Текто́ніка літосфе́рних плит — сучасна геологічна теорія, згідно з якою літосфера розділена на великі плити, які рухаються по астеносфері в горизонтальному напрямку. Біля серединно-океанічних хребтів літосферні плити нарощуються за рахунок речовини, яка піднімається з надр, і розходяться в сторони (спрединг). У глибоководних жолобах одна плита находить на іншу і поглинається мантією (субдукція). Там, де плити зіштовхуються між собою, виникає складчаста споруда (колізія). Тектоніку плит деякі геологи розглядають, як сучасний варіант гіпотези мобілізму.

Назва Вперше гіпотезу названо «тектонікою плит» в роботі Вайна і ХесаVine F. J., Hess H. H. (1970) Sea-floor spreading / in Maxwell A. E., ed., The Sea, 4 (2), 587—622, Wiley-Interscience, New York, N. Y., 1970 року, а вираз «Нова глобальна тектоніка» належить Айзексу та ОліверуIsacks B. L., Oliver J., Sykes L. R. (1974) Seismology and the new global tectonic // Journal Geophys. Res., 73, 5855-5899.

Загальна інформація

Тектоніка плит — геотектонічна гіпотеза, що пояснює рухи, деформації і сейсмічну активність верхньої оболонки Землі. Згідно з тектонікою плит літосфера розділена на плити, що відокремлені одна від одної глибинними розломами і які переміщуються по відносно пластичній астеносфері в горизонтальному напрямку. Тектоніка плит — сучасний варіант концепції мобілізму. Основні положення тектоніки плит сформульовані в 1967—1968 рр. групою американських геофізиків У. Дж. Морганом, К. Ле Пішоном, Дж. Олівером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в розвиток більш ранніх (1961—1962 рр.) ідей американських вчених Г. Гесса і Р. Дітца про розширення (спрединг) ложа океанів, передбачених англійським геологом А. Холмсом в 1931 році і англійським вченим О. Фішером (ХІХ ст.), а також німецьким вченим А. Вегенером в його гіпотезі дрейфу материків (дрифтова гіпотеза, 1912). Основна ідея тектоніки плит як тектонічної теорії — розгляд літосфери як системи рухомих блоків літосферних плит, що розсуваються внаслідок спредингу від серединно-океанічних хребтів і підсуваються одна під одну внаслідок субдукції або зіштовхуються при колізії. З її допомогою намагаються пояснити землетруси, вулканічну діяльність (зокрема, вибух вулкана Санторін у 1400 р. до н. е., виверження вулканів Тамборо і Кракатау у XIX ст.) і гороутворення як наслідок великих горизонтальних переміщень поверхневих частин Землі.

До числа великих плит належать: сім великих Тихоокеанська, Євразійська, Північно-Американська, Південно-Американська, Африканська, Індо-Австралійська, Антарктична і вісім малих та мікроплит (Аравійська, Індокитайська, Карибська, Китайська, Кокос, Охотська, Філіппінська, Хуан-де-Фука). Рух літосферних плит по астеносфері складний, у ньому виділяють три типи: 1) розходження (дивергенція) в осьових зонах серединно-океанічних хребтів; 2) сходження (конвергенція) по периферії океанів, в глибоководних жолобах, де океанські плити підсуваються під континентальні або островодужні; 3) ковзання вздовж трансформних розломів.

Розширення ложа океанів в зв'язку з розходженням плит уздовж осей серединних хребтів і народження нової океанської кори компенсується її поглинанням у зонах підсування — субдукції океанічної кори в глибоководних жолобах, завдяки чому об'єм Землі залишається постійним. Рух плит по поверхні астеносфери підкоряється теоремі Л. Ейлера, що описує траєкторії взаємного переміщення зв'язаних точок на сфері як дуги кіл, проведених відносно деяких полюсів обертання; останні розташовані на перетині поверхні Землі віссю, що проходить через центр Землі. Причина переміщення літосферних плит — теплова конвекція в мантії Землі. Експериментальна перевірка цих положень в основному підтвердила їх справедливість. Залишається відкритим питання про початок дії тектоніки плит в історії Землі, оскільки прямі ознаки плитно-тектонічних процесів (офіоліти як показники спредингу, пояси метаморфізму високого тиску як показники субдукції) відомі лише з пізнього протерозою — рифею (за іншою версією з архею або раннього протерозою).

