Conform teoriei moderne a plăcilor litosferice, întreaga litosferă prin zone înguste și active - defecțiuni în adâncime - este împărțită în blocuri separate care se mișcă în stratul de plastic al mantalei superioare unele cu altele la o viteză de 2-3 cm pe an. Aceste blocuri se numesc plăci litosferice.
Pentru prima dată, ipoteza mișcării orizontale a blocurilor cruste a fost făcută de Alfred Wegener în anii 1920 în cadrul ipotezei „derivării continentale”, însă această ipoteză nu a primit sprijin la acea vreme.
Abia în anii 1960 studiile asupra fundului oceanic au furnizat dovezi concludente ale mișcărilor plăcilor orizontale și ale proceselor de extindere a oceanului datorită formării (răspândirii) crustei oceanice. Reînnoirea ideilor despre rolul predominant al mișcărilor orizontale a avut loc în cadrul direcției „mobiliste”, a cărei dezvoltare a dus la dezvoltarea teoriei moderne a tectonicii pe plăci. Principiile principale ale tectonicii cu plăci au fost formulate în 1967-68 de un grup de geofizicieni americani - W. J. Morgan, K. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes în dezvoltarea ideilor anterioare (1961-62) ale oamenilor de știință americani G. Hess și R. Digz privind extinderea (răspândirea) fundului oceanului.
Se susține că oamenii de știință nu sunt în totalitate siguri de ceea ce provoacă aceste schimbări și de modul în care au fost desemnate limitele plăcilor tectonice. Există nenumărate teorii diferite, dar niciuna dintre ele nu explică pe deplin toate aspectele activității tectonice.
Să aflăm cel puțin cum își imaginează acum.
Wegener a scris: „În 1910, ideea mutării continentelor mi-a apărut pentru prima dată … când m-a lovit similitudinea coastelor de pe ambele părți ale Oceanului Atlantic.” El a sugerat că pe Paleozoicul timpuriu, pe Pământ, existau două continente mari - Laurasia și Gondwana.
Laurasia a fost continentul nordic, care a cuprins teritoriile Europei moderne, Asia fără India și America de Nord. Sud-continent - Gondwana a unit teritoriile moderne din America de Sud, Africa, Antarctica, Australia și Hindustan.
Video promotional:
Între Gondwana și Laurasia a fost primul fruct de mare - Tethys, ca un golf imens. Restul Pământului a fost ocupat de Oceanul Panthalassa.
Cu aproximativ 200 de milioane de ani în urmă, Gondwana și Laurasia au fost unite într-un singur continent - Pangea (Pan - universal, Ge - pământ).
Acum aproximativ 180 de milioane de ani, continentul Pangea a început din nou să se separe în părțile sale componente, care erau amestecate pe suprafața planetei noastre. Împărțirea s-a desfășurat după cum urmează: mai întâi, Laurasia și Gondwana au reapărut, apoi Laurasia s-au despărțit, apoi Gondwana s-au împărțit. Datorită scindării și divergenței părților din Pangea, s-au format oceane. Oceanele Atlantic și Indian pot fi considerate tinere; vechi - Liniștit. Oceanul Arctic a devenit izolat odată cu creșterea masei terestre în emisfera nordică.
A. Wegener a găsit multe confirmări ale existenței unui singur continent al Pământului. Existența în Africa și America de Sud a resturilor de animale antice - Listozaurii i s-au părut în special convingători. Erau reptile, asemănătoare cu hipopotamii mici, care trăiau doar în corpuri de apă dulce. Aceasta înseamnă că nu puteau înota distanțe uriașe în apa sărată de mare. El a găsit dovezi similare în regatul plantelor.
Interes pentru ipoteza mișcării continentelor în anii 30 ai secolului XX. a scăzut ușor, dar în anii 60 a reînviat, când, ca urmare a studiilor privind relieful și geologia fundului oceanic, au fost obținute date care indică procesele de extindere (răspândire) a crustei oceanice și „scufundarea” unor părți ale scoarței sub altele (subducție).
Structura riftului continental.
Partea stâncoasă superioară a planetei este împărțită în două cochilii, semnificativ diferite în ceea ce privește proprietățile reologice: litosfera rigidă și fragilă și astenosfera de plastic subiacentă și mobilă.
Partea inferioară a litosferei este o izotermă de aproximativ 1300 ° C, ceea ce corespunde temperaturii de topire (solidus) a materialului de manta la presiunea litostatică existentă la adâncimile primelor sute de kilometri. Rocile situate deasupra acestei izoterme pe Pământ sunt suficient de reci și se comportă ca un material dur, în timp ce rocile de bază ale aceleiași compoziții sunt suficient de încălzite și relativ ușor deformate.
