Размеры литосферных плит. Согласно научным исследованиям, учёным удалось установить, что литосфера состоит из. Примеры употребления слова плита

December 10th, 2015

Кликабельно

Согласно современной теории литосферных плит вся литосфера узкими и активными зонами - глубинными разломами - разделена на отдельные блоки, перемещающиеся в пластичном слое верхней мантии относительно друг друга со скоростью 2-3 см в год. Эти блоки называются литосферными плитами.

Впервые предположение о горизонтальном движении блоков коры было высказано Альфредом Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы «дрейфа континентов», но поддержки эта гипотеза в то время не получила.

Лишь в 1960-х годах исследования дна океанов дали неоспоримые доказательства горизонтальных движении плит и процессов расширения океанов за счёт формирования (спрединга) океанической коры. Возрождение идей о преобладающей роли горизонтальных движений произошло в рамках «мобилистического» направления, развитие которого и повлекло разработку современной теории тектоники плит. Основные положения тектоники плит сформулированы в 1967-68 группой американских геофизиков — У. Дж. Морганом, К. Ле Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей американских учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов.

Утверждается, что ученые не совсем уверены, что вызывает эти самые сдвиги и как обозначились границы тектонических плит. Существует бессчетное множество различных теорий, но ни одна из них полностью не объясняет все аспекты тектонической активности.

Давайте хотя бы узнаем как это себе представляют сейчас.

Вегенер писал: «В 1910 г. мне впервые пришла в голову мысль о перемещении материков…, когда я поразился сходством очертаний берегов по обе стороны Атлантического океана». Он предположил, что в раннем палеозое на Земле существовали два крупных материка - Лавразия и Гондвана.

Лавразия - это был северный материк, который включал территории современной Европы, Азии без Индии и Северной Америки. Южный материк - Гондвана объединял современные территории Южной Америки, Африки, Антарктиды, Австралии и Индостана.

Между Гондваной и Лавразией находилось первое морс - Тетис, как огромный залив. Остальное пространство Земли было занято океаном Панталасса.

Около 200 млн лет назад Гондвана и Лавразия были объединены в единый континент - Пангею (Пан - всеобщий, Ге - земля)

Примерно 180 млн лет назад материк Пангея снова начал разделяться на составные части, которые перемешались но поверхности нашей планеты. Разделение происходило следующим образом: сначала вновь появились Лавразия и Гондвана, потом разделилась Лавразия, а затем раскололась и Гондвана. За счет раскола и расхождения частей Пангеи образовались океаны. Молодыми океанами можно считать Атлантический и Индийский; старым - Тихий. Северный Ледовитый океан обособился при увеличении суши в Северном полушарии.

А. Вегенер нашел много подтверждений существованию единого материка Земли. Особенно убедительным показалось ему существование в Африке и в Южной Америке остатков древних животных - листозавров. Это были пресмыкающиеся, похожие на небольших гиппопотамов, обитавшие только в пресноводных водоемах. Значит, проплыть огромные расстояния по соленой морской воде они не могли. Аналогичные доказательства он нашел и в растительном мире.

Интерес к гипотезе движения материков в 30-е годы XX в. несколько снизился, но в 60-е годы возродился вновь, когда в результате исследований рельефа и геологии океанического дна были получены данные, свидетельствующие о процессах расширения (спрединга) океанической коры и «подныривания» одних частей коры под другие (субдукции).

Строение континентального рифта

Верхняя каменная часть планеты разделена на две оболочки, существенно различающиеся по реологическим свойствам: жесткую и хрупкую литосферу и подстилающую её пластичную и подвижную астеносферу.
Подошва литосферы является изотермой приблизительно равной 1300°С, что соответствует температуре плавления (солидуса) мантийного материала при литостатическом давлении, существующем на глубинах первые сотни километров. Породы, лежащие в Земле над этой изотермой, достаточно холодны и ведут себя как жесткий материал, в то время как нижележащие породы того же состава достаточно нагреты и относительно легко деформируются.

Литосфера разделена по плиты, постоянно движущиеся по поверхности пластичной астеносферы. Литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество мелких. Между крупными и средними плитами располагаются пояса, сложенные мозаикой мелких коровых плит.

Границы плит являются областями сейсмической, тектонической и магматической активности; внутренние области плит слабо сейсмичны и характеризуются слабой проявленностью эндогенных процессов.
Более 90 % поверхности Земли приходится на 8 крупных литосферных плит:

Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (например, Тихоокеанская плита), другие включают фрагменты и океанической и континентальной коры.

Схема образования рифта

Различают три типа относительных перемещений плит: расхождение (дивергенция), схождение (конвергенция) и сдвиговые перемещения.

Дивергентные границы – границы, вдоль которых происходит раздвижение плит. Геодинамическую обстановку, при которой происходит процесс горизонтального растяжения земной коры, сопровождающийся возникновением протяженных линейно вытянутых щелевых или ровообразных впадин называют рифтогенезом. Эти границы приурочены к континентальным рифтам и срединно-океанических хребтам в океанических бассейнах. Термин «рифт» (от англ. rift – разрыв, трещина, щель) применяется к крупным линейным структурам глубинного происхождения, образованным в ходе растяжения земной коры. В плане строения они представляют собой грабенообразные структуры. Закладываться рифты могут и на континентальной, и на океанической коре, образуя единую глобальную систему, ориентированную относительно оси геоида. При этом эволюция континентальных рифтов может привести к разрыву сплошности континентальной коры и превращению этого рифта в рифт океанический (если расширение рифта прекращается до стадии разрыва континентальной коры, он заполняется осадками, превращаясь в авлакоген).

Процесс раздвижения плит в зонах океанских рифтов (срединно-океанических хребтов) сопровождается образованием новой океанической коры за счёт магматических базальтовых расплав поступающих из астеносферы. Такой процесс образования новой океанической коры за счёт поступления мантийного вещества называется спрединг (от англ. spread – расстилать, развёртывать).

Строение срединно-океанического хребта. 1 – астеносфера, 2 – ультраосновные породы, 3 – основные породы (габброиды), 4 – комплекс параллельных даек, 5 – базальты океанического дна, 6 – сегменты океанической коры, образовавшие в разное время (I-V по мере удревнения), 7 – близповерхностный магматический очаг (с ультраосновной магмой в нижней части и основной в верхней), 8 – осадки океанического дна (1-3 по мере накопления)

В ходе спрединга каждый импульс растяжения сопровождается поступлением новой порции мантийных расплавов, которые, застывая, наращивают края расходящихся от оси СОХ плит. Именно в этих зонах происходит формирование молодой океанической коры.

Столкновение континентальной и океанической литосферных плит

Субдукция – процесс поддвига океанской плиты под континентальную или другую океаническую. Зоны субдукции приурочены к осевым частям глубоководных желобов, сопряжённых с островными дугами (являющихся элементами активных окраин). На субдукционные границы приходится около 80% протяжённости всех конвергентных границ.

При столкновении континентальной и океанической плит естественным явлением является поддвиг океанической (более тяжёлой) под край континентальной; при столкновении двух океанических погружается более древняя (то есть более остывшая и плотная) из них.

Зоны субдукции имеют характерное строение: их типичными элементами служат глубоководный желоб – вулканическая островная дуга – задуговый бассейн. Глубоководный желоб образуется в зоне изгиба и поддвигасубдуцирующей плиты. По мере погружения эта плита начинает терять воду (находящуюся в изобилии в составе осадков и минералов), последняя, как известно, значительно снижает температуру плавления пород, что приводит к образованию очагов плавления, питающих вулканы островных дуг. В тылу вулканической дуги обычно происходит некоторое растяжение, определяющее образование задугового бассейна. В зоне задугового бассейна растяжение может быть столь значительным, что приводит к разрыву коры плиты и раскрытию бассейна с океанической корой (так называемый процесс задугового спрединга).

Объём поглощённой в зонах субдукции океанской коры равен объёму коры, возникающей в зонах спрединга. Это положении подчёркивает мнение о постоянстве объёма Земли. Но такое мнение не является единственным и окончательно доказанным. Не исключено, что объём планы меняется пульсационно, или происходит уменьшение его уменьшение за счёт охлаждения.

Погружение субдуцирующей плиты в мантию трассируется очагами землетрясений, возникающих на контакте плит и внутри субдуцирующей плиты (более холодной и вследствие этого более хрупкой, чем окружающие мантийные породы). Эта сейсмофокальная зона получила название зона Беньофа-Заварицкого. В зонах субдукции начинается процесс формирования новой континентальной коры. Значительно более редким процессом взаимодействия континентальной и океанской плит служит процесс обдукции – надвигания части океанической литосферы на край континентальной плиты. Следует подчеркнуть, что в ходе этого процесса происходит расслоение океанской плиты, и надвигается лишь её верхняя часть – кора и несколько километров верхней мантии.

