое и фундаментальное влияние на глобальный климат.

Чтобы проиллюстрировать этот эффект, кратко опишем образование морского пролива между южной оконечностью Южной Америки и Антарктикой и то, как этот морской пролив повлиял на глобальный климат.

Климат современной Антарктиды экстремален. Расположенный на Южном полюсе и находящийся в полной темноте в течение шести месяцев в году, континент покрыт льдом местами толщиной более 3 км. Однако так было не всегда. 50 млн лет назад, хотя Антарктида была более или менее на том же месте, что и сейчас, климат там был гораздо более умеренным — не было ледников, континент был покрыт пышной растительностью и лесами. Так как же произошло это резкое изменение?

Современный климат Антарктиды зависит от ее полной изоляции от остальной части планеты в результате антарктического циркумполярного течения, которое полностью окружает Антарктиду и создает бурный регион Южного океана, известный как ревущие сороковые. Обнаружение этого течения связано с открытием морских путей между континентами.

Антарктида и Южная Америка когда-то были объединены вместе как часть Гондваны и были последними осколками этого первоначального суперконтинента, которые отделились друг от друга. Реконструируя положение континентов по магнитным и другим характеристикам морского дна в этом регионе, геологи показали, что пролив Дрейка образовывался в три этапа между 50 и 20 млн лет назад. 50 млн лет назад, возможно, имелся неглубокий морской путь между Антарктидой и Южной Америкой, но оба континента двигались вместе.

34 млн лет назад морской путь был все еще узким, но различное движение Антарктической и Южноамериканской плит создало более глубокий канал между двумя континентами, который позволил глубокой океанской воде циркулировать вокруг континента. Наконец, 20 млн лет назад произошел серьезный сдвиг в границах местных плит, который позволил быстро развиться глубоководному каналу между двумя континентальными массивами.

Какие еще важные изменения в глобальных движениях плит произошли между 43 и 50 млн лет назад?

Совпадение в изменении движения Тихоокеанской плиты с изменениями в движении плит между Южной Америкой и Антарктидой показывает, что движения всех плит взаимосвязаны — изменение в движении одной плиты приводит к изменениям в движении многих других.

Эффект, произведенный на Антарктиду движением плит, был огромным. 34 млн лет назад климат похолодел по сравнению с существовавшими ранее умеренными условиями. Этого было достаточно, чтобы ледники начали свое продвижение, после чего последовал период продолжающегося похолодания, пока примерно 20 млн лет назад оледенение не было завершено. 

Сегодня Антарктическое циркумполярное течение является самым сильным глубоководным океанским течением, и его сила отвечает за климат «ледника», который захватывает планету. Открытие прохода Дрейка имело как локальный, так и глобальный эффект, первоначально охладив климат Антарктиды от умеренного до холодного и в конечном итоге сыграв важную роль в переходе от глобальных «парниковых» условий 50 млн лет назад к глобальному «леднику» сегодняшнего дня.

Этот пример показывает, как тектоника плит, дрейф континентов, открытие и закрытие морских проливов могут иметь огромное влияние как на локальный, так и на глобальный климат. На протяжении фанерозоя были длительные периоды, когда Земля была намного теплее, чем сегодня, — часто называемый «тепличным» климатом, а другие периоды, когда было холодно — называли климатом «ледника». Эти циклы, как и цикл Вильсона, происходят в течение 100 млн лет, отражая временные рамки движений плит, а также роста и исчезновения океанов. Учитывая четкую связь между циркуляцией океана и климатом, а также схожие временные рамки глобального изменения климата и движения плит, бесспорно, что одним из главных факторов, контролирующих долгосрочные изменения глобального климата, является тектоника плит.

Ледяная Антарктида
Антарктида — самый южный континент Земли. Он расположен в антарктической области южного полушария, почти полностью к югу от Полярного круга, и окружен Южным океаном. Его площадь 5,4 миллиона квадратных миль, это пятый по величине континент после Азии, Африки, Северной Америки и Южной Америки. Для сравнения, Антарктида почти в два раза больше Австралии. Около 98% Антарктиды покрыто льдом, толщина которого в среднем составляет не менее 1 мили.

7 Вывод

Тектоника плит — это великая объединяющая теория наук о Земле, объединяющая концепции дрейфа континентов и распространения морского дна в одну целостную теорию, объясняющую многие из основных особенностей поверхности Земли. Это объясняет, почему океаническая литосфера никогда не бывает старшене старше 180 млн лет и почему только континенты сохранили геологические данные Земли за последние 4000 млн лет. Она дает основу для объяснения распределения землетрясений и вулканов и механизма медленного дрейфа континентов по поверхности Земли. Теория в настоящее время достигла такого уровня научного признания, что движение плит, как относительно друг друга, так и относительно системы отсчета горячих точек, используется для вывода о движении системы отсчета горячих точек относительно оси вращения Земли.

Тектоника плит является следствием конвективного режима в подстилающей мантии, но связь между отдельными конвективными ячейками и границами плит не является прямой, потому что границы плит не фиксированы и, как и плиты, они перемещаются относительно друг друга. Движения плит вызваны гравитацией, в основном холодными плотными литосферными плитами, тянущими более молодую литосферу к деструктивной границе. Менее мощная движущая сила создается потенциальной энергией центров распространения, приподнятых примерно на 2-3 км над общим уровнем абиссальных равнин.

Поскольку идеи, касающиеся тектоники плит, развивались с 1970-х годов, стало очевидно, что, хотя эта теория может быть строго применена к океанам, то же самое нельзя сказать о континентах. Из-за прочности и жесткости океанических плит деформация сосредоточена в узких линейных зонах вдоль краев плит. Напротив, когда континентальная литосфера приближается к границе плит, деформация может распространяться на сотни километров вглубь континента, поскольку континентальные плиты менее прочны. Такая деформация приводит к возникновению основных горных поясов Земли, примером чего является Альпийско-Гималайский пояс.

c-sin






Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *