3.5. Тектоника литосферных плит (плейт–тектоника)

Тектоника плит исходит из представлений о жёстком упругом наружном слое-литосфере и подстилающем его размягчённом слое-астеносфере. Литосфера включает в себя земную кору и твёрдую надастеносферную часть верхней мантии, состоит из нескольких блоков – литосферных плит (рис.14) [8].
Литосферная плита перемещается по астеносфере от рифтовых зон растяжения–спрединга (СОХ), где непрерывно формируются новые участки литосферных плит с океанической корой, к зонам сжатия – субдукции, где литосферные плиты засасываются вглубь мантии (рис.6, 15).

Литосферные плиты выделяют по оконтуривающим их узким зонам сейсмичности. Разными авторами выделено от 6 до 20 плит. Разделение литосферы на плиты не связано с разделением на материки и океаны. Большинство плит включают, как материковые, так и океанические участки.
Механизм движения плит предположителен. В понимании его должны быть приняты во внимание различия в скорости движения плит:
— наблюдается антикорреляция скоростей плит с величиной площади континентальной части (чем больше относительная доля плиты занята континентом, тем меньше её скорость) (рис.14);
-скорости плит коррелируются с относительной протяжённостью границ субдукции, т.е. чем больше относительная длина границ поглощения плит, тем больше их скорость (рис.16);
— скорости плит коррелируются с величиной среднего полярного расстояния плиты, т.е. плиты, расположенные в полярных широтах движутся медленно, а плиты, расположенные в области экватора движутся быстро.
Абсолютные скорости быстро двигающихся плит определяются с точностью 10–20%, а абсолютные скорости медленно движущихся плит (1см/год) определить не удаётся.
На начальном этапе полагали, что жёсткие литосферные плиты пассивно увлекаются мантийными течениями. Эта идея казалась наиболее естественной.

Как уже говорилось, конвекция в верхней мантии вызывается подводом тепла снизу. Некоторое время её нижняя часть проявляет свойства теплозапирающего слоя для граничного теплового слоя верхов нижней мантии. По мере прогрева низов верхней мантии образуется нижний горячий погранслой конвективной ячейки. Как только он перейдёт в состояние конвективной неустойчивости образуется восходящий тепловой поток (при перегреве – базальтовая магма). Конвективная валиковая ячейка в поперечном сечении достаточно изометрична и равна толщине слоя (~ 700 км), возникшая при этом «литосфера» на этом расстоянии должна вновь погружаться в мантию. Горизонтальные размеры плит разнообразны, но в среднем их размер на порядок больше толщины верхней мантии. Таким образом, продольные конвективные валы если и осуществляют то второстепенный тепломассоперенос.
Основной масштаб конвекции определяется движением самих литосферных плит от СОХ к желобам, которые увлекают за счёт сил вязкого трения подстилающую астеносферу. Не астеносферный конвекционный поток тянет литосферные плиты, а наоборот литосферные плиты приводят в движение вязкую астеносферу и испытывают со стороны последней силу торможения [4].
Главной движущей силой в тектонике плит является сила тяги холодного тяжёлого погружающегося в мантию блока литосферной плиты в зоне субдукции. Плиты, не скреплённые с такими тонущими блоками пассивны, расталкиваются быстрыми плитами и скорости их перемещения относительно малы. Глубина погружения блоков ~ 700 км. Зона погружения наклонена под углом ~ 450. Верхняя её часть до глубины 300 – 400км характеризуется низкой прочностью и растягивающими напряжениями, нижняя до глубины ~ 700 км отличается возрастающей прочностью, сжимающими напряжениями, сейсмичностью.
Выделяют конструктивные, деструктивные и трансформные границы плит:
— конструктивные границы – границы наращивания плит (дивергентные границы).
Границы приурочены к единой глобальной системе рифтов, включающей срединно-океанические хребты и внутриконтинентальные рифтовые зоны. Оба типа структур являются зонами растяжения и расположены над восходящими конвекционными потоками или мантийно-струйными потоками астеносферы. В океанах здесь образуется толеитовый базальтовый низкощелочной слой океанической коры;
— деструктивные границы – границы поглощения плит (конвергентные границы).
В составе деструктивных границ выделяют три типа проявления:
— границы первого типа обрамляются глубоководными желобами, за которыми на расстоянии 100 – 200 км следует вулканическая островная дуга, которая часто отделена от материка краевым (задуговым) морем (западные и северо-западные окраины Тихоокеанской плиты);
— второй тип границ представлен океаническим желобом, за которым следует вулканическая горная система, расположенная на материке (Перуанско – Чилийский желоб Южной Америки).
Такие континентальные (точнее океанические) окраины с конвергентными границами называют активными в отличие от пассивных границ континентов и океанов, не связанных с границами плит (прибрежная часть Африканского континента).
В зонах субдукции (всасывания) под островными дугами на глубинах более 150 км вещество первичной океанической коры частично переплавляется, выплавленные андезитовые магмы участвуют в наращивании континентальной коры островных дуг. Вулканические горные системы, расположенные вдоль желобов на материке также состоят из андезитовых серий (рис. 17) [6].
Процесс получил название – аккреция. Аккреция – процесс медленного роста континента путём переноса вещества в виде магм и флюидов из зон субдукции, причленения к нему островных дуг. Площадь континентов увеличивается за счёт ювенильного сиаля, извлечённого в зоне субдукции из базитовой литосферы.

1 – андезитовый вулкан;
2 – складчатые океанические осадки;

3 – базальт переходящий в эклогит;
4 – осадочные породы;
5 – щелочно-базальтовые вулканы;
6 – остаточные перидотитовые тела, вновь погружающиеся в мантию;

7 – базальтовая магма;
8 – нормальная континентальная кора;

9 – жидкая перидотитовая кровля;
10 – андезитовая магма;

11 – эклогит;
12 – раздел Мохо;

13 – нижняя граница океанической плиты;

14 – частичное плавление;

15 – скопление магмы;

16 – частичное плавление поднимающегося столба;

17 – пиролит;

18 – поднимающийся диапир;
19 – пиролитовая мантия.

— Последний тип границ деструкции соответствует столкновению двух континентальных плит, которое частично сопровождается пододвиганием одного континента под другой, или столкновения континента с островной дугой вдоль границы схождения плит. Явление столкновения называют коллизией. Столкновение сопровождается деформацией литосферы, её утолщением, образованием палингенных гранитных магм, накоплением грубообломочных отложений – моласс и формированием горно-складчатого сооружения.
Альпийско-Гималайский складчатый пояс, образование которого приписывают столкновению Индийской плиты с Евроазиатской, Салаирский пояс в среднем девоне – ранней перми.
— трансформные границы
Трансформные разломы рассекают  литосферу на всю мощность, могут располагаться, как на океанической, так и континентальной литосфере (рис. 3). По трансформным разломам происходит горизонтальное проскальзывание плит относительно друг друга.

Проблема океанов

Тектоника литосферных плит рассматривает океаны Земли как активно развивающиеся мегаструктуры, переживающие стадии заложения (Красное море), раскрытия (Атлантический океан), расширения (Тихий океан), сокращения (Средиземное море), полного замыкания с образованием складчатых поясов-рубцов замкнувшегося океана (цикл Уилсона).
Современное положение зон спрединга и субдукции в субширотной части Земли представлено на рис. 15.