Основні положення

Сейсмічні пояси є зонами, де відбуваються диференціальні рухи жорстких (непластичних) плит. Первинна реологічна стратифікація верхньої мантії і кори з їх розділенням на літосферу і астеносферу визначає механічну поведінку верхніх шарів Землі. Більша частина механічної енергії вивільняється в межах декількох вузьких сейсмічних поясів, а решта енергії — при епейрогенічних рухах. Переміщення жорстких (непластичних) тіл на поверхні Землі обмежені суворими геометричними умовами.

З вищенаведених основних положень випливають такі наслідки: Розділ на плити не пов'язаний з розділом на океани і материки, позаяк сейсмічні пояси загалом не збігаються з границями між материками і океанами, за винятком Тихоокеанської плити. Відносні рухи охоплюють мозаїчну систему плит і нема жодних підстав вважати, що якась одна границя плити є нерухомою в існуючій системі координат. Відповідно, для геологічних задач можна точно вимірювати лише відносні рухи плит. Великі переміщення плит завжди приурочені до одних і тих самих послаблених зон, тому не існує простого методу, який би зв'язував тектонічні напруги всередині плит з їх взаємними переміщеннямиMcKenzie D. P. (1969) The relation between fault plane solutions for earthquakes and the directions of the principal stress // Bull. Seism. Soc. Am., 59, 591—601 .

Хоча тектоніка плит містить у собі поняття про рух материків, це не те ж саме, що гіпотеза дрейфу материків, запропонована на початку ХХ століття. Цю гіпотезу геологи відкинули через деякі експериментальні та теоретичні неузгодженості. Теорія, прийнята зараз, докорінно відрізняється від колишньої.

Дивергентні межі (межі розсування плит)

Це межі між плитами, що рухаються в протилежні сторони. У рельєфі Землі ці межі виражені рифтами, у них переважають деформації розтягування, потужність кори знижена, тепловий потік максимальний, і відбувається активний вулканізм. Якщо така межа утворюється на континенті, то формується континентальний рифт, який надалі може перетворитися на океанічний басейн з океанічним рифтом у центрі. В океанічних рифтах в результаті спредінгу формується нова океанічна кора.

Океанічні рифти

На океанічній корі рифти приурочені до центральних частин серединно-океанічних хребтів. У них відбувається утворення нової океанічної кори. Загальна їх протяжність понад 60 тисяч кілометрів. З ними пов'язано безліч гідротермальних джерел, які виносять у океан значну частину глибинного тепла, і розчинених елементів. Високотемпературні джерела називаються чорними курцями, з ними пов'язані значні запаси кольорових металів.

Континентальні рифти

Розкол континенту на частини починається з утворення рифта. Кора тоншає і розсувається, починається магматизм. Формується протяжна лінійна западина глибиною порядку сотень метрів, яка обмежена серією скидів. Після цього можливі два варіанти розвитку подій: або розширення рифта припиняється і він заповнюється осадовими породами, перетворюючись на авлакоген, або континенти продовжують розсуватися і між ними, вже в типово океанічних рифтах, починає формуватися океанічна кора.

Конвергентні межі (межі зіткнення плит)

Конвергентними називаються межі, на яких відбувається зіткнення плит. Можливі три варіанти: Континентальна плита з океанічною. Океанічна кора щільніша, ніж континентальна і занурюється під континент в зоні субдукції. Океанічна плита з океанічною. У такому випадку одна з плит заповзає під іншу і також формується зона субдукції, над якою утворюється острівна дуга. Континентальна плита з континентальною. Відбувається колізія, виникає потужна складчаста область. Класичний приклад — Гімалаї. У рідкісних випадках відбувається насування океанічної кори на континентальну — обдукція. Завдяки цьому процесу виникли офіоліти Кіпру, Нової Каледонії, Оману та ін.