Столкновение континентальных литосферных плит

При столкновении континентальных плит, кора которых более лёгкая, чем вещество мантии, и вследствие этого не способна в неё погрузиться, протекает процесс коллизии. В ходе коллизии края сталкивающихся континентальных плит дробятся, сминаются, формируются системы крупных надвигов, что приводит к росту горных сооружений со сложным складчато-надвиговым строением. Классическим примером такого процесса служит столкновение Индостанской плиты с Евразийской, сопровождающееся ростом грандиозных горных систем Гималаев и Тибета. Процесс коллизии сменяет процесс субдукции, завершая закрытие океанического бассейна. При этом в начале коллизионного процесса, когда края континентов уже сблизились, коллизия сочетается с процессом субдукции (продолжается погружение под край континента остатков океанической коры). Для коллизионных процессов типичны масштабный региональный метаморфизм и интрузивный гранитоидный магматизм. Эти процессы приводят к созданию новой континентальной коры (с её типичным гранито-гнейсовым слоем).

Основной причиной движения плит служит мантийная конвекция, обусловленная мантийными теплогравитационными течениями.

Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных областей Земли и температуры близповерхностных её частей. При этом основная часть эндогенного тепла выделяется на границе ядра и мантии в ходе процесса глубинной дифференциации, определяющего распад первичного хондритового вещества, в ходе которого металлическая часть устремляется к центру, наращивая ядро планеты, а силикатная часть концентрируются в мантии, где далее подвергается дифференциации.

Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, и они всплывают, уступая место опускающимся более холодными и потому более тяжёлым массам, уже отдавшим часть тепла в близповерхностных зонах. Этот процесс переноса тепла идёт непрерывно, в результате чего возникают упорядоченные замкнутые конвективные ячейки. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения определяет горизонтальное перемещение вещества астеносферы и расположенных на ней плит. В целом, восходящие ветви конвективных ячей располагаются под зонами дивергентных границ (СОХ и континентальными рифтами), нисходящие – под зонами конвергентных границ. Таким образом, основная причина движения литосферных плит – «волочение» конвективными течениями. Кроме того, на плиты действуют ещё рад факторов. В частности, поверхность астеносферы оказывается несколько приподнятой над зонами восходящих ветвей и более опущенной в зонах погружения, что определяет гравитационное «соскальзывание» литосферной плиты, находящейся на наклонной пластичной поверхности. Дополнительно действуют процессы затягивания тяжёлой холодной океанской литосферы в зонах субдукции в горячую, и как следствие менее плотную, астеносферу, а также гидравлического расклинивания базальтами в зонах СОХ.

К подошве внутриплитовых частей литосферы приложены главные движущие силы тектоники плит – силы мантийного “волочения” (англ. drag) FDO под океанами и FDC под континентами, величина которых зависит в первую очередь от скорости астеносферного течения, а последняя определяется вязкостью и мощностью астеносферного слоя. Так как под континентами мощность астеносферы значительно меньше, а вязкость значительно больше, чем под океанами, величина силы FDC почти на порядок уступает величине FDO. Под континентами, особенно их древними частями (материковыми щитами), астеносфера почти выклинивается, поэтому континенты как бы оказываются “сидящими на мели”. Поскольку большинство литосферных плит современной Земли включают в себя как океанскую, так и континентальную части, следует ожидать, что присутствие в составе плиты континента в общем случае должно “тормозить” движение всей плиты. Так оно и происходит в действительности (быстрее всего движутся почти чисто океанские плиты Тихоокеанская, Кокос и Наска; медленнее всего – Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая и Африканская, значительную часть площади которых занимают континенты). Наконец, на конвергентных границах плит, где тяжелые и холодные края литосферных плит (слэбы) погружаются в мантию, их отрицательная плавучесть создает силу FNB (индекс в обозначении силы – от английского negative buoyance). Действие последней приводит к тому, что субдуцирующая часть плиты тонет в астеносфере и тянет за собой всю плиту, увеличивая тем самым скорость ее движения. Очевидно, сила FNB действует эпизодически и только в определенных геодинамических обстановках, например в случаях описанного выше обрушения слэбов через раздел 670 км.

Таким образом, механизмы, приводящие в движение литосферные плиты, могут быть условно отнесены к следующим двум группам: 1) связанные с силами мантийного “волочения” (mantle drag mechanism), приложенными к любым точкам подошвы плит, на рисунке – силы FDO и FDC; 2) связанные с силами, приложенными к краям плит (edge-force mechanism), на рисунке – силы FRP и FNB. Роль того или иного движущего механизма, а также тех или иных сил оценивается индивидуально для каждой литосферной плиты.

Совокупность этих процессов отражает общий геодинамический процесс, охватывающих области от поверхностных до глубинных зон Земли. В настоящее время в мантии Земли развивается двухъячейковая мантийная конвекция с закрытыми ячейками (согласно модели сквозьмантийной конвекции) или раздельная конвекция в верхней и нижней мантии с накоплением слэбов под зонами субдукции (согласно двухъярусной модели). Вероятные полюсы подъема мантийного вещества расположены в северо-восточной Африке (примерно под зоной сочленения Африканской, Сомалийской и Аравийской плит) и в районе острова Пасхи (под срединным хребтом Тихого океана – Восточно-Тихоокеанским поднятием). Экватор опускания мантийного вещества проходит примерно по непрерывной цепи конвергентных границ плит по периферии Тихого и восточной части Индийского океанов.Современный режим мантийной конвекции, начавшийся примерно 200 млн. лет назад распадом Пангеи и породивший современные океаны, в будущем сменится на одноячейковый режим (по модели сквозьмантийной конвекции) или (по альтернативной модели) конвекция станет сквозьмантийной за счет обрушения слэбов через раздел 670 км. Это, возможно, приведет к столкновению материков и формированию нового суперконтинента, пятого по счету в истории Земли.

Перемещения плит подчиняются законам сферической геометрии и могут быть описаны на основе теоремы Эйлера. Теорема вращения Эйлера утверждает, что любое вращение трёхмерного пространства имеет ось. Таким образом, вращение может быть описана тремя параметрами: координаты оси вращения (например, её широта и долгота) и угол поворота. На основании этого положения может быть реконструировано положение континентов в прошлые геологические эпохи. Анализ перемещений континентов привёл к выводу, что каждые 400-600 млн. лет они объединяются в единый суперконтинент, подвергающийся в дальнейшем распаду. В результате раскола такого суперконтинента Пангеи, произошедшего 200-150 млн. лет назад, и образовались современные континенты.

Тектоника литосферных плит - это первая общегеологическая концепция, которую можно было проверить. Такая проверка была проведена. В 70-х гг. была организована программа глубоководного бурения. В рамках этой программы буровым судном «Гломар Челленджер», было пробурено несколько сотен скважин, которые показали хорошую сходимость возрастов, оцененных по магнитным аномалиям, с возрастами, определенными по базальтам или по осадочным горизонтам. Схема распространения разновозрастных участков океанической коры показана на рис.:

Возраст океанской коры по магнитным аномалиям (Кеннет, 1987): 1 - области отсутствия данных и суша; 2–8 - возраст: 2 - голоцен, плейстоцен, плиоцен (0–5 млн лет); 3 - миоцен (5–23 млн лет); 4 - олигоцен (23–38 млн лет); 5 - эоцен (38–53 млн лет); 6 - палеоцен (53–65 млн лет) 7 - мел (65–135 млн лет) 8 - юра (135–190 млн лет)

В конце 80-х гг. завершился еще один эксперимент по проверке движения литосферных плит. Он был основан на измерении базовых линий по отношению к далеким квазарам. На двух плитах выбирались точки, в которых, с использованием современных радиотелескопов, определялось расстояние до квазаров и угол их склонения, и, соответственно, рассчитывались расстояния между точками на двух плитах, т. е., определялась базовая линия. Точность определения составляла первые сантиметры. Через несколько лет измерения повторялись. Была получена очень хорошая сходимость результатов, рассчитанных по магнитным аномалиям, с данными, определенными по базовым линиям

Схема, иллюстрирующая результаты измерений взаимного перемещения литосферных плит, полученные методом интерферометрии со сверхдлинной базой - ИСДБ (Картер, Робертсон, 1987). Движение плит изменяет длину базовой линии между радиотелескопами, расположенными на разных плитах. На карте Северного полушария показаны базовые линии, на основании измерений которых по методу ИСДБ получено достаточное количество данных, чтобы сделать надежную оценку скорости изменения их длины (в сантиметрах в год). Числа в скобках указывают величину смещения плит, рассчитанную по теоретической модели. Почти во всех случаях расчетная и измеренная величины очень близки

Таким образом, тектоника литосферных плит за эти годы прошла проверку рядом независимых методов. Она признана мировым научным сообществом в качестве парадигмы геологии в настоящее время.

