ОтветыГос (1) / 37

№37 Основные литосферные плиты и их роль в формировании рельефа

Литосфера-верхняя жесткая оболочка земли состоящая из земной коры и верхнемантийной оболочки до астеносферы. (5-400 км). В океанах мощность литосферы изменяется от нескольких километров под рифтовыми долинами срединных хребтов до примерно 100 км по периферии океанов. Под древними щитами континентов мощность литосферы достигает 300-350 км. Наиболее резкие изменения мощности литосферы отмечаются вблизи границ континент-океан, где проходит контакт литосферы двух принпипиально различных типов - континентальной и океанской, а также вблизи срединно-океанских хребтов.

Деление литосферы на плиты и типы межплитовых границ.

Литосфера Земли не является сплошной оболочкой. Она разбита на ряд плит, перемещающихся по поверхности планеты под воздействием конвективных течений в ее мантийной оболочке и взаимодействующих друг с другом своими краевыми частями. Именно геолого-геофизические процессы, идущие на границах литосферных плит, служат основой их выделения.

Границы между плитами относятся к трем типам.

Там, где литосферные плиты расходятся, освобождающееся между ними пространство заполняется поднимающимся снизу мантийным материалом. Такие границы называются дивергентными или конструктивными, поскольку на них идет наращивание литосферных плит. Если дивергентная граница проходит через океан, над ней возникает срединно-океанический хребет с рифтовой зоной на гребне. Если дивергентная граница пересекает материк, то здесь она отмечается континентальной рифтовой зоной. Геодинамические условия растяжения, когда при землетрясениях формируются разломы типа сбросов.

Там, где плиты сходятся и надвигаются друг на друга, возможны две ситуации. Если взаимодействуют континентальная и океанская литосфера, то более тяжелая и плотная океанская поддвигается под более легкую континентальную. Возникают сопряженные системы глубоководных желобов и островных дуг или активных континентальных окраин, в пределах которых идет поглощение океанской литосферы. Геодинамические условия сжатия, когда формируются разрывы типа глубинных взбросов и надвигов

Если же взаимодействуют·континентальные плиты, то их столкновение приводит к "торошению" краев и воздыманию молодых горных сооружений. Этот процесс называется коллuзией. Субдукционные и коллизионные зоны объециняются в конвергентные и деструктивные границы литосферных плит.

Третий и последний тип границ литосферных плит - трансформный. Здесь не происходит ни наращивания, ни поглощения литосферы: плиты просто скользят друг относительно друга.

Трансформные границы, как правило, соединяют границы других типов: чаше всего дивергентные, реже конвергентные или дивергентные с конвергентными.

Выделяются 13 главных литосферных плит Земли :

7 крупных - Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Тихоокеанская, Африканская, Индийская и Антарктическая; а также 6 более мелких - Аравийская, Сомалийская, Карибская, Филиппинская, Наска и Кокос.

Почти все литосферные плиты включают в себя как континентальную, так и океанскую части, а понятие "литосферная плита" не тождественно понятию "материк". Например, Африканская литосферная плита включает в себя отнюдь не весь Африканский материк: его восточная часть отделена континентальной рифтовой системой и относится к смежной Сомалийской плите. Но зато Африканская литосферная плита захватывает почти всю восточную часть Атлантического и часть Южного океана. Таким образом, границы Африканской плиты имеют следующие типы: на западе, юге, востоке и северо-востоке дивергентные (СрединноАтлантический хребет; Африкано-Антарктический хребет Южного океана, Восточно-Африканская континентальная рифтовая система, молодой океанский рифт Красного моря); на северо-западе трансформная (Азоро-Гибралтарский разлом); на севере конвергентная (зона коллизии в Средиземном море). Африканская плита граничит с шестью смежными литосферными плитами, против часовой стрелки: Северо-Американской, Южно- Американской, Антарктической, Сомалийской, Аравийской и Евразийской.

Можно назвать лишь одну крупную и две более мелких почти чисто океанских литосферных плиты - Тихоокеанскую, Кокос и Наска, и одну почти чисто континентальную плиту - Аравийскую.

Все остальные литосферные плиты имеют смешанный тип.

Мантийная конвекция является основной, но не единственной, движущей силой тектоники плит. За счет вязкого трения астеносферы о подошву литосферы осущ дрейф плит по поверхости планеты. Скорости в астеносферной части- 70-100 см/г, а скор дрейфа плит на порядок ниже, т. к. энергия мантийной конвекции переходит (кроме расхода на волочение плиты) в тепловую.