У зонах субдукції поглинається океанічна кора, і цим компенсується її поява в серединно-океанічних хребтах. У них відбуваються винятково складні процеси, взаємодії кори і мантії. Так, океанічна кора може затягувати в мантію блоки континентальної кори, які внаслідок низької щільності ексгумують назад в кору. Так виникають метаморфічні комплекси надвисоких тисків, один із найпопулярніших об'єктів сучасних геологічних досліджень.

Більшість сучасних зон субдукції розташовані по периферії Тихого океану, утворюючи тихоокеанське вогненне кільце. Процеси, що йдуть в зоні конвергенції плит, по праву вважаються одними з найскладніших в геології. У ній змішуються блоки різного походження, створюючи нову континентальну кору. Активні континентальні околиці

Активна континентальна окраїна

Активна континентальна окраїна виникає там, де під континент занурюється океанічна кора. Еталоном цієї геодинамічної обстановки вважається західне узбережжя Південної Америки, її часто називають андським типом континентальної окраїни. Для активної континентальної окраїни характерні численні вулкани і взагалі потужний магматизм. Розплави мають три компоненти: океанічну кору, мантію над нею і низи континентальної кори.

Під активною континентальною окраїною відбувається активна механічна взаємодія океанічної і континентальної плит. Залежно від швидкості, віку та потужності океанічної кори можливі кілька сценаріїв рівноваги. Якщо плита рухається повільно і має відносно малу потужність, то континент зіскрібає з неї осадовий чохол. Осадові породи мнуться в інтенсивні складки, метаморфізуются і стають частиною континентальної кори. При цьому утворюється структура, що називається акреційний клином. Якщо швидкість занурення плити висока, а осадовий чохол тонкий, то океанічна кора стирає низ континенту і втягує його в мантію.

Острівні дуги

Острівні дуги — це ланцюжки вулканічних островів над зоною субдукції, що виникають там, де океанічна плита занурюється під іншу океанічну. Як типові сучасні острівні дуги можна назвати Алеутські, Курильські, Маріанські острови, і багато інших архіпелагів. Японські острови також часто називають острівною дугою, але їх фундамент дуже древній і насправді вони утворені кількома різновіковими комплексами острівних дуг, так що Японські острови є мікроконтинентом.

Острівні дуги утворюються при зіткненні двох океанічних плит. При цьому одна з плит опиняється знизу і поглинається в мантію. На верхній же плиті утворюються вулкани острівної дуги. Вигнута сторона острівної дуги спрямована в бік плити, що поглинається. З цього боку знаходяться глибоководний жолоб і переддуговий прогин.

За острівною дугою розташований задуговий басейн (типові приклади: Охотське море, Південнокитайське море і т. д.), в якому також може відбуватися спрединг.

Колізія континентів

Зіткнення континентальних плит призводить до зминання кори і утворення гірських пасом. Прикладом колізії є Альпійсько-Гімалайський гірський пояс, що утворився в результаті закриття океану Тетіс і зіткнення з Євразійською плитою Індостану і Африки. У результаті потужність кори значно збільшується, під Гімалаями вона становить 70 км. Це нестійка структура, вона інтенсивно руйнується поверхневою і тектонічною ерозією. У корі з різко збільшеною потужністю йде виплавка гранітів з метаморфізованих осадових і магматичних порід. Так утворилися найбільші батоліти, наприклад, Ангаро-Вітімський і Зерендінський.

Трансформні межі

Іноді дві літосферні плити не розходяться і не посуваються одна під одну, а лише труться краями. Найвідоміший приклад — розлом Сан-Андреас у Каліфорнії, де рухаються Тихоокеанська і Північно-Американська плити. Плити стикаються на час, а потім розходяться, вивільняючи багато енергії і викликаючи сильні землетруси.

Трансформні розломи