Зная положение полюсов и скорости современного перемещения литосферных плит, скорости раздвижения и поглощения океанического дна, можно наметить путь движения континентов в будущем и представить их положение на какой-то отрезок времени.

Такой прогноз был сделан американскими геологами Р. Дитцем и Дж. Холденом. Через 50 млн. лет, по их предположениям, Атлантический и Индийский океаны разрастутся за счет Тихого, Африка сместится на север и благодаря этому постепенно ликвидируется Средиземное море. Гибралтарский пролив исчезнет, а «повернувшаяся» Испания закроет Бискайский залив. Африка будет расколота великими африканскими разломами и восточная ее часть сместится на северо-восток. Красное море настолько расширится, что отделит Синайский полуостров от Африки, Аравия переместится на северо-восток и закроет Персидский залив. Индия все сильнее будет надвигаться на Азию, а значит, Гималайские горы будут расти. Калифорния по разлому Сан-Андреас отделится от Северной Америки, и на этом месте начнет формироваться новый океанический бассейн. Значительные изменения произойдут в южном полушарии. Австралия пересечет экватор и придет в соприкосновение с Евразией. Этот прогноз требует значительного уточнения. Многое здесь еще остается дискуссионным и неясным.

источники

http://www.pegmatite.ru/My_Collection/mineralogy/6tr.htm

http://www.grandars.ru/shkola/geografiya/dvizhenie-litosfernyh-plit.html

http://kafgeo.igpu.ru/web-text-books/geology/platehistory.htm

http://stepnoy-sledopyt.narod.ru/geologia/dvizh/dvizh.htm

А я вам давайте напомню , а вот интересные и вот такой . Посмотрите на и Оригинал статьи находится на сайте ИнфоГлаз.рф Ссылка на статью, с которой сделана эта копия -

Главными структурными единицами на уровне литосферы являются литосферные плиты, отражающие ее латеральные неоднородности. Их границы пересекают земную кору и надастеносферную мантию, а часто по сейсмическим данным прослеживаются до значительных глубин в нижней мантии. Среди структур второго порядка внутри литосферных плит выделяются их континентальные и океанические сегменты (континенты и океаны), наиболее резко отличающиеся строением земной коры. Развитие главных структурных единиц литосферы описывается тектоникой литосферных плит.

В основных положениях тектоники литосферных плит выделяются шесть постулатов.

1) В верхних оболочках твердой Земли по реологическим свойствам выделяется хрупкая оболочка – литосфера и, подстилающая ее, пластичная оболочка – астеносфера.

2) Литосфера разделена на ограниченное число крупных и малых плит. Крупные литосферные плиты это – Евразийская, Африканская, Северо-Американская, Южно-Американская, Тихоокеанская, Австралийская, Наска . Среди малых плит и микроплит выделяются: Хуан-де-Фука, Кокос, Карибская, Аравийская, Китайская, Индокитайская, Охотская, Филиппинская .

3) Выделяется три типа границ литосферных плит: дивергентные границы , вдоль которых происходит раздвижение плит; конвергентные границы , по которым плиты сближаются и погружаются одна под другую или сталкиваются друг с другом, трансформные границы , где плиты скользят друг относительно друга.

4) Горизонтальное движение плит может быть описано законами сферической геометрии Эйлера, согласно которым любое перемещение двух сопряженных точек на сфере совершается вдоль окружности, проведенной относительно оси, проходящей через центр Земли. Выход этой оси на земную поверхность называется полюсом вращения или раскрытия.

5) Площадь поглощаемой на конвергентных границах океанской коры, равна площади коры, образующейся на дивергентных границах.

6) Основная причина движения литосферных плит – это конвекция в мантии.

Важным дополнением к «классической» тектонике плит служит тектоника плюмов , представления которой стали формироваться одновременно с тектоникой плит, использовавшей «горячие точки» океанов для трассирования движения литосферных плит. В настоящее время по данным сейсмической томографии выделяются потоки разуплотненного разогретого вещества (плюмы), исходящие с разных глубинных оболочек Земли.

Дивергентные границы литосферных плит обусловлены процессами рифтогенеза и отражают геодинамические условия латерального растяжения, ориентированного в основном вкрест простирания дивергентных границ. В морфологическом отношении рифтовые структуры выражены сложными системами грабенов, ограниченных сбросами. Большинство рифтовых структур образуют единую глобальную систему, пересекающую континенты и океаны. Большая часть системы (около 60 тыс. км) расположена в океанах и выражена срединно-океаническими хребтами. На континентах океанические рифты часто продолжаются континентальными рифтами. При пересечении с активными окраинами континентов срединно-океанические хребты могут поглощаться в зонах субдукции. Отмирание рифтовых зон по простиранию носит постепенный характер, или пресекается трансформными разломами. Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг Южного полюса на широтах 40-60°. От этого кольца отходят в меридиональном направлении три затухающие к северу ветви: Восточно-Тихоокеанская , Атлантическая и Индоокеанская . Вне глобальной системы находятся лишь немногие из крупных рифтовых зон.

Среди механизмов рифтогенеза выделяют деформационный рифтогенез и механизм гидравлического расклинивания. При деформационном рифтогенезе растяжение реализуется разрывными и вязкими деформациями в относительно узкой полосе с уменьшением мощности этой полосы и образованием «шейки». Предложено несколько моделей деформационного рифтогенеза. Модель Р. Смита и др. с субгоризонтальным срывом между ярусом хрупких и ярусом пластических деформаций; модель У. Гамильтона и др. с линзовидным характером деформаций; модель Б. Вернике, рассматривающая асимметричную деформацию на основе пологого сброса.

Механизм гидравлического расклинивания предусматривает в качестве активной силы базальтовую магму, которая раздвигает породы, внедряясь снизу в вертикальные трещины между ними и образуя рои параллельных даек. Трещины возникают в результате гидроразрыва под действием той же магмы.

Раскрытие зон спрединга может происходить двумя путями. Первый из них активный рифтогенез исходит из первичности восходящего потока астеносферного вещества. Поток поднимает и раздвигает литосферу, что в конечном итоге приводит к ее утонению и разрыву. Пассивный рифтогенез обусловлен растягивающими усилиями, которые приложены непосредственно к деформируемому слою.

Трансформные границы литосферных плит сочетаются и дополняют дивергентные границы. Наиболее ярко они выражены в пределах срединно-океанических хребтов, где делят их на разновозрастные фрагменты и смещают вкрест простирания.

Важнейшим свойством дивергентных и трансформных границ является то, что в их пределах в процессе спрединга зарождается новая океаническая кора .

Конвергентные границы литосферных плит характеризуются сближением плит в геодинамических условиях преобладающего латерального сжатия. Они выражены зонами субдукции , в которых океаническая кора погружается под континентальную, или океаническая кора погружается под океаническую, но более молодую. При сближении с последующим столкновением континентальных сегментов литосферных плит конвергентные границы выражаются коллизией. В определенных условиях субдукция и коллизия могут сопровождаться обдукцией – надвиганием океанической коры на континентальную. Большинство зон субдукции расположено по периферии Тихого океана. Другая система отходит от Тихоокеанской на запад и, чередуясь с коллизионными участками, следует от Зондской зоны до Калабрийской в Средиземном море и Гибралтарской. Современные коллизионные зоны связаны в основном со Средиземноморско-Гималайским складчатым поясом. В их пределах происходит тектоническое скучивание , приводящее к интенсивным складчато-надвиговым деформациям и формированию горных сооружений – орогенов.

Также как на дивергентных и трансформных границах, в пределах конвергентных границ происходит формирование новой коры, но коры континентального типа.

Внутриплитные тектонические процессы и структуры ими порождаемые в настоящее время являются объектом интенсивного изучения. Среди основных типов внутриплитных дислокаций выделяются планетарная трещиноватость и тесно связанные с ней линеаменты, зоны складчатых дислокаций и кольцевые структуры.

