Складчатые или геосинклинальные (от греческих слов «гео» — Земля и «синклино» — прогиб) пояса являются главным структурным элементом земной коры. Именно после замыкания геосинклиналей формировались складчатые области, которые затем преобразовывались в стабильные платформы.
В строении геосинклинальных поясов выделяют геосинклинальные области, состоящие из геосинклинальных систем, которые в свою очередь делятся на поднятия — антиклинории и прогибы — синклинории. В прогибах накапливаются осадки, развит интенсивный вулканизм. В пределах поднятий, наоборот, шёл процесс вымывания осадков, поэтому осадочный слой в пределах синклиналей развит слабо, а фундамент выходит на поверхность. Несколько поднятий и прогибов образуют геосинклинальную систему.
Пояса являются наиболее подвижными участками литосферы, причём тектонические движения носят строго дифференцированный характер, т.е. в одних зонах происходят только восходящие движения, в — нисходящие. Смежные зоны движутся во встречных направлениях.
В течение геологической истории в пределах геосинклинальных поясов происходили: интенсивное осадконакопление, многочисленные складкообразовательные и магматические процессы.
Средняя мощность осадочного слоя в пределах поясов составляет 10-15 км, достигая максимума в длительно опускающихся прогибах (до 25 км). Мощность осадочного слоя от прогибающихся к поднимающимся участкам меняется чрезвычайно резко, т.е. для геосинклинальных поясов характерен большой градиент мощностей пород.
Складкообразовательные процессы проявляются в многочисленных нарушениях, надвигах, полной линейной складчатости
Магматические процессы в пределах поясов проявляются в интенсивных вулканических извержениях, образовании интрузивных тел батолитов, лакколитов и т.д. В этих районах проявляются все типы метаморфизма: региональный, контактный и дислокационный (динамометаморфизм).
В развитии геосинклинальных поясов выделяют несколько стадий.
Во время первой стадии геосинклинальная область обычно представляет собой единый покрытый морем широкий прогиб или совсем не расчлененный внутренними поднятиями, или слаборасчленённый. Земная кора опускается, что приводит к интенсивному накоплению в прогибах мощных терригенных глинистых осадков. При дальнейшем развитии складкообразовательных процессов геосинклиналь усложняется: появляются поднятия, разделяющие прогибы на узкие внутренние геосинклинали. Процесс осадконакопления во вновь образующихся прогибах не прекращается. Происходит также внедрение основной магмы, образуются пластовые интрузии (силлы), местами подводные трещинные излияния лавы.
Вторая стадия развития характеризуется продолжающимся осадконакоплением в прогибах. Прогибы и поднятия разделяются крупными разломами. На этой стадии происходит формирование островных дуг, между которыми в прогибах располагаются окраинные моря. Отложения в прогибах представлены морскими осадками, которые по другому называются флишем. Флиш состоит из нескольких типов пород, каждый набор которых называется ритмом. Ритмы бывают терригенными, состоящими из конгломерата, песчаника, алевролита и аргиллита или же их трёх последних и карбонатными, из обломочного песчанистого известняка, мергеля и аргиллита.
Наряду с образованием новых поднятий внутри геосинклинали слои начинают сминаться в складки (ранняя геосинклинальная складчатость). Магматизм проявляется в излияниях не только основной лавы, но и лав среднего (андезитового) состава. Вдоль глубинных разломов внедряются интрузивные тела основной и ультраосновной магмы.
Третья или раннеорогенная стадия отличается от первых двух завершением прогибания и началом интенсивного поднятия области. Формируясь в центральных частях геосинклинали поднятие разрастается всё больше и включает смежные прогибы. Начинает развиваться интенсивная складкообразовательная деятельность, приводящая к закрытию морских бассейнов и формированию лагун, в которых накапливается терригенный глинистый или алевритовый материал. Происходит инверсия тектонического рельефа.
В этой стадии горные породы подвергаются региональному метаморфизму. Образуются крупные интрузивные массивы, преимущественно кислого (гранитного) состава.
На заключительной четвёртой стадии развития геосинклиналей происходит резкое поднятие земной коры с образованием хребтов, передовых и межгорных прогибов. В прогибы с растущих горных хребтов реками сносится большое количество обломочного материала, в них накапливаются мощные конгломераты, песчаники, песчанистые глины, а при создании лагунных условий — соленосные в жарком засушливом климате или угленосные во влажном климате отложения.
Геосинклиналь завершает развитие и превращается в сложную горно-складчатую или глыбово-складчатую область. Происходит т.н. отмирание геосинклинали.
Полный цикл эволюции складчатого пояса, от возникновения до закрытия океана, получил название цикла Уилсона, в честь канадского геофизика, одного из основоположников тектоники плит.
Главными эпохами орогенеза — совокупности интенсивных складчаторазрывных дислокаций и горообразования — в пределах различных частей геосинклинальных поясов были байкальская, каледонская, герцинская, киммерийская и альпийская. Названы они циклами Бертрана, по фамилии французского геолога М. Бертрана, выделившего циклы в конце XIX века. Продолжительность каждого цикла составляет 150-200 млн. лет, в течение которых проходят все стадии орогенеза.
В настоящее время геосинклинальные пояса располагаются между древними платформами или по их краям в виде широких полос длиной тысячи и шириной более тысячи километров. Их известно семь: Средиземноморский, Тихоокеанский, Атлантический, Урало-Монгольский, Арктический, Бразильский и Внутриафриканский. Два последних пояса относятся к малым, в отличие от остальных, относящихся к большим.
Средиземноморский или Альпийско-Гималайский пояс протягивается в широтном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря. Пояс разделяет две группы древних платформ, входивших прежде в состав континентов Лавразия и Гондвана. С запада и востока граничит с Тихоокеанским поясом.
Средиземноморский делится на несколько геосинклинальных складчатых областей: Западно-Европейскую, Альпийскую, Северо-Африканскую, Индокитайскую и другие, каждая из которых делится на геосинклинальные системы. Особенно много систем в сложно построенной Альпийской складчатой области.
Тихоокеанский пояс обрамляет впадину Тихого океана, отделяя её от древних платформ. Пояс нередко делится на два: Западно- и Восточно-Тихоокеанский или Кордильерско-Андский. Северная часть пояса именуется Урало-Сибирским поясом, часть пояса в Австралии — Восточно-Австралийским, а часть пояса в пределах Антарктического полуострова — Западно-Антарктическим.
В отличие от остальных складчатых поясов, относящихся к поясам межконтинентального или коллизионного типа (возникли на месте вторичных океанов), Тихоокеанский пояс относится к окраинно-континентальному или субдукционному типу. Данное обстоятельство объясняется образованием Тихоокеанского пояса на границе Пангеи и Панталассы — предшественницы Тихого океана.
Атлантический пояс отделяет Северо-Американский кратон от Восточно-Европейского. На юге сочленяется со Средиземноморским поясом на востоке со Урало-Монгольским. В Норвегии данный называют Феннмаркским, в Шотландии и Ирландии — Грампианским.
Урало-Монгольский или Центрально-Евроазиатский или Урало-Охотский пояс простирающийся от Баренцева и Карского до Охотского и Японского морей отделяет Восточно-Европейскую и Сибирскую древние платформы от Таримской и Китайско-Корейской. Северная часть пояса называется Урало-Сибирским поясом, южная — Центрально-Азиатским.
Арктический или Инуитский пояс протягивается от Канадского Арктического Архипелага до северо-восточной Гренландии вдоль северных окраин Азии и Северной Америки, отделяя Сибирский и Северо-Американский кратоны от Гиперборейского. На западе сочленяется с Урало-Монгольским поясом, на востоке с Атлантическим.
Литосферные плиты
Особенность литосферных плит — их жёсткость и способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того чтобы литосферную плиту разрушить или деформировать, необходимо к ней приложить дополнительные механические напряжения, превышающие предел её условно- мгновенной прочности, примерно равный 1 т./см.
В отличие от земной коры подстилающая её пластичная астеносфера не обладает пределом прочности и её вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений, увлекая за собой жёсткие литосферные плиты. Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить друг относительно друга.