Litosfera este împărțită în plăci care se mișcă constant de-a lungul suprafeței astenosfera din plastic. Litosfera este împărțită în 8 plăci mari, zeci de plăci medii și multe mici. Între plăcile mari și mijlocii există centuri compuse din mozaicuri de plăci mici de crustă.
Limitele plăcilor sunt zone de activitate seismică, tectonică și magmatică; regiunile interioare ale plăcilor sunt slab seismice și se caracterizează printr-o manifestare slabă a proceselor endogene.
Peste 90% din suprafața Pământului se încadrează pe 8 plăci litosferice mari:
Unele plăci litosferice sunt compuse exclusiv din scoarță oceanică (de exemplu, Placa Pacificului), altele includ fragmente din scoarță oceanică și continentală.
Diagrama formării Rift.
Există trei tipuri de mișcări ale plăcilor relative: divergență (divergență), convergență (convergență) și mișcări de forfecare.
Limitele divergente sunt granițe de-a lungul cărora plăcile se îndepărtează. Setarea geodinamică în care are loc procesul de întindere orizontală a scoarței terestre, însoțită de apariția unor depresiuni prelungite liniar alungite sau asemănătoare cu șanț, se numește rufting. Aceste granițe sunt limitate la rifturi continentale și creste din mijlocul oceanelor din bazinele oceanice. Termenul "rift" (din engleză rift - rupture, crack, gap) este aplicat structurilor liniare mari de origine profundă, formate în timpul întinderii scoarței terestre. În ceea ce privește structura, acestea sunt structuri asemănătoare grabenului. Rifturile pot fi realizate atât pe scoarța continentală, cât și pe crusta oceanică, formând un singur sistem global orientat în raport cu axa geoidă. În acest caz, evoluția rifturilor continentale poate duce la ruperea continuității crustei continentale și transformarea acestei rifturi într-o riftă oceanică (dacă expansiunea riftului se oprește înainte de stadiul rupturii crustei continentale, aceasta este umplută cu sedimente, transformându-se într-un aulacogen).
Procesul de alunecare a plăcilor în zonele rifturilor oceanice (creste de la mijlocul oceanului) este însoțit de formarea unei noi cruste oceanice datorită topirii bazatice magmatice provenite din astenosfera. Acest proces de formare a unei noi cruste oceanice datorită afluxului de material de manta se numește spreading (din limba engleză spread - to spread, expand).
Structura crestei mediului oceanic. 1 - astenosfera, 2 - roci ultrabazice, 3 - roci de bază (gabbroide), 4 - un complex de diguri paralele, 5 - bazaltele fundului oceanic, 6 - segmente de crustă oceanică care s-au format în diferite perioade (IV cu îmbătrânirea), 7 - magmatic aproape de suprafață cameră (cu magmă ultrabazică în partea inferioară și principală în cea superioară), 8 - sedimente ale fundului oceanic (1-3 pe măsură ce se acumulează).
În timpul răspândirii, fiecare impuls de extensie este însoțit de fluxul unei noi porțiuni de topitură, care, în timp ce se solidifică, construiește marginile plăcilor care se diverge de axa MOR. În aceste zone se formează crusta oceanică tânără
Coliziunea plăcilor litosferice continentale și oceanice.
Subducția este procesul de mutare a unei plăci oceanice sub o placă continentală sau alta. Zonele de subducție sunt limitate la părțile axiale ale tranșee de mare adâncime, conjugate cu arcuri insulare (care sunt elemente ale marjelor active). Limitele de subducție reprezintă aproximativ 80% din lungimea tuturor limitelor convergente.
Atunci când plăcile continentale și oceanice se ciocnesc, un fenomen natural este sublinierea plăcii oceanice (mai grele) de sub marginea continentală; când două oceanice se ciocnesc, cel mai vechi (adică cel mai rece și mai dens) se scufundă.
Zonele de subducție au o structură caracteristică: elementele lor tipice sunt un șanț de adâncime - un arc insular vulcanic - un bazin cu arc în spate. O placă de adâncime se formează în placa de subducție curbată și sub-motorie. Pe măsură ce se scufundă, această placă începe să piardă apă (care este abundentă în sedimente și minerale), aceasta din urmă, după cum se știe, reduce semnificativ punctul de topire al rocilor, ceea ce duce la formarea de centre de topire care alimentează vulcanii arcurilor insulare. În partea din spate a unui arc vulcanic, apare de obicei o anumită întindere, determinând formarea unui bazin cu arc posterior. În zona bazinului cu arc posterior, tensiunea poate fi atât de semnificativă încât duce la ruperea crustei plăcii și deschiderea bazinului cu crustă oceanică (așa-numitul proces de răspândire a arcului în spate).