Планетарная трещиноватость представляется наиболее универсальным и повсеместно распространенным типом внутриплитных дислокаций. Наиболее изучена она на континентальных сегментах литосферных плит, где лучше всего проявлена в недеформированном виде в отложениях платформенного чехла. Важнейшей ее особенностью является преобладание двух генераций трещин: послойных (субгоризонтальных) и нормальных (перпендикулярных к границам слоя). Расстояния между нормальными трещинами являются функцией мощности слоя и состава пород его слагающих. В общем случае, чем больше мощность слоя, разорванного трещинами, тем больше расстояние (шаг) между ними. Кроме того, нормальные трещины делятся на системы – совокупности трещин с близкими элементами залегания. Среди систем чаще всего выделяют субмеридиональную, субширотную и две диагональные (северо-западную и северо-восточную). Особенности планетарной трещиноватости связывают с ротационными факторами – нестационарностями скорости вращения планеты вокруг своей оси.

Термин линеамент впервые был предложен американским геологом У. Хоббсом в 1911 г. для обозначения, вытянутых в одном направлении глобальных элементов рельефа и структуры. Новое свое значение он получил в процессе широкого применения в геологии аэро- и космоснимков, как отражение на земной поверхности разрывных нарушений различного ранга (в том числе и планетарной трещиноватости).

Внутриплитные зоны складчатых дислокаций обнаруживаются на всех континентах, а в настоящее время начинают выделяться и в пределах океанического дна. Их протяженность достигает сотен километров при ширине многие десятки километров. Часть из них образуются над древними рифтами в результате инверсии движений, другие формируются параллельно ближайшим складчатым поясам и синхронно с ними. По происхождению тесно связаны с ними эпиплатформенные орогены. Широко распространены пологие линейные поднятия и прогибы, рассматриваемые как литосферные складки.

Кольцевые структуры (морфоструктуры центрального типа) активно начали изучаться в тесной связи с развитием космической геологии. Среди них выделяют структуры магматогенного происхождения (вулканогенные, вулканогенно-плутонические, плутонические); метаморфогенные (гранитогнейсовые купола); диапировые структуры соляных, глиняных толщ, сводовые поднятия и погружения; а также термокарстовые и карстовые формы, связанные с экзогенными процессами. Особую группу образуют структуры ударного (метеоритного) происхождения. Значительную часть из выделенных при дешифрировании кольцевых объектов относят к категории криптоструктур (структур неустановленного происхождения).

Ударные (метеоритные, космогенные) структуры образуются при падении на Землю небесных тел различного типа и размера. К метеоритным кратерам относятся котловины на поверхности Земли, сохраняющие морфологические черты ударного происхождения. Структуры, которые утратили эти черты вследствие денудации принято называть астроблемами (звездными шрамами).

Скорости подхода космических тел к Земле изменяются от 11 до 76 км/с. Небольшие по размерам тела при входе в атмосферу теряют скорость вследствие торможения. Они полностью могут «сгорать» в атмосфере. Но уже тела размером 10-20 м, сталкиваясь с Землей со скоростью первые километры в секунду, способны формировать кратеры и оставлять в них свои обломки. Если скорость таких тел при ударе составляет 30 и более км/с, развивается давление 1500 ГПа, что примерно в 50 раз больше, чем в центре Земли. При этом температура составляет десятки тысяч градусов. В таких условиях происходит почти полное испарение метеорного вещества. Кратеры заполнены ударной брекчией, залегающей на раздробленных коренных породах. В центральной части кратеров часто выделяется центральное поднятие, сложенное хаотической брекчией. Породы, выполняющие кратер (импактиты ), образуются при огромном давлении и высокой температуре. Среди них выделяются следующие разновидности.

Аутигенная брекчия – это раздробленные коренные породы, не испытавшие значительного перемещения. Они залегают в основании разреза.

Аллогенная брекчия образована упавшими назад в кратер обломками различных размеров, сцементированных рыхлым обломочным материалом (коптокластом ). Мощность брекчии может достигать 100 и более метров.

Зювиты , представляющие собой спекшуюся массу обломков стекла и пород, вместе с другими породами выполняют внутренние части кратеров. Кроме того, они распространяются отдельными языками за пределами кратеров.

Тагамиты залегают внутри воронок. Они образуют неправильные пластообразные и линзообразные тела на поверхности аутигенной брекчии или над аллогенной брекчией и зювитами, а также формируют дайки и жерла в аутигенной брекчии и псевдопокровы. Представлены тагамиты однообразными пятнистыми породами с пористой, иногда пемзовидной структурой, состоящими из обломков темно-серого или цветного стекла.

Псевдотахилиты – переплавленные стекловатые или раскристаллизованные породы, образующие жилы в аутигенных брекчиях. Они образуются в результате фрикционного плавления на границах трущихся друг о друга блоков.

Океаны

Важнейшими морфоструктурными элементами океанов являются срединно-океанические хребты, трансформные разломы и абиссальные равнины.

Срединно-океанические хребты и трансформные разломы , являясь частью глобальной системы рифтов, проявляются во всех океанах как зоны спрединга – расширения океанического дна за счет образующейся в их осевых частях новой коры. Хребты – это грандиозные горные сооружения, средняя ширина которых изменяется от нескольких сотен километров до 2000-4000 км, относительное превышение над океаническим ложем составляет 1-3 км. Вершины хребтов находятся на глубинах в среднем 2,5 км. Рельеф хребтов сильно расчленен. При этом по мере удаления от оси горные шпили сменяются холмистым рельефом, который постепенно сглаживается на переходе к абиссальным равнинам. Хребты, таким образом, подразделяются на две геоморфологические зоны: зону гребня и зону склонов (флангов) . Гребневые зоны состоят из горных систем и разделяющих их долинообразных понижений, вытянутых в соответствии с общим простиранием. В центральной осевой зоне срединно-океанических хребтов высота гор максимальна. Здесь они сопряжены с узкой (10-40 км) и глубокой (1-4 км) рифтовой долиной с крутыми (около 40°) бортами, которые разделяются на несколько уступов. В уступах обнажаются подушечные лавы (пиллоу-лавы ). Рифтовая долина характеризуется блоково-грядовым расчленением. Ее центральная часть состоит из застывших базальтовых куполов и рукавообразных потоков, расчлененных гьярами – зияющими трещинами растяжения без вертикального смещения шириной 0,5 – 3 м (иногда до 20 м) и протяженностью десятки метров. Срединно-океанические хребты Тихого океана по сравнению с хребтами Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого (Арктического) океанов характеризуются менее контрастными формами рельефа, рифтовая долина в них выражена нечетко, широко развиты вулканические формы.

Срединно-океанические хребты пересекаются трансформными разломами (Дж. Т. Вилсон, 1965), которые смещают фрагменты хребтов в направлениях, поперечных к простиранию хребтов. Амплитуда смещения составляет сотни километров (до 750 км в приэкваториальных областях Атлантики). В рельефе дна океана трансформные разломы выражены узкими трогами с крутыми склонами. Их глубина достигает 7-8 км (разломы Элтанин и Романш). Трансформные разломы – это особого типа разрывы со сдвиговым смещением, которые переносят (трансформируют) горизонтальное движение литосферы от одной активной границы к другой. Трансформные разломы рифтовых соответствуют типу «хребет-хребет» (снимают напряжения между двумя отрезками рифтовой зоны). Причины накопления напряжений между сегментами хребта связаны с неравномерностью спрединга. В строении трансформных разломов выделяется активная и пассивные части. В пределах активной части происходит формирование новой океанической коры. По протяженности среди трансформных разломов выделяются магистральные (по В. Е. Хаину), или демаркационные (по Ю. М. Пущаровскому) Их протяженность десятки тысяч километров, а расстояния их разделяющие около тысячи километров. Они пересекают океаны и могут выходить на континенты. Такие трансформные разломы делят океаны на сегменты, раскрывшиеся в разное время. Менее протяженные трансформные разломы пересекают срединно-океанические хребты через каждые 100-200 км и продолжаются на некоторые расстояния в пределах абиссальных равнин. Разломы следующей категории не выходят за пределы хребтов и отстоят друг от друга на десятки километров. Наконец, более мелкие разломы пересекают лишь гребневые зоны и Рифтовые долины.