В первом случае между плитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, во втором — зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной плиты на другую (надвигание — обдукция; поддвигание — субдукция), в третьем — сдвиговые зоны — трансформные разломы, вдоль которых происходит скольжение соседних плит.
Из определения литосферы как жёсткой оболочки с конечной прочностью и хрупким разрушением вытекает следствие: если литосферная плита представляет собой единую пластину, то каждый её разлом — это источник землетрясения. Обычно сейсмическая активность сосредоточена в пределах сравнительно узких зон, вдоль которых происходят взаимные перемещения и трения смежных плит.
Как уже отмечалось, землетрясения распространены по поверхности Земли в виде поясов сейсмической активности, оконтуривающих обширные асейсмичные области. Более надежному выделению сейсмических поясов помогла созданная к началу 60-х годов мировая сеть стандартных сейсмологических станций. Хорошо определенные сравнительно узкие пояса современной сейсмической активности — это наравне с геоморфологическими признаками наиболее существенная определяющая характеристика для трассирования границ и, как следствие, оконтуривания самих литосферных плит. Развитие широкой мировой сети сейсмологических станций позволило установить преобладающие направления смещений на различных типах границ литосферных плит.
Сейсмологические характеристики землетрясений, происходящих вдоль разных границ литосферных плит, кратко можно суммировать в следующем виде. В осевой части СОХ (срединно-океанический хребет) глубина очагов землетрясений небольшая — всего 2-3 км (максимальная 5-10 км). При этом по характеру механизма в очаге достаточно чётко выделяются два типа землетрясений.
Очаги первого типа сосредоточены в пределах узких зон сейсмической активности, протягивающихся вдоль гребня СОХ в направлении его простирания. В этих зонах, как правило, происходят мелкофокусные землетрясения, глубина очагов которых не превышает первых километров от дна. В очагах преобладают механизмы субгоризонтального растяжения в направлении, перпендикулярном к простиранию осевой рифтовой трещины.
Очаги второго типа также простираются в виде достаточно узких зон, как правило перпендикулярных к генеральному простиранию рифтовой трещины СОХ. В таких очагах преобладают преимущественно субгоризонтальные сдвиги в направлении, ортогональном простиранию хребта. Сейсмофокальные зоны со сдвиговыми механизмами в очагах землетрясений свидетельствуют о субгоризонтальном смещении краев плит. В абсолютном большинстве случаев каждая такая сейсмическая зона расположена между двумя отрезками осевой рифтовой трещины. Эта зона фиксирует собой действующий трансформный разлом, по которому и смещаются отдельные отрезки рифтовой оси. Глубина очагов вдоль трансформных разломов СОХ обычно невелика: в абсолютном большинстве случаев она не превышает самых первых десятков километров. Простирающиеся в осевой области СОХ сейсмоактивные зоны маркируют собой смещение краев плит в рифтовых трещинах и по трансформным разломам.
От описанных выше сейсмоактивных зон СОХ существенно отличаются те, которые расположены в районах островных дуг и активных континентальных окраин обрамления Тихого океана Хорошо известно, что характерная особенность таких зон — их большая глубинность. Глубины очагов землетрясений здесь достигают 600-650 км. При этом, как показали исследования, ширина уходящей в глубь зоны сейсмической активности не превышаем 50-60 км. Другая важная отличительная особенность этих сейсмоактивных зон — сжатие литосферы в районе внешнего края островных дуг и активных континентальных окраин.
Ещё один тип сейсмоактивных зон приурочен к Альпийско-Гималайскому поясу. На мировой карте сейсмичности эта зона представлена в виде широкой вытянутой области как бы беспорядочно рассеянных эпицентров землетрясений. Однако детальные исследования отдельных регионов этого горного пояса позволяют выделить ряд крупных разломов, около которых и концентрируется большинство зарегистрированных очагов землетрясений. В пределах разломных зон Альпийско-Гималайского пояса у абсолютного большинства очагов глубина изменяется от 70 до 100 км Только на четырёх участках: в Калабрийской дуге на юге Италии, в Эллинской дуге Восточного Средиземноморья, в районе Вранча в Карпатах, в районе города Хорога между Памиром и Гиндукушем — зафиксированы большие глубины очагов. Но нигде в пределах этого горного пояса не установлены сейсмофокальные зоны с очагами глубже 300 км. Механизмы землетрясений в Альпийско-Гималайском поясе достаточно разнообразны. Преобладают сдвиги в условиях сжатия, а также сдвиги или их комбинации. В некоторых случаях зарегистрированы также механизмы растяжения или сдвиги с компонентой растяжения, которые преобладают в литосфере Эгейского моря и его обрамления.