На дивергентных плитах ( которым в океанах соответствуют срединно-океанские хребты (СОХ) с рифтовыми зонами на гребнях) пространство между расходящимися краями плит заполняется снизу мантийным вещ астеносферы. Его наиболее легкоплавк составляющая-базальтовая магма-изливается на пов океанского дна и формир океанскую кору, обуславливая спрединг (растекание) ок дна в стороны от дивергентной границы. Более тугоплавк перидотитовая составляющ кристаллизуется на глубине и наращив литосф снизу.

СОХ достигают в ширину несколько тысяч км и возвышаются над дном океанских котловин примерно на одинаковую высоту 2-3 км. Переходя из океана в океан, СОХ опоясывают весь земной шар: их общая протяженность составляет около 70 000 км.

Формируясь в срединно-океанических хребтах, литосферные плиты передвигаются по астеносфере в обе стороны от них. Такой процесс получил название спрединга, то есть разрастания (дословно - расширения) океанического дна. В зависимости от скорости спрединга изменяется морфология хребтов: при быстром спрединге (до 5-5,5см/год) осевая рифтовая долина не успевает образоваться, а сами хребты - более пологие и широкие (Восточно-Тихоокеанское поднятие). При меньших скоростях спрединга (на хребте Гаккеля - 0,5-0,7см/год) рифтовая долина четко выражена, сами хребты - более узкие и обладают более расчлененным рельефом.

Образование линейных цепочек вулканических островов определяется прохождением плиты над горячими точками - мантийными диапирами (плюмами), очаги которых предполагаются значительно глубже астеносферы. С большими глубинами очагов плавления связана повышенная щелочность изливающихся эффузивов. Возраст вулканизма здесь последовательно омолаживается в направлении противоположном движению плиты. С постоянным процессом спрединга в океанах связано и отсутствие пород древнее среднеюрской эпохи.

Переходные зоны тихоокеанского типа образуются при разнонаправленном движении океанической и континентальной плиты. Океаническая плита как более тяжелая погружается под континентальную вдоль зон Заварицкого-Беньофа. Такой процесс получил название субдукции. Места, где океанические плиты вовлекаются в процесс субдукции, фиксируются глубоководными желобами. Именно повышенной прочностью, по сравнению с окружающим веществом мантии погружающейся океанической литосферы, объясняется наличие здесь наиболее глубокофокусных землетрясений. Образование краевых валов на океанических флангах глубоководных желобов обусловлено изгибом плиты перед началом ее погружения.

Выделяют два основных вида субдукции: чилийский и марианский. В первом случае (Курило-Камчатская область, район Японских островов) наклон зоны Заварицкого-Беньофа более пологий, а скорость субдукции меньше, ввиду сравнительно большей плотности окружающей мантии. Здесь происходят наиболее разрушительные землетрясения. Для марианского вида субдукции свойственно более крутое залегание зоны Заварицкого-Беньофа и большие скорости субдукции. Разрушительные землетрясения здесь случаются реже. Активный андезитово-базальтовый вулканизм в пределах островных дуг связывается с переплавлением погружающейся литосферной плиты в зонах ее пересечения с астеносферными слоями.

Окраинные моря образуются при вторичном (задуговом) спрединге в тылу островных дуг. Средиземные внутриконтинентальные моря обычно рассматриваются как реликты более древних палеоокеанов (палеоокеана Тетис, располагавшегося между гондванскими и лавразийскими континентами), либо считаются результатом глубокого раскола континентальной литосферы в процессе внутриконтинентального рифтогенеза.

(В рамках тектоники плит развитие каждого океана осуществляется в соответствии с, так называемым циклом, Уилсона и насчитывает 6 основных стадий. Первая, эмбриональная, характеризуется блоковыми поднятиями, излияниями базальтов повышенной щелочности (Восточно-Африканские рифты). На второй стадии продолжаются блоковые поднятия бортов рифтовой системы и начинается спрединг параллельно с излиянием толеитов и щелочных базальтов и накоплением эвапоритов (Красное море, Аденский залив).

Третью, зрелую стадию, характеризуют спрединг, наличие срединно-океанического хребта, погружение океанической литосферы, излияние толеитовых базальтов и накопление мощных толщ в линейных прогибах шельфов или пассивных материковых окраин (Атлантика). На четвертой стадии происходит сжатие литосферы, возникновение островных дуг на активных окраинах, накопление вулканогенно-осадочных толщ в системах кордильер и окраинных морей, активный андезитовый вулканизм (Тихий океан).