В геофизических полях срединно-океанические хребты выражены весьма отчетливо. Зона гребня отличается повышенной сейсмичностью. При этом глубина гипоцентров землетрясений обычно не превышает первых километров. В гравитационном поле вдоль оси хребта выделяются отрицательные аномалии. В сочетании с повышенным тепловым потоком гребневой зоны они фиксируют магматические камеры, в которых концентрируются магмы, представляющие результат выплавки базальтовой компоненты из залегающей вблизи поверхности астеносферы. Магнитное поле срединно-океанических хребтов характеризуется полосовыми магнитными аномалиями. Они следуют параллельно и симметрично оси хребта и представляют чередование прямой и обратной полярности. Аномалиям присвоены номера, счет которых начинается симметрично по обе стороны от осевой зоны. Расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах может быть различным. Оно не остается постоянным и вдоль одной и той же аномалии. Иногда симметрия аномалий относительно оси рифта различна по разным сторонам: по одну сторону аномалии расположены сжато, а по другую – разреженно. Все эти особенности объясняются тем, что при кристаллизации магмы в зоне раздвига остаточная намагниченность фиксирует в горных породах геомагнитные характеристики (модель Ф. Вайна – Д. Мэтьюза из Кембриджского университета США, 1963 г.). По мере своего формирования новообразованная океаническая кора отодвигается от оси спрединга и, подобно магнитной ленте записывает вариации геомагнитного поля, в том числе инверсии полярности. Поскольку наращивание коры происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две, дублирующие друг друга магнитные записи. Расстояние между одноименными аномалиями, при условии датирования их возраста, позволяет определить скорость спрединга. Полученные по этой методике скорости изменяются от долей сантиметра до 15-18 см / год. Поскольку спрединг развивается обычно симметрично, полная скорость раздвигания литосферных плит в два раза больше скорости спрединга. Глобальная аномалийная шкала в настоящее время разработана достаточно подробно. В частности, 34 аномалия, имеющая нормальную полярность, занимает широкую полосу дна и трактуется как «меловая зона спокойного магнитного поля (120-84 млн. лет). Выделяются и более древние аномалии с датировками вплоть до 167,5 млн. лет (юра). Таким образом, использование данных по полосовым аномалиям позволило реконструировать историю океанов, а также всей глобальной системы относительного перемещения литосферных плит с середины мезозоя до настоящего времени.

Тектономагматические процессы зон спрединга формируют океаническую кору из вещества, отделяющегося от мантии. По объему продуктов современного вулканизма океанические зоны спрединга в три раза превосходят все остальные виды вулканизма вместе взятые и составляют около 4 км³ / год. Основные разновидности магматических пород срединных океанических хребтов образованы базальтоидами, габброидами, а также перидотитами – тугоплавким остатком мантийного вещества. Для хребтов характерен особый геохимический тип базальтоидов, обозначаемых обычно аббревиатурой MORB (Mid-Oceanic Ridge Basalts) или СОХ (Срединно-Океанических Хребтов), или толеитовых базальтов . Для океанических толеитов нормального типа (N-MORB) отмечается малое содержание подвижных (некогерентных ) элементов, под которыми подразумеваются элементы, обладающие ионными радиусами и зарядами, не позволяющими легко входить в породообразующие минералы. Поэтому они обладают очень низкими коэффициентами распределения кристалл – жидкость и накапливаются в системе по мере кристаллизации. К ним относятся калий, цирконий, барий, большинство TR и пр. Такие базальты считают результатом частичного плавления геохимически истощенной (деплетированной ) мантии на сравнительно небольших глубинах. При этом степень плавления исходных пород была высокой, что выразилось обогащением расплава элементами группы железа.

К вулканическим зонам срединно-океаническиххребтов приурочены выходы гидротерм . С ними связаны металлоносные осадки и специфические отложения «черных и белых курильщиков».

Металлоносные осадки – это рыхлые полигенные образования, обогащенные в основном железом и марганцем гидротермального происхождения. Современные осадки приурочены к осевым частям и флангам спрединговых хребтов, к окрестностям гидротермальных полей. По мере развития спрединга металлоносные осадки переходят в погребенное состояние и залегают в основании разреза осадочного чехла океана, где их мощность может достигать нескольких десятков метров. Эти образования выделяются в самостоятельную металлоносную базальную формацию .

«Черные курильщики» - трубообразные конусы сульфидных построек, через которые поступают гидротермальные растворы с температурой 350-400°С, насыщенные взвесью минеральных частиц, рассеивающихся в водной среде подобно дыму. Они сопровождаются уникальным, полностью независимым от экзогенных источников питания, комплексом биоты. Холмы и конусные постройки образуют залежи массивных сульфидных руд массой несколько тысяч тонн. Отмечаются также плащеобразные покровы массивных сульфидных руд, мощностью до 10 м. Масса некоторых из таких образований может достигать 2 млн. тонн. Сульфидные руды локализуются в основном в осевых зонах срединно-океанических хребтов.

«Белые курильщики» - тип относительно низкотемпературных гидротермальных источников с температурой менее 300°С, функционирующих в парагенезе с «черными курильщиками». Однако, если дым «черных курильщиков» состоит из сульфидов железа, цинка, меди с примесью аморфного кремнезема, то дым «белых курильщиков» образован сульфатами (ангидритом, баритом) и аморфным кремнеземом.

Относительно недавно на вершине подводной горы Атлантис в пределах Срединно-Атлантического хребта, в 15 км к западу от его оси на глубине 2600 футов обнаружен еще один неизвестный ранее тип гидротерм. В рельефе дна эти гидротермы представлены громадными ослепительно белыми башнями высотой до 60 м и шириной в основании около 100 м, базирующихся на перидотитах. Они получили название Lost City (Затерянный Город) . Башни состоят из карбонатов – кальцита, арагонита, брукита. Они лишены дыма, вместо которого из трещин изливаются потоки воды с температурой 50-80°С. Источник тепла - процесс остывания ультраосновных пород. Дополнительно оно вырабатывается за счет химической реакции, при которой оливин (основной минерал перидотита) взаимодействует с морской водой, растворенными в ней солями и переходит в серпентинит и карбонаты, слагающие описанные гидротермальные сооружения. «Затерянный Город» обильно заселен бактериями, образующими обширные маты. Они питаются метаном и водородом, которые выделяются в процессе реакции.

В зависимости от скорости спрединга выделяют зоны с быстрым спредингом (скорость более 7 см/год), средним спредингом (скорость 3-7 см/год), медленным спредингом (скорость 1-3 см/год) и ультрамедленным спредингом (скорость до 1 см/год). Скорость спрединга тесно связана с рельефом океанических спрединговых зон. Примером высокоскоростного спрединга может служить Восточно-Тихоокеанское поднятие, которое отличается большой шириной, слабо выраженной рифтовой впадиной (вплоть до ее полного отсутствия и замещения горстообразным выступом). Срединно-Атлантический хребет на разных своих участках обладает низкими и средними скоростями спрединга. Его рельеф – это рельеф «классического» срединно-океанического хребта. К рифтовым зонам с ультрамедленным спредингом относится хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане. В рельефе дна он представлен практически одной узкой рифтовой долиной. Изменение скорости спрединга в срединно-океанических хребтах носит циклический характер, что выражается в тектоноэвстатических трансгрессиях и регрессиях. При быстром спрединге новая кора образуется в больших объемах, гребневая часть хребтов не успевает остывать, и хребты приобретают большую ширину, «выдавливают» воду океанов на сушу, что вызывает глобальную трансгрессию. При медленном спрединге вновь образованная океаническая кора формируется в меньших объемах, успевает остывать. Глубина океанических впадин возрастает, равно как и их объем. Вода с континентов «стягивается» в океан, происходит глобальная регрессия.

От скорости дивергенции зависит и обособление базальтовой магмы. С повышением скорости спрединга магматическая камера хребтов размещается все ближе к поверхности. Магма имеет более высокую температуру и низкую вязкость, поэтому при излиянии образует обширные покровы, подобные платобазальтам континентов. При медленном спрединге формируются подушечные лавы. Малые скорости спрединга затрудняют выход расплава на поверхность, возрастает степень дифференциации магмы, появляются порфировые разности базальтов. С возрастанием скорости спрединга в породах увеличивается содержание титана, возрастает отношение количества железа к количеству магния. В спрединговых зонах с высокой скоростью спрединга преобладает механизм гидравлического расклинивания . Он выражен в том, что при быстром подъеме базальтовой магмы обеспечивается расклинивающий эффект, который оказывает магма на породы земной коры. Застывшие магматические клинья выражены системами параллельных даек в основании океанической коры. В условиях медленного спрединга важную роль может играть деформационный механизм рифтогенеза , при котором растяжение реализуется разрывными и вязкими деформациями земной коры в относительно узкой полосе с уменьшением ее мощности.

Отмирание зон океанического рифтогенеза может происходить при изменении внешних геодинамических условий. В результате могут формироваться палеоспрединговые хребты . Один из вариантов такого отмирания – это резкое смещение, перескок (jumping) оси спрединга. После того, как скорость спрединга снижается до минимальных значений, растягивающие напряжения прекращаются и наступает длительная пассивная фаза, когда литосфера под хребтом охлаждается, наращивает свою мощность снизу за счет кристаллизации астеносферного материала. Это сопровождается изостатическим опусканием, рельеф хребта сглаживается, он все больше перекрывается осадочным чехлом.