Обращает на себя внимание тот факт, что большая часть землетрясений Альпийско-Гималайского пояса, а также землетрясения тыловых участков островных дуг и активных окраин континентов андийского типа происходят в пределах верхней части земной коры (на глубинах до 20 км) и создают широкую полосу активности, иногда далеко отступающую от зон поддвига плит. Это не случайное явление. Оно показывает, что взаимодействия и деформации литосферных плит в сравнительно узких зонах субдукции передаются земной коре, приводят к смещениям и деформациям её верхних слоев и распространяются по ним на довольно широкие пространства. Связано это явление с расслоением континентальной коры на более или менее жёсткий (охлаждённый) слой верхней коры и подстилающий его прогретый (до 500-600° С) и потому пластичный слой нижней коры и литосферной мантии. В зонах столкновения континентов и в тылу активных окраин континентов над зонами субдукции давление литосферных плит передаётся на твёрдые слои земной коры, раскалывая их на отдельные блоки — коровые микроплиты. Дальнейшие смещения и подвижки таких микроплит по пластичным слоям нижней коры и создают характерный фон рассеянной сейсмичности вдоль рассматриваемых типов горных поясов. Подробнее это явление, получившее название двухъярусной тектоники, рассматривается в работах Л.И. Лобковского (1988).
В рифтовых трещинах и трансформных разломах СОХ выделяется около 3% всей упругой энергии, в Альпийско-Гималайском поясе — около 15%, почти вся остальная упругая энергия высвобождается в районах островных дуг и активных континентальных окраин Циркум-Тихоокеанского пояса сжатия литосферы. Меньше 1% общей энергии выделяется в очагах, расположенных в пределах самих литосферных плит; как правило, такие очаги приурочены к районам внутриплитового вулканизма (например, Гавайские острова) и реже — к пассивным переходным зонам атлантического типа.
Итак, пояса сейсмической активности служат важнейшим критерием для трассирования боковых границ современных литосферных плит, а механизмы землетрясений в очагах их проявления позволяют определить кинематику смещения краёв плит вдоль того или иного разлома.
Самая крупная по площади литосферная плита — Тихоокеанская. Она целиком состоит из океанической литосферы и занимает большую часть дна от оси Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) до системы глубоководных желобов северного и западного обрамления этого океана. По трансформному разлому Сан-Андреас Тихоокеанская плита граничит с континентальной частью Северо-Американской плиты, которая с юга ограничена трансформными разломами Кайман и Барракуда. Восточная граница Северо-Американской плиты проходит по оси Срединно-Атлантического хребта (САХ), а северная — по её арктическому продолжению — оси хребта Гаккеля. Некоторые исследователи относят к Северо-Американской плите Аляску и Чукотку, однако правомернее включать эти области в состоящий из многих малых плит Циркум-Тихоокеанский планетарный пояс сжатия литосферы.
Много меньше Тихоокеанской и Северо-Американской плит по площади плита Наска, но все же она может быть отнесена к крупным. Учёные предполагают, что на самом деле она гораздо больше: значительная часть её ушла под соседние плиты. Состоит эта плита только из океанической литосферы и занимает дно Тихого океана к востоку от оси ВТП до оси Перуано-Чилийского желоба. С севера плита Наска ограничена рифтовой трещиной и трансформными разломами Галапагосского хребта, а с юга — Чилийского.