На пятой стадии осуществляются максимальное сокращение площади и поднятие блоков земной коры за счет интенсивного сжатия литосферы, накопление эвапоритов и красноцветов, орогенез. Среди эффузивов преобладают андезиты и дациты, среди интрузивов - гранодиориты. Наконец, последняя, шестая стадия, характеризуется общим сжатием и воздыманием, накоплением моласс (грубообломочных континентальных толщ) и возникновением линейных орогенов и, как следствие, высоких гор на месте столкновения континентальных плит (колизионные зоны) при закрытии океана (Гималаи). )

Горные пояса материков формируются на заключительных стадиях цикла Уилсона, на конвергентных границах плит при их столкновении или коллизии типа континент-континент, подобно Альпийско-Гималайскому поясу. При формировании наиболее мощных астенолитов, когда их кровля приближается к подошве коры, начинается развитие континентальных рифтов.

ЛИТОСФЕРНЫЕ ПЛИТЫ — крупнейшие жесткие части (блоки) литосферы, дающие основания материкам. Разделены глубокими тектоническими разрывами (швами) и находятся в постоянном движении по слою астеносферы, удаляясь от зон растяжения, проходящих по срединноокеаническим хребтам. При столкновении литосферных плит возникает складкообразование слоев горных пород.

Более 90% поверхности Земли покрыто 13-ю крупнейшими литосферными плитами:

• Австралийская плита

Индо-Австралийская плита — литосферная плита, состоит из континента Австралии, и окружающего его океана, простирается на северозападе до Индийского субконтинента и прилегающих вод.

• Антарктическая плита

Антаркти́ческая плита́ — литосферная плита, занимающая южную сторону Земли. Состоит из континента Антарктиды и окружающей её океанической коры.

• Аравийский субконтинент

В геологическом отношении полуостров образует Аравийскую плиту, бывшую некогда частью африканской континентальной массы.

• Африканская плита

Африканская плита содержит Африканский континент, и океаническую кору слагающую дно Атлантического и Индийского океанов. Большинство границ плиты дивергентные, представлены зонами спрединга. То есть большинство плит двигаются от Африканского континента.

На западе она отделена от Северо-Американской плиты центральной и южной частями Атлантического хребта. На юге зона спрединга отделяет Африканскую плиту от Антарктической плиты. На севере граница плиты имеет сложное строение. Она расположена в Средиземном море, которое представляет собой остатки от некогда огромного океана Тетис. На востоке плита была ограничена зоной спрединга в Индийском Океане, но в относительно недавнем геологическом прошлом. В зоне Восточно-Африканских рифтов начался рифтинг, в результате которого большая Африканская плита раскололась на Африку (в районе Сомали) и Аравийский полуостров. Точка сочленения этих плит приходится на долину Афар — одно из самых жарких мест на Земле.

• Евразийская плита

Евразийская плита — литосферная плита, покрывающая большую часть Евразийского континента. В Евразийскую плиту не входят Индостан, Аравийский полуостров и часть восточной Сибири восточнее Верхоянского хребта.

• Индостанская плита

Индостанская (Индийская) плита или Индия — тектоническая плита среднего размера, которая изначально была частью древнего континента Гондваны, от которого и отделилась. Примерно 50—55 миллионов лет назад, она сливается с прилегающей Австралийской плитой. Сегодня это часть большой Индо-австралийской плиты, и включает в себя субконтинент Индию и часть бассейна Индийского океана.

• Плита Кокос

Плита Кокос — литосферная плита, расположенная в восточной части Тихого океана от полуострова Калифорния до Панамского перешейка. Земная кора океанического типа. Западной границей плиты является спрединговый хребет Восточно-Тихоокеанского поднятия. На востоке плита поддвигается под Карибскую литосферную плиту. В зоне субдукции происходят частые землетрясения.

• Плита Наска

Плита Наска — литосферная плита, расположенная в восточной части Тихого океана. Плита получала своё название по названию одноимённой местности в Перу.

Земная кора океанического типа. На восточной границе плиты Наска образовалась зона субдукции, связанная с наплыванием Южно-Американской плиты на погрузившуюся под неё плиту Наска. Эта же причина обусловила формирование складчатой области на западе Южной Америки — горы Анды.

• Тихоокеанская плита

Тихоокеа́нская плита́ — самая обширная литосферная плита, почти полностью сложенная корой океанического типа. Размер плиты и, соответственно, размер Тихого океана постепенно уменьшается.

На юге дивергентная граница с Антарктической плитой проходит по Тихоокеанско-Антарктическому хребту.