Абиссальные равнины по площади являются преобладающим элементом строения океанического ложа. Они располагаются между срединно-океаническими хребтами и подножиями континентов и имеют глубину от 4 до 6 км. Кора в пределах абиссальных равнин выдержана по толщине, за исключением того, что осадочный слой в направлении к континентальным окраинам увеличивается по мощности за счет появления все более древних горизонтов, вплоть до верхов средней юры.

Некоторые равнины (особенно в Атлантическом и Индийском океанах) обладают идеально плоской поверхностью дна, другие, преимущественно в Тихом океане, характеризуются холмистым рельефом. Среди равнин возвышаются подводные вулканические горы. Их особенно много в пределах Тихого океана. Особую разновидность подводных гор образуют гийоты – плосковершинные возвышенности вулканического происхождения, встречающиеся на глубине около 2 км. Их вершины ранее были срезаны морской абразией, затем перекрыты мелководными осадками, иногда, рифами, и далее погрузились в результате охлаждения коры ниже уровня океана.

Абиссальные равнины крупными подводными хребтами и возвышенностями разделяются на отдельные котловины. Среди подводных поднятий выделяются изометричные возвышенности овально-округлой формы (Бермудское в Атлантики), плоские возвышенности за счет осадочного чехла – океанские плато (Онтонг-Джава в Тихом океане). Другие – линейные, протягивающиеся на тысячи километров при ширине сотни километров (Мальдивский и Восточно-Индийский хребты в Индийском океане). Все эти хребты и возвышенности поднимаются над смежными котловинами на 2-3 км. Кое-где их вершины выступают над уровнем моря в виде островов (Бермудские острова). Для большинства поднятий очевидно вулканическое происхождение. Для Императорско-Гавайского хребта оно доказывается современным вулканизмом на о. Гавайи, вулканической природой остальных островов Гавайской цепи. Для этих и других островов, кроме эффузивов, известны интрузии пород – дифференциатов щелочно-базальтовой магмы. Практически под всеми подводными поднятиями отмечается утолщение коры, которое может превышать 30 км. Первоначально значительная часть внутренних поднятий океана с утолщенной корой относилась к микроконтинентам . Однако последующие исследования показали, что число современных представителей этой категории структур весьма ограниченно. В Атлантике к ним относится плато Роккол, в Индийском океане – Мадагаскар. В Тихом океане Новая Зеландия с Новозеландским подводным плато. В Северном Ледовитом океане - хр. Ломоносова. Микроконтиненты обладают плоской поверхностью, лежащей на глубине около 2 км, но отдельные их части могут выступать над водой в виде островов. По сравнению с абиссальными равнинами осадочный чехол микроконтинентов обладает увеличенной мощностью. В нем могут присутствовать отложения, предшествующие раскрытию данного океана. Возраст фундамента может изменяться от палеозойского до архейского. Микроконтиненты откалывались от континентов на ранних стадиях раскрытия океана. Затем ось спрединга перескакивала в центральную часть современного океана.

Современный Мировой океан состоит из нескольких океанов. Из них Тихий океан – самый большой океан нашей планеты. Он занимает около трети поверхности земного шара и почти половину площади Мирового океана – 178,6 млн. км². Это самый глубокий океан, его средняя глубина более 4 км, а максимальная – 11022 м отмечена в Марианской впадине. Ложе океана занимает 63% его площади. Системой поднятий оно разделяется на ряд котловин, наиболее крупные из которых расположены по центральной оси ложа. На западе для котловин характерна холмистая поверхность, в восточной части океана (Северо-Восточная, южная котловины и др.) отмечается грядово-холмистый рельеф. Ложе осложнено вулканическими хребтами (Императорский, Гавайский хребты и др.). Характерны также многочисленные (около 7 тысяч) гийоты. В основном они расположены на сводовых поднятиях, валах, а также вдоль разломов. В восточной части расположен Тихоокеанский срединный хребет, смещенный относительно средней линии к востоку. Площадь его – 13% общей площади океана. Значительная часть хребта в северном полушарии уходит под Северную Америку. Отличительная черта – его сравнительно небольшая высота (от 1 до 2,5 км), значительная ширина (до 3 тыс. км), отсутствие четко выраженной рифтовой долины. Осевой блок здесь часто представлен гребнем высотой в несколько сотен метров и шириной несколько десятков километров. Тихоокеанский хребет разделяется на несколько звеньев. Среди них Южно- и Восточно-Тихоокеанское поднятия, хребты Гордн и Хуан-де-Фука. Выделяются также две большие ветви – Галапагосская и Чилийская. Среди наиболее крупных трансформных разломов, рассекающих хребет на сегменты, смещенные друг относительно друга в широтном направлении выделяются: Элтанин, Галапагосский, Мендосино, Кларион, Клипперон. Специфической морфоструктурой Тихого океана является Новозеландское плато – глыба материковой коры, не связанная с окружающими континентами.

Атлантический океан составляет около четверти Мирового океана (площадь 90,5 млн. км²). Его средняя глубина составляет 3844 м. Ложе океана (около 35% его общей площади) характеризуется сочетанием глубоководных котловин (Северо-Американская, Канарская, Западно-Европейская, Бразильская, Ангольская, Капская) и подводных поднятий. Для котловин характерен абиссальный холмистый рельеф.

Срединно-Атлантический хребет занимает почти половину площади океана. Его ширина около 1400 км при превышении над дном до 4 км, склоны его крутые. Рифтовая зона на всем своем протяжении отчетливо выражена. Трансформными разломами хребет разделен на несколько фрагментов: северный (хребты Книповича и Мона) доходит до о. Ян-Майен; далее следуют хребет Кольбейнст и Большой Исландский грабен (о. Исландия). К югу он продолжается хребтом Рейкьянес и до Азорских островов имеет строго меридиональное простирание. В районе экватора, трансформные разломы Романш, Вима, Сан-Паулу, Чейн и др. смещают его на несколько сотен километров. Южно-Атлантический хребет сохраняет субмеридиональное положение.

Средиземноморский бассейн в океанологическом отношении принадлежит бассейну Атлантического океана, а в тектоническом смысле отличается сложным строением, отражающим длительное его развитие, в значительной степени унаследованное отполициклического океана Тетис . Средиземное море через Дарданеллы - Мраморное море - Босфор соединяется с глубоководным Черным морем. В пределах Средиземноморья имеются глубоководные котловины, во многом сходные с океаническими, обширные мелководные плато, глубоководные желоба и рифтовые зоны, подводные хребты и отдельные вулканы.

Восточная часть Средиземного моря одновозрастна с основным океаном Тетис. Она представляет собой южные глубоководные бассейны этого океана.

Западная часть Средиземного моря (Западно-Средиземноморский бассейн) возникла на неотектоническом этапе (в олигоцене) как малый океанический бассейн уже после закрытия океана Тетис.

Индийский океан имеет площадь 76,8 млн. км² (около 20% площади Мирового океана). Его средняя глубина 3963 м. Ложе океана состоит из 24 глубоководных котловин из которых наиболее крупные: Центральная, Западно-Австралийская, Мадагаскарская, Сомалийская. Ложе осложнено меридиональными разломами. В пределах котловин выявлено около тысячи гийотов. Котловины разделены подводными поднятиями (хребтами): Мальдивским, Восточно-Индийским, Мадагаскарским, Мозамбикским, Маскаренским, Амирантским и др.

Срединно-океанические хребты Индийского океана – это сложная система подводных горных цепей, в которую входят: Западно-Индийский хребет, продолжающий систему Срединно-Атлантических хребтов; Австрало-Антарктический хребет, соединяющийся с хребтами Тихого океана; Центрально-Индийский хребет, возникший при слиянии первых двух хребтов.; Аравийско-Индийский; хребет (Карлсберг). Срединно-Океанические хребты осложнены трансформными разломами.

Северный Ледовитый океан – самый маленький океан. Его площадь 15,2 млн. км² (4,2% площади Мирового океана). Средняя глубина 1300 м. Ложе океана составляет 40% его площади и образовано небольшими глубоководными котловинами: Амундсена, Нансена, Макарова, Толя, Бофорта. Они разделены подводными поднятиями – погруженными блоками континентальной коры, выраженные хребтами: Ломоносова, Менделеева, Альфа.

Срединно-океанический хребет продолжает Срединно-Атлантический хребет. Он начинается хребтом Гаккеля, который обладает незначительной шириной, редуцированными флангами. В сущности, он образован одной рифтовой долиной. Предполагается его продолжение на суше в дельте Лены в системе Момского рифта.