Четвёртая крупная литосферная плита — Южно-Американская — граничит с Северо-Американской по трансформному разлому Барракуда. С востока Южно-Американская плита ограничена осевой зоной САХ; её южная граница проходит преимущественно по трансформным разломам, которые протягиваются от острова Буве к Южно-Сандвичеву желобу; далее к западу эта граница проходит севернее Южно-Антильского хребта также по трансформному разлому вплоть до Магелланова пролива. Западную границу Южно-Американской плиты традиционно проводят по оси Перуано-Чилийского желоба. При этом, по геоморфологическим и геофизическим данным, Анды можно относить к Циркум-Тихоокеанскому поясу сжатия литосферы.
По осевой зоне САХ Южно-Американская плита граничит с Африканской. Около 4/5 общей протяжённости границ Африканской плиты приходится на осевые рифтовые трещины и соединяющие их участки трансформных разломов Южно-Атлантического, Африкано-Антарктического, Западно-Индийского и Аравийско-Индийского подводных хребтов, а также Аденского залива и Красного моря. С севера Африканская литосферная плита ограничена Азоро-Гибралтарским трансформным разломом, который к востоку переходит в конвергентную границу между Африканской плитой и западной частью Альпийско-Гималайского планетарного пояса сжатия Евразийской литосферной плиты. При этом Африканский Атлас относится к поясу сжатия Африканской плиты; именно пододвигание океанической литосферы Африканской плиты в Калабрийской и Эллинской дугах — причина развития сейсмофокальных зон с глубинами очагов до 200 км. и более.
Африканская плита непосредственно граничит с Евразийской но Азоро-Гибралтарскому трансформному разлому. Далее к востоку южная граница современной Евразийской плиты проходит по Альпам, Карпатам, Крыму, Большому Кавказу и Копетдагу до Памира. Все эти горные области с юга граничат с рядом микроплит Альпийско-Гималайского горного пояса сжатия литосферы. Обычно принимается, что далее на юго-восток граница Евразийской плиты проходит от Памира и Гиндукуша через Гималаи, Малайзию, Большие и Малые Зондские острова, а восточная граница — через Филиппины и Японскую островную дугу на Курило-Камчатскую дугу и далее проходит где-то между Чукоткой и Аляской. Многие исследователи в юго-восточной части Евразийского региона выделяют самостоятельные плиты среднего и мелкого размера: например, Тибетско-Таримскую, Индонезийско-Шалайзийскую, Амурско-Японскую и Китайскую плиты. Если это так, то южную границу Евразийской плиты на восток от Памира следует протягивать через Алтае-Саянскую зону на Байкал и далее вдоль Станового хребта и Алданского нагорья к западному побережью Охотского моря. Северо-восточная и восточная границы Евразийской плиты в этом случае протягиваются от подводного хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане мимо устья Лены (порт Тикси) к Момскому рифту на Колыме и далее к югу по зоне сжатия вдоль западного побережья Охотского моря. С севера и запада Евразийская плита по рифтовой оси срединно-океанических хребтов Гаккеля, Мона и Северо-Атлантического непосредственно граничит с Северо-Американской плитой.
Седьмая крупная литосферная плита — Индийская, или Индо-Австралийская, включает как материковую литосферу Индостана и Австралии, так и океаническую — северо-восточную часть Индийского океана. К северу и востоку эта плита пододвигается под Гималаи, западную окраину Юго-Восточной Азии и Малайский архипелаг. Поэтому северная и северо-восточная границы этой плиты маркируются системой предгорных прогибов Индостана и глубоководных желобов, из которых самый крупный — Яванский. С востока под Индо-Австралийскую плиту пододвигается Тихоокеанская, и здесь граница плит проходит по желобам Тонга и Кермадек. Далее к югу восточная граница Индо-Австралийской плиты проходит по пересекающему Новую Зеландию Альпийскому трансформному разлому Маккуори. Юго-западная граница плиты протягивается по осевой зоне Австрало-Антарктического, юго-восточного Индийского, Центрально-Индийского и Аравийско-Индийского подводных хребтов, расположенных в Индийском океане.