На севере и западе Тихоокеанская плита погружается в зонах субдукции различного типа, формируя Алеутский жёлоб на севере и Марианскую впадину на западе.

• Северо-Американская плита

Се́веро-Америка́нская плита́ — литосферная плита, содержащая континент Северная Америка, северо-западную часть Атлантического океана, северо-восточную Сибирь и примерно половину Северного Ледовитого океана. Западная границы плиты в основном предсталена протяженной зоной субдукции, к которой поглощается океаническая кора Тихоокеанской плиты и плиты Хуан де Фука. Восточная граница плиты проходит по Срединно-Атлантическому хребту.

• Южно-Американская плита

Южно-Американская плита — литосферная плита, содержащая континент Южная Америка и Юго-Западную часть Атлантического океана. Западная граница плиты в основном представлена протяженной зоной субдукции, к которой поглощается океаническая кора Тихоокеанской плиты. Восточная граница плиты проходит по Срединно-Атлантическому хребту.

• Филиппинская плита

Филиппинская плита — литосферная плита, 13-я по размерам на Земле, расположена под большей частью Филиппинского моря, захватывает северную часть о. Лусон. Следствием взаимодействия Филиппинской и Евразийской плит являются частые землетрясения и извержения вулканов. На островах насчитывается свыше 50 действующих и спящих вулканов.

Плиты среднего размера:

• Плита Хуан де Фука

тектоническая плита, поднимающаяся от подводного горного хребта Хуан де Фука и «ныряющая» под северную часть западного края Северо-Американской плиты

• Охотская плита

Охотская плита или Охотия — континентальная литосферная плита, занимает северо-восточную часть Евразийского континента, часть Японских островов и акваторию Охотского моря.

• Карибская плита

Карибская плита — литосферная плита, расположенная в основании Карибского моря и части Северной Америки южнее полуострова Юкатан

В результате длительной истории геологического развития на территории России сформировались основные типы геотектур — равнинно-платформенные области и крупные орогенные подвижные пояса. Однако в пределах одинаковых геотектур нередко распространен совершенно различный рельеф (низкие цокольные равнины Карелии и Алданское нагорье на щитах древних платформ; низкие Уральские горы и высокогорный Алтай в пределах Урало-Монгольского пояса и т.д.); напротив, сходный рельеф может сформироваться в пределах различных геотектур (высокогорные Кавказ и Алтай). Это обусловлено большим влиянием на современный рельеф неотектонических движений, начавшихся в олигоцене (верхний палеоген) и продолжающихся до настоящего времени.

После периода относительного тектонического покоя в начале кайнозоя, когда преобладали невысокие равнины и практически не сохранилось гор (лишь в области мезозойской складчатости кое-где, видимо, сохранялись мелкосопочник и невысокие горы), обширные площади Западной Сибири и юга Восточно-Европейской равнины были покрыты водами мелководных морских бассейнов. В олигоцене начался новый период тектонической активизации — неотектонический этап, который привел к коренной перестройке рельефа.

Новейшие тектонические движения и морфоструктуры. Неотектонику, или новейшие тектонические движения, В.А. Обручев определил как движения земной коры, создавшие современный рельеф. Именно с новейшими (неоген-четвертичными) движениями связано образование и размещение по территории России морфоструктур — крупных форм рельефа, возникших в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов при ведущей роли первых.

Новейшие тектонические движения связаны со взаимодействием современных литосферных плит, по окраинам которых они проявились наиболее активно.

Амплитуда неоген-четвертичных движений в краевых частях достигла нескольких километров (от 4-6 км в Забайкалье и на Камчатке до 10-12 км на Кавказе), а во внутренних районах плит измерялась десятками, реже — сотнями метров. В краевых частях преобладали резко дифференцированные движения: поднятия большой амплитуды сменялись столь же грандиозными опусканиями рядом расположенных участков. В центральных частях литосферных плит движения одинакового знака происходили на значительных территориях.

В непосредственной зоне контакта различных литосферных плит возникли горы. Все ныне существующие на территории России горы есть продукт новейших тектонических движений, т.е. все они возникли в неоген-четвертичное время и, следовательно, имеют один возраст. Но морфоструктуры этих гор весьма различны в зависимости от способа их происхождения, а он связан с положением гор в пределах различных тектонических структур.