Возраст океанов , ограниченных пассивными окраинами, определяется возрастом их наиболее древней коры, соответствующей началу раскрытия океанов. Для Атлантического океана – это 170 млн. лет (батский-келловейский века средней юры). Для Индийского океана – 158 млн. лет (оксфордский век поздней юры). Для Северного Ледовитого океана – 120 млн. лет (ранний мел). Для Тихого океана, окруженного активными окраинами, на основе палеогеографических реконструкций выделены фрагменты бывших пассивных окраин с возрастом, относящимся к позднему рифею (в Северо-Американских Кордильерах), позднему рифею – раннему кембрию (складчатая система Аделаида в Австралии). Таким образом, современная молодая кора Тихого океана является лишь обновленной, а само начало существования этого океана относится к позднему протерозою, хотя с того времени его площадь и конфигурация претерпели существенные изменения.

Приведенные датировки возраста современных океанов относятся к наиболее древним их частям. Однако раскрытие океанов происходило не сразу на всем протяжении, а по отдельным сегментам, разделенным магистральными трансформными разломами. В конце средней юры и в продолжение поздней юры раскрылся центральный сегмент Атлантики между Азоро-Гибралтарским разломом на севере и Экваториальной зоной разломов на юге. В течение раннего мела процесс распространился к северу до магистрального трансформного разлома Чарли – Гиббса. В конце мела спрединг достиг Гренландско-Фарерского порога, проходящего через Исландию. На этом этапе сформировалась побочная – Лабрадорская ветвь спрединга, отделившая к концу эоцена Гренландию от Северной Америки. В конце палеоцена – начале эоцена спрединг распространился из Северной Атлантики в Норвежско-Гренландский бассейн Арктики, затем, преодолев Шпицбергенский разлом, проник в Евразийскую котловину Северного Ледовитого океана, сформировав хребет Гаккеля.

В Южной Атлантике процесс пропагации спрединга также происходил с юга на север. В поздней юре произошло отделение Африки от Южной Америки и Антарктиды и к началу мела раскрытие дошло до Фолклендско-Агульясского разлома. В неокоме оно продвинулось на север до разлома Риу-Гранди. В конце апта – Альбе раскрылся Анголо-Бразильский сегмент, а в конце сеномана произошло объединение Южной и Центральной Атлантики.

В Индийском океане в поздней юре спрединг распространялся на юго-запад, отделяя Африку от Индии, Мадагаскара и Антарктиды., а затем с севера на юг и юго-восток, отделив в конце юры – начале мела Индию от Австралии и в начале сеномана – Австралию от Антарктиды.В позднем миоцене спрединг развивался от разлома Оуэн в Аденский залив и в Красное море.

Сложнее шло развитие Тихого океана, где происходила перестройка плана расположения осей спрединга. Современные их очертания начало формироваться в конце мела.

. - Основные литосферные плиты. - - - Литосферные плиты России.

Чем сложена литосфера.

В это время на противоположной от разлома границе происходит столкновение литосферных плит . Столкновение это может протекать по-разному в зависимости от видов сталкивающихся плит.

Если сталкиваются океаническая и материковая плиты, то первая погружается под вторую. При этом возникают глубоководные желоба, островные дуги (Японские острова) или горные хребты (Анды).
Если сталкиваются две материковые литосферные плиты, то на этом месте края плит сминаются в складки, что ведет к образованию вулканов и горных хребтов . Таким образом на границе Евразийской и Индо-Австралийской плиты возникли Гималаи. Вообще, если в центре материка имеются горы, это значит, что когда-то это было местом столкновения двух спаявшихся в одну литосферных плит.

Таким образом, земная кора находится в постоянном движении. В её необратимом развитии подвижные области - геосинклинали - превращаются путём длительных преобразований в относительно спокойные области - платформы .

Литосферные плиты России.

Россия расположена на четырех литосферных плитах.

Евроазиатская плита – большая часть западной и северной части страны,
Северо-Американская плита – северо-восточная часть России,
Амурская литосферная плита – юг Сибири,
Охотоморская плита – Охотское море и его побережье.

Рис 2. Карта литосферных плит России.

В строении литосферных плит выделяются относительно ровные древние платформы и подвижные складчатые пояса. На стабильных участках платформ расположены равнины, а в области складчатых поясов находятся горные хребты.

Рис 3. Тектоническое строение России.

Россия расположена на двух древних платформах (Восточно-Европейской и Сибирской). В пределах платформ выделяются плиты и щиты . Плита – это участок земной коры, складчатая основа которой покрыта слоем осадочных пород. Щиты , в противоположность плитам, имеют очень мало осадочных отложений и только тонкий слой почвы.

В России выделяют Балтийский щит на Восточно-Европейской платформе и Алданский и Анабарский щиты на Сибирской платформе.

Рис 4. Платформы, плиты и щиты на территории России.

Что мы знаем о литосфере?

Тектонические плиты — это крупные стабильные участки коры Земли, которые являются составными частями литосферы. Если обратиться к тектонике, науке, изучающей литосферные платформы, то мы узнаем, что большие по площади участки земной коры со всех сторон ограничены специфическими зонами: вулканической, тектонической и сейсмической активностями. Именно на стыках соседствующих плит и происходят явления, которые, как правило, имеют катастрофические последствия. К ним можно причислить как извержения вулканов, так и сильные по шкале сейсмической активности землетрясения. В процессе изучения планеты тектоника платформ сыграла очень важную роль. Ее значение можно сравнить с открытием ДНК или гелиоцентрической концепцией в астрономии.

Если вспомнить геометрию, то мы можем представить, что одна точка может быть местом соприкосновения границ трех и более плит. Изучение тектонической структуры земной коры показывают, что наиболее опасными и быстро разрушающимися, являются стыки четырех и более платформ. Данное формирование наиболее неустойчивое.

Литосфера делится на два типа плит, разных по своим характеристикам: континентальную и океаническую. Стоит выделить тихоокеанскую платформу, сложенную из океанической коры. Большинство других состоят из так называемого блока, когда континентальная плита впаивается в океаническую.

Расположение платформ показывает, что около 90% поверхности нашей планеты состоит из 13 больших по размеру, стабильных участков земной коры. Остальные 10% припадают на небольшие формирования.

Ученые составили карту наиболее крупных тектонических плит:

Австралийская;
Аравийский субконтинент;
Антарктическая;
Африканская;
Индостанская;
Евразийская;
Плита Наска;
Плита Кокос;
Тихоокеанская;
Северо- и южно-американские платформы;
Плита Скотия;
Филипинская плита.

Из теории мы знаем, что твердая оболочка земли (литосфера) состоит не только из плит, формирующих рельеф поверхности планеты, но и из глубинной части — мантии. Континентальные платформы имеют толщину от 35 км (на равнинных территориях) до 70 км (в зоне горных массивов). Учеными доказано, что наибольшую толщину имеет плита в зоне Гималаев. Здесь толщина платформы достигает 90 км. Самая тонкая литосфера находится в зоне океанов. Ее толщина не превышает 10 км, а в некоторых районах этот показатель равняется 5 км. На основании информации о том, на какой глубине находится эпицентр землетрясения и какова скорость распространения сейсмических волн, производятся расчеты толщины участков земной коры.

Процесс формирования литосферных плит

Литосфера состоит преимущественно из кристаллических веществ, образовавшихся в результате охлаждения магмы при выходе на поверхность. Описание структуры платформ говорит об их неоднородности. Процесс формирования земной коры происходил длительный период, и длится до сих пор. Через микротрещины в породе расплавленная жидкая магма выходила на поверхность, создавая новые причудливые формы. Ее свойства менялись в зависимости от смены температуры, и образовывались новые вещества. По этой причине минералы, которые находятся на разной глубине, отличаются по своим характеристикам.

Поверхность земной коры зависит от влияния гидросферы и атмосферы. Постоянно происходит выветривание. Под действием данного процесса меняются формы, а минералы измельчаются, меняя свои характеристики при неизменном химическом составе. В результате выветривания поверхность становилась более рыхлой, появлялись трещины и микровпадины. В этих местах появлялись отложения, которые нам известны как грунт.

Карта тектонических плит

На первый взгляд кажется, что литосфера стабильна. Верхняя ее часть таковой и является, но вот нижняя, которая отличается вязкостью и текучестью, подвижна. Литосфера делится на определенное число частей, так называемых тектонических плит. Ученые не могут сказать из скольких частей состоит земная кора, поскольку помимо крупных платформ, имеются и более мелкие формирования. Названия самых больших плит были приведены выше. Процесс формирования земной коры происходит постоянно. Мы этого не замечаем, поскольку данные действия происходят очень медленно, но сопоставив результаты наблюдений за разные периоды, можно увидеть, на сколько сантиметров в год смещаются границы образований. По этой причине тектоническая карта мира постоянно обновляется.