Восьмая большая литосферная плита — Антарктическая; она почти со всех сторон окружена срединно-океаническими хребтами и трансформными разломами. Только на одном участке — под самую северную окраину Антарктического полуострова — происходит поддвигание океанической литосферы; здесь конвергентная граница идёт по оси глубоководных Шетлендского и Оркнейского желобов.
Некоторые исследователи к крупным плитам причисляют Аравийскую, которая почти целиком состоит из материковой литосферы, хотя она пока не очень далеко удалилась от своей «родительницы» — Африканской. Сама же Африканская плита и сейчас продолжает раскалываться буквально на наших глазах по системе рифтовых впадин, разделяющих её на две части: восточную — Сомалийскую и западную — собственно Африканскую, или Нубийскую, плиту.
Ещё одна плита среднего размера — это плита Кокос, расположенная в восточной части Тихого океана и целиком состоящая из океанической литосферы. Западная граница этой плиты фиксируется узкой сейсмоактивной зоной, приуроченной к рифтовой оси подводного поднятия Альбатрос, южная — аналогичной по своей природе зоной, проходящей вдоль оси Галапагосского хребта. Северо-восточная граница плиты Кокос тянется по оси глубоководного Центрально-Американского желоба.
Десять названных литосферных плит занимают примерно 85% всей поверхности земного шара. Оставшиеся 15% приходятся на малые и микроплиты — обломки, затёртые между мощными плитами.
Среди оставшихся выделяется несколько средних плит, из которых самые крупные — Филиппинская (ФИЛ), Скотия и Карибская (КАР) — по площади соизмеримы с плитами Аравийской (АРВ) или Кокос (КОК). Некоторые малые плиты входят в состав Альпийско-Гималайского и Циркум-Тихоокеанского планетарных поясов сжатия литосферы. Все эти малые плиты объединены общей геодинамической особенностью: они подчинены границам сжимающих их более крупных плит. Многие из этих малых плит фактически являются коровыми пластинами.
Завершая рассмотрение закономерностей пространственного расположения поясов сейсмической активности на поверхности Земли, необходимо отметить антиподальность и ортогональность главных поясов сейсмичности. Первый сейсмический пояс характеризуется механизмами растяжения и протягивается по рифтовым трещинам Атлантики, Красного моря, Аденского залива, Аравийско-Индийского и Центрально-Индийского хребтов и далее к востоку вдоль осевых рифтовых трещин Австралийско-Антарктического, Южно- и Восточно- Тихоокеанского поднятий к Калифорнийскому заливу. Второй наиболее сейсмоактивный пояс Земли, ортогональный к первому, простирается в пределах Альп, Гималаев и по периферии Тихого океана, это поистине планетарный пояс сжатия литосферы. Эти два ортогональных пояса сейсмической активности, маркирующие границы главных литосферных плит, приурочены, с одной стороны, к дивергентным границам — рифтовым трещинам СОХ, а с другой — к конвергентным границам — глубоководным желобам с островными дугами и складчато-глыбовыми горными цепями на континентах.
Подавляющее большинство молодых вулканических процессов также сосредоточено вдоль границ плит. Больше всего по массе вулканических процессов развивается в рифтовых зонах Мирового океана, меньше — в континентальных рифтовых областях и зонах поддвига литосферных плит. Из конвергентных границ наибольшей вулканической активностью обладают те, под которыми сейсмофокальные зоны достигают глубины 150-200 км. и более. Наглядным примером тому может служить все Тихоокеанское "сейсмическое кольцо", а также вулканические дуги: Яванская в Индийском океане, Малая Антильская и Южно-Сандвичева — в Атлантическом, Калабрийская и Эллинская — в Средиземном море. Иными словами, почти вся тектоническая и магматическая активность приурочена к боковым границам литосферных плит.