Там, где горы возникли на молодой океанической или переходной коре окраинных частей плит с мощным покровом осадочных пород, смявшихся в складки (области альпийской и тихоокеанской складчатостей), образовались молодые складчатые горы (Большой Кавказ, хребты Сахалина) иногда с участками вулканических гор (хребты Камчатки). Горные хребты здесь линейно вытянуты вдоль окраины плиты. В тех местах, где у границ литосферной плиты оказались территории, уже раньше пережившие складкообразовательные движения и превратившиеся в равнины на складчатом основании, с жесткой континентальной корой, не поддающейся сжатию в складки (области допалеозойской и палеозойской складчатости), образование гор шло иначе. Здесь при боковом давлении, возникающем при сближении литосферных плит, жесткий фундамент разбивался глубинными разломами на отдельные блоки (глыбы), часть из которых при дальнейшем движении выжималась вверх, другие — вниз. Так на месте равнин возрождаются горы. Эти горы называют возрожденными глыбовыми, или складчато-глыбовыми. Возрожденными являются все горы юга Сибири и Урал.

Для возрожденных гор характерно, как правило, отсутствие единой общей ориентировки хребтов, сочетание горных хребтов с узлами, от которых во все стороны разбегаются хребты (Алтай), массивами, нагорьями (Восточно-Тувинское, Становое, Алданское и др.). Обязательным элементом возрожденных гор является наличие межгорных котловин неправильных очертаний, соответствующих опущенным блокам (Тувинская, Минусинская, Кузнецкая, Чуйская, Уймонская и др.).

В областях мезозойской складчатости, где к моменту начавшихся интенсивных подвижек горы могли быть разрушены не полностью, где сохранялись участки низкогорного или мелкосопочного рельефа, орографический рисунок гор мог не измениться или измениться лишь частично, но увеличилась высота гор. Такие горы называют омоложенными глыбово-складчатыми. Они обнаруживают черты и складчатых, и глыбовых гор с преобладанием то одних, то других. К омоложенным относятся Сихотэ-Алинь, горы Северо-Востока и частично Приамурья.

Внутренние части Евразиатской литосферной плиты относятся к областям слабых и очень слабых поднятий и преимущественно слабых и умеренных опусканий. Интенсивно опускались лишь Прикаспийская низменность и южная часть Скифской плиты. Большая часть территории Западной Сибири испытывала слабые опускания (до 100 м) и лишь на севере опускания были умеренными (до 300 м и более). Южные и западные окраины Западной Сибири и большая восточная часть Восточно-Европейской равнины представляли собой слабо подвижную равнину. Наибольшие амплитуды поднятий на Восточно-Европейской равнине характерны для Среднерусской, Приволжской и Бугульмино-Белебеевской возвышенностей (100-200 м). На Среднесибирском плоскогорье амплитуда поднятий была больше. Приенисейская часть плоскогорья поднята на 300-500 м, а плато Путорана даже на 500-1000 м и выше.

Следствием новейших движений явились морфоструктуры платформенных равнин. На щитах, имевших постоянную тенденцию к поднятию, сформировались цокольные равнины (Карелия, Кольский полуостров), плоскогорья (Анабарский массив) и кряжи (Тиманский, Енисейский, восточные отроги Донецкого) — возвышенности, имеющие вытянутую в плане форму и образованные дислоцированными породами складчатого основания.

На плитах, где породы фундамента перекрыты осадочным чехлом, сформировались аккумулятивные равнины, пластовые равнины и плато.

Аккумулятивные равнины приурочены к областям прогибания в новейшее время, вследствие чего имеют достаточно мощный чехол неоген-четвертичных отложений. Аккумулятивными равнинами представлены средняя и северная часть Западно-Сибирской равнины, Среднеамурская равнина, Прикаспийская низменность и север Печорской низменности.

Пластовые равнины и плато — морфоструктуры участков плит, испытавших преимущественные поднятия. При моноклинальном залегании пород осадочного чехла преобладают наклонные пластовые равнины, при субгоризонтальном — пластово-ярусные равнины и плато. Пластовые равнины характерны для большей части Восточно-Европейской равнины, южной и западной окраин Западной Сибири, частично для Средней Сибири. На территории Средней Сибири широко представлены плато как осадочные (структурные — Ангаро-Ленское, Лено-Алданское и др.), так и вулканические (Путорана, Центрально-Тунгусское, Сыверма и др.).

Вулканические плато характерны и для горных областей (Восточного Саяна, Витимского плоскогорья, Восточного хребта на Камчатке и др.). В горах могут встречаться также морфоструктуры щитов, а в межгорных котловинах — аккумулятивные и в меньшей мере пластовые равнины (Кузнецкая котловина).