Тектоническая плита Кокос

Платформа Кокос является типичным представителем океанических частей земной коры. Она расположена в Тихоокеанском регионе. На западе ее граница проходит по хребту Восточно-Тихоокеанского поднятия, а на востоке ее границу можно определить условной линией вдоль побережья Северной Америки от Калифорнии до Панамского перешейка. Данная плита пододвигается под соседнюю Карибскую плиту. Эта зона отличается высокой сейсмической активностью.

Сильнее всего от землетрясений в данном регионе страдает Мексика. Среди всех стран Америки именно на ее территории расположено больше всего потухших и действующих вулканов. Страна перенесла большое количество землетрясений с магнитудой выше 8 баллов. Регион достаточно густонаселенный, поэтому помимо разрушений, сейсмическая активность приводит и к большому числу жертв. В отличии от Кокоса, расположенные в другой части планеты, Австралийская и Западно-Сибирская платформы отличаются стабильностью.

Движение тектонических плит

Долгое время ученые пытались выяснить, почему в одном регионе планеты гористая местность, а в другом равнинная, и почему происходят землетрясения и извержения вулканов. Различные гипотезы строились преимущественно на тех знаниях, которые были доступны. Лишь после 50-х годов двадцатого столетия удалось более детально изучить земную кору. Изучались горы, образованные на местах разлома плит, химический состав этих плит, а также создавались карты регионов с тектонической активностью.

В изучении тектоники особое место заняла гипотеза о перемещениях литосферных плит. Еще в начале двадцатого века немецкий геофизик А. Вегенер выдвинул смелую теорию о том, почему они двигаются. Он тщательно исследовал схему очертаний западного побережья Африки и восточного побережья Южной Америки. Отправной точкой в его исследованиях стала именно схожесть очертаний данных континентов. Он предположил, что, возможно, эти материки были раньше единым целым, а затем произошел разлом и начался сдвиг частей коры Земли.

Его исследования затрагивали процессы вулканизма, растяжение поверхности дна океанов, вязко-жидкую структуру земного шара. Именно труды А. Вегенера были положены в основу исследований, проводимых в 60-х годах прошлого века. Они стали фундаментом для возникновения теории «тектоники литосферных плит».

Данная гипотеза описывала модель Земли следующим образом: тектонические платформы, имеющие жесткую структуру и обладающие разной массой, размещались на пластичном веществе астеносферы. Они находились в очень неустойчивом состоянии и постоянно перемещались. Для более простого понимания можно провести аналогию с айсбергами, которые постоянно дрейфуют в океанических водах. Так и тектонические структуры, находясь на пластичном веществе, постоянно перемещаются. Во время смещений плиты постоянно сталкивались, заходили одна на другую, возникали стыки и зоны раздвижения плит. Данный процесс происходил из-за разности в массе. В местах столкновений образовывались области с повышенной тектонической активностью, возникали горы, происходили землетрясения и извержения вулканов.

Скорость смещения составляла не более 18 см в год. Образовывались разломы, в которые поступала магма из глубинных слоев литосферы. По этой причине породы, составляющие океанические платформы, имеют разный возраст. Но ученые выдвинули даже более невероятную теорию. По мнению некоторых представителей научного мира, магма выходила на поверхность и постепенно охлаждалась, создавая новую структуру дна, при этом «избытки» земной коры под действием дрейфа плит, погружались в земные недра и снова превращались в жидкую магму. Как бы там ни было, а движения материков происходят и в наше время, и по этой причине создаются новые карты, для дальнейшего изучения процесса дрейфа тектонических структур.

Теория литосферных плит — самое интересное направление в географии. Как предполагают современные ученые, вся литосфера поделена на блоки, которые дрейфуют в верхнем слое. Их скорость составляет 2-3 см в год. Они именуются литосферными плитами.

Основатель теории литосферных плит

Кто же основал теорию литосферных плит? А. Вегенер одним из первых в 1920 г. сделал предположение о том, что плиты движутся горизонтально, но его не поддержали. И только в 60-х годах обследование океанического дна подтвердили его предположение.

Воскрешение этих идей привело к созданию современной теории тектоники. Её важнейшие положения были определены командой геофизиков из Америки Д. Морганом, Дж.Оливером, Л. Сайксом и др. в 1967-68 г.

Ученые не могут сказать утвердительно, что вызывает такие смещения и как формируются границы. Еще в 1910 г. Вегенер полагал, что в самом начале палеозойского периода Земля состояла из двух материков.

Лавразия охватывала область нынешней Европы, Азии(Индия не входила), Северной Америки. Она являлась северным материком. Гондвана включала Южную Америку, Африку, Австралию.

Где-то двести млн. лет назад эти два материка объединились в один — Пангею. А 180 млн. лет назад он вновь делится на два. Впоследствии Лавразия и Гондвана также были разделены. За счет этого раскола были образованы океаны. Причем Вегенер нашел свидетельство, которое подтверждало его гипотезу об едином материке.

Карта литосферных плит мира

За те миллиарды лет, в течение которых осуществлялось движение плит, неоднократно происходило их слияние и разделение. На силу и энергичность движения материков большое влияние оказывает внутренняя температура Земли. С её повышением увеличивается скорость движения плит.

Сколько плит и каким образом на сегодняшний день располагаются литосферные плиты на карте мира? Их границы очень условны. Сейчас насчитывается 8 важнейших плит. Они покрывают 90% всей территории планеты:

Вас заинтересует

Австралийская;
Антарктическая;
Африканская;
Евразийская;
Индостанская;
Тихоокеанская;
Северо-Американская;
Южно-Американская.

Ученые постоянно проводят осмотр и анализ океанического дна, и исследуют разломы. Открывают новые плиты и корректируют линии старых.

Самая большая литосферная плита

Какая же литосферная плита крупнейшая? Самой внушительной является тихоокеанская плита, кора которой имеет океанический тип сложения. Её площадь 10300000 км ². Размер этой плиты, как и величина Тихого океана понемногу уменьшаются.

На юге она граничит с Антарктической плитой. С северной стороны создает Алеутский желоб, а с западной — Марианскую впадину.

Недалеко от Калифорнии, там где проходит восточная граница, движение плиты осуществляется по длине Северо-Американской. Здесь формируется разлом San Andreas.

Что происходит при движение плит

Литосферные плиты земли в своем движении могут расходиться, сливаться, скользить с соседними. При первом варианте между ними вдоль граничащих линий формируются участки растяжения с наличием трещин.

При втором варианте идет образование зон сжатия, которые сопровождаются надвиганием (обдукция) плит друг на друга. В третьем случае наблюдаются разломы, по длине которых осуществляется их скольжение. В тех местах, где плиты сходятся, возникает их столкновение. Это приводит к возникновению гор.

Литосферные плиты в результате столкновения формируют:

Тектонические разломы, которые называются рифтовыми долинами. Они образуются в зонах растяжения;
В том случае, когда возникает столкновение плит, имеющих материковый тип коры, тогда говорят о конвергентных границах. Это вызывает образование больших горных систем. Альпийско-Гималайская система явилась результатом столкновения трех плит: Евразийской, Индо-Австралийской, Африканской;
Если сталкиваются плиты, имеющие разные типы коры(одна — материковый, другая — океанический), на побережье идет образование гор, а в океане — глубоких впадин(желобов). Пример такого образования — Анды и Перуанская впадина. Бывает что вместе с желобами формируются островные дуги(Японские острова). Так сформировались Марианские острова и желоб.

Литосферная плита Африки включает Африканский континент и имеет океанический тип. Именно там располагается самый большой разлом. Его протяженность 4000 км, а ширина — 80-120. Её оконечности покрыты многочисленными вулканами, действующими и потухшими.

Литосферные плиты мира, имеющие океанический тип строения коры, зачастую называют океаническими. К ним относятся: Тихоокеанская, Кокос, Наска. Они занимают больше половины пространства Мирового океана.

В Индийском океане их три (Индоавстралийская, Африканская, Антарктическая). Названия плит соответствуют названиям материков, которые он омывает. Литосферные плиты океана разделяются подводными хребтами.

Тектоника как наука

Тектоника литосферных плит изучает их движение, а также изменение в строении и составе Земли на заданной территории в определенный промежуток времени. Она предполагает, что дрейфуют не континенты, а литосферные плиты.

Именно это движение вызывает землетрясения и извержения вулканов. Оно подтверждено спутниками, но природа такого движения и его механизмы пока неизвестны.