В соответствии с разным характером деформаций, возникающих на периферии плит, различают три типа их границ. К первому, или дивергентному, относятся границы плит, вдоль которых происходит раздвижение литосферных плит с образованием рифтовых зон и непрерывным рождением новой океанической коры. Такие границы называют ещё конструктивными. В океанах этим границам отвечают рифтовые зоны срединно-океанических хребтов (хребты Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей в Северном Ледовитом океане; хребты Рейкьянес, Северо-Атлантический, Южно-Атлантический и Африканско-Антарктический в Атлантическом океане; Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Индийский и Австрало-Антарктический хребты в Индийском океане; Тихоокеанско-Антарктический, Чилийский, Галапагосский, Хуан де Фука хребты и Восточно-Тихоокеанское поднятие в Тихом океане). На континентах к зарождающимся границам такого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая система и возможно Байкальский рифт в Азии. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратившихся благодаря раздвижению плит из континентальных в океанские, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива Индийского океана.
Дивергентным границам литосферных плит в океанах соответствует мощнейший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах СОХ, и мелкофокусная сейсмичность. В рифтовых зонах океанов базальтовые расплавы, выплавляющиеся из разогретого и пластичного материала магматических очагов, расположенных под осевой зоной СОХ, существенно легче базальтов, слагающих океаническую кору, и вследствие этого они достаточно быстро поднимаются к поверхности. Поэтому в пределах океанических рифтовых зон извергаются недифференцированные базальтовые расплавы. В осевой части СОХ, где глубина отделения расплавов всего 3-10 км, в составе лав — преимущественно толеитовые базальты. На континентах дивергентные границы плит отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным базальтово- сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями. В континентальных рифтах процесс рифтогенеза сопровождается утонением литосферы и подъемом высокотемпературных мантийных расплавов. Мантийные расплавы, поднявшись в зону более легких пород континентальной коры, задерживаются в них, формируя промежуточные очаги на глубинах порядка первых десятков километров. Здесь происходят процессы дифференциации расплавов и взаимодействия их с контрастными по составу вмещающими породами. Состав вулканических пород континентальных рифтов крайне разнообразен. Здесь представлены изверженные породы субщелочного и щелочного рядов: трахиты, трахиандезиты, щелочные базальты, нефелиниты. Из пород нормального ряда для континентальных рифтов наиболее характерны кислые дифференциаты — от авгитовых андезитов до липаритов.
К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит, в которых океанические литосферные плиты пододвигаются под островные дуги либо под континентальные окраины андийского типа. Так как на конвергентных границах происходит поглощение коры, то они ещё называются деструктивными. Этим границам обычно соответствуют очень характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (достигающих по высоте 7-8 км), если поддвиг происходит под континенты. Примерами таких границ в океанах могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане. В Индийском океане — это желоба Андаманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическом океане — это желоб перед Малыми Антильскими островами в Карибском море и Южно-Сандвичевый желоб перед одноименными островами в Южной Атлантике. Сейсмофокальные зоны, отражающие движение литосферных плит в мантию, всегда наклонены («падают») под островные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений. Зонам поддвига плит свойствен известково-щелочной магматизм андезитового состава. Андезитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужных структур. Расстояние от оси глубоководного желоба до фронта вулканической зоны зависит от крутизны кровли пододвигаемой плиты и горизонтального угла подхода её к границе плит. Обычно оно составляет 100- 200 км.
Поддвигание океанических плит под континенты, если оно не компенсируется их раздвижением в срединно-океанических хребтах, обычно приводит к постепенному закрытию океана, сопровождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, и к возникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного складчатого пояса. Процесс столкновения континентов называется коллизией. Таким путём, например, на месте древнего океана Тетис возник Альпийско-Гималайский горный пояс. Процесс поддвига плит здесь продолжается и сегодня, о чём свидетельствует повышенная сейсмичность этого региона, поэтому Альпийско-Гималайский пояс можно также рассматривать как систему конвергентных коллизионных границ плит.
Детальными исследованиями СОХ установлено, что их гребни и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно, а как бы разорваны на отдельные сегменты трансформными разломами, по которым обычны только чисто сдвиговые смещения плит. Это и есть границы плит третьего типа, или трансформные разломы. Как правило, эти разломы всегда располагаются перпендикулярно к простиранию рифтовых трещин. При этом активными участками разломов служат только их отрезки, соединяющие две смежные рифтовые зоны (трансформирующие одну из них в другую). За пределами этих активных участков никаких смещений плит по трансформным разломам не происходит. Амплитуда смещений по большинству из таких разломов не превышает десяти или нескольких десятков километров, но изредка может достигать и сотен километров.
Трансформные разломы иногда пересекают зоны поддвига плит или протягиваются от них к рифтовым зонам, но подавляющее их большинство рассекает только срединно-океанические хребты. Наиболее крупные из них — разломы Гиббс, Атлантис, Вима, Романш, Азоро-Гибралтарский в Атлантическом океане; разломы Оуэн, Принц Эдуард, Амстердам в Индийском океане; разломы Маккуори, Элтанин и Челленджер в Тихом океане. Кроме того, в северной половине Тихого океана остались следы ныне отмерших, но некогда гигантских разломов, смещения по которым происходили на многие сотни и даже тысячи и более километров. Это так называемые великие разломы Тихого океана: Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион и Клиппертон. Примером границ третьего типа на континентах может служить разлом Сан-Андреас в Калифорнии, Левантийский разлом, Анатолийский разлом и др. В рельефе океанические трансформные разломы четко фиксируются сопряженными параллельными структурами узких хребтов и ложбин с крутой общей стенкой. Как правило, трансформные разломы амагматичны, хотя в некоторых случаях на их флангах возникают базальтовые вулканы со щелочной ориентацией.
В первом приближении литосферные плиты можно рассматривать как фрагменты жесткой сферической оболочки, перемещающиеся по поверхности Земли. В этом случае для количественного описания перемещений литосферных плит по сферической поверхности Земли обычно используют теорему Эйлера. Применительно к задаче определения параметров движения жестких сферических оболочек — литосферных плит по поверхности земного шара эта теорема доказывает, что в каждый данный момент времени любое такое движение может быть представлено поворотом плиты с определенной угловой скоростью относительно оси, проходящей через центр Земли и некоторую точку на ее поверхности, называемую полюсом вращения. Тогда сеть рифтовых и трансформных разломов, возникающих между двумя раздвигающимися плитами, будет всегда ориентирована по меридианам и широтным кругам, проведённым из полюса относительного вращения плит.
Теорема Эйлера по палеомагнитным аномалиям на океанском дне позволила количественно рассчитывать перемещения всех литосферных плит по поверхности Земли и палеогеодинамически реконструировать положения древних океанов и континентов в прошлые геологические эпохи. Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне.
Анализируя эти данные учёные пришли к выводу, что Австралия удаляется от Антарктиды со скоростью около 7 см/год, а Южная Америка от Африки — со скоростью около 4 см/год. Северная Америка отодвигается от Европы существенно медленнее — на 2-2,3 см/год. Ещё медленнее расширяется Красное море — на 1,5 см в год (соответственно здесь меньше изливается и базальтов — всего 30 км3 на каждый погонный километр Красноморского рифта за миллион лет). Скорость столкновения Индии с Азией достигает 5 см/год, чем, кстати, и объясняются развивающиеся буквально на наших глазах интенсивные неотектонические деформации Гиндукуша, Памира и Гималаев. Эти деформации и создают исключительно высокий уровень сейсмической активности всего региона (тектоническое влияние столкновения Индии с Азией сказывается и далеко за пределами самой зоны столкновения плит, распространяясь вплоть до Северного Тянь-Шаня). Деформации Большого и Малого Кавказа вызываются давлением Аравийской плиты на этот район Евразии, однако скорость сближения плит здесь существенно меньше — всего 2-2,5 см/год. Поэтому меньшей оказывается и сейсмическая активность региона.
Минимальные «абсолютные» линейные скорости характерны для тех плит, в которых значительную часть площади занимает континентальная литосфера: Антарктическая плита — 0,4-0,7, Евразийская — 1,0-1,2, Африканская — 1,9, Северо- Американская — 1,9-2,4 и Южно- Американская — 2,2-2,4 см/год. Максимальные линейные скорости перемещения имеют те плиты, которые целиком состоят из океанической литосферы: Наска — 6-7 и Тихоокеанская — 8-10 см/год. Для Индийской плиты характерна линейная скорость 4,9-6,5 см/год.