Volumul crustei oceanice absorbite în zonele de subducție este egal cu volumul scoarței apărute în zonele de răspândire. Această poziție accentuează opinia despre constanța volumului Pământului. Dar această opinie nu este singura și definitiv dovedită. Este posibil ca volumul planurilor să se schimbe pulsativ sau să existe o scădere a acestuia din cauza răcirii.
Imersiunea plăcii de subducție în manta este urmărită de focuri de cutremur care apar la contactul plăcilor și în interiorul plăcii de subducție (mai rece și, prin urmare, mai fragilă decât rocile mantale înconjurătoare). Această zonă focală seismică a fost numită zona Benioff-Zavaritsky. În zonele de subducție, începe procesul de formare a unei noi cruste continentale. Un proces mult mai rar de interacțiune între plăcile continentale și oceanice este procesul de obturație - împingerea unei părți a litosferei oceanice pe marginea plăcii continentale. Trebuie subliniat faptul că, în cursul acestui proces, se produce separarea plăcii oceanice și numai partea superioară a acesteia - crusta și câțiva kilometri de manta superioară - avansează.
Coliziunea plăcilor litosferice continentale.
Când plăcile continentale se ciocnesc, a cărei crustă este mai ușoară decât materialul mantalei și, în consecință, nu este capabilă să se scufunde în ea, procesul de coliziune are loc. În timpul coliziunii, marginile plăcilor continentale de coliziune sunt zdrobite, sfărâmate și se formează sisteme de defecțiuni mari de tracțiune, ceea ce duce la creșterea structurilor de munte cu o structură complexă de pliere. Un exemplu clasic al unui astfel de proces este coliziunea plăcii hindustane cu cea euroasiatică, însoțită de creșterea sistemelor montane grandioase din Himalaya și Tibet. Procesul de coliziune înlocuiește procesul de subducție, completând închiderea bazinului oceanic. În același timp, la începutul procesului de coliziune, când marginile continentelor s-au apropiat deja, coliziunea este combinată cu procesul de subducție (subsidența crustei oceanice continuă sub marginea continentului). Metamorfismul regional la scară largă și magmatismul granitoid intrusiv sunt tipice pentru procesele coliziționale. Aceste procese conduc la crearea unei noi cruste continentale (cu stratul său tipic de granit-gneis).
Motivul principal pentru mișcarea plăcii este convecția mantalei provocată de curenții de gravitație-căldură.
Sursa de energie pentru acești curenți este diferența de temperatură dintre regiunile centrale ale Pământului și temperatura părților sale de aproape suprafață. În acest caz, partea principală a căldurii endogene este eliberată la limita miezului și a mantaului în timpul procesului de diferențiere profundă, ceea ce determină degradarea materialului principal de condrită, în timpul căruia partea metalică se năpustește spre centru, crescând miezul planetei, iar partea de silicat este concentrată în manta, unde suferă diferențiere.
Stâncile încălzite în zonele centrale ale Pământului se extind, densitatea lor scade și se ridică, dând loc unor mase mai reci și, prin urmare, mai grele, care au dat deja o parte din căldură în zonele apropiate. Acest proces de transfer de căldură continuă continuu, rezultând formarea de celule convective închise ordonate. În acest caz, în partea superioară a celulei, fluxul de materie are loc aproape într-un plan orizontal, iar această parte a fluxului determină mișcarea orizontală a materiei astenosfera și a plăcilor situate pe ea. În general, ramurile ascendente ale celulelor convective sunt situate sub zonele limitelor divergente (MOR și rifturi continentale), iar ramurile descendente - sub zonele limitelor convergente. Astfel, principalul motiv al mișcării plăcilor litosferice este „târârea” de curenții convectivi. In afara de asta,o serie de alți factori acționează asupra plăcilor. În special, suprafața astenosfera se dovedește oarecum ridicată deasupra zonelor ramurilor ascendente și mai coborâtă în zonele de subsidență, ceea ce determină „alunecarea” gravitațională a plăcii litosferice situată pe o suprafață de plastic înclinată. În plus, există procese de tragere a litosferei oceanice reci, reci, în zonele de subducție, la cald, și, prin urmare, astenosfera mai puțin densă, precum și cușarea hidraulică de bazaltele din zonele MOR. În plus, există procese de tragere a litosferei oceanice reci, reci, în zonele de subducție, la cald, și, prin urmare, astenosfera mai puțin densă, precum și cușarea hidraulică de bazaltele din zonele MOR. În plus, există procese de tragere a litosferei oceanice reci, reci, în zonele de subducție, la cald, și, prin urmare, astenosfera mai puțin densă, precum și cușarea hidraulică de bazaltele din zonele MOR.
Principalele forțe motrice ale tectonicii pe plăci sunt aplicate pe baza părților intraplate ale litosferei - forțele de trage (trage) FDO sub oceane și FDC sub continente, a căror amploare depinde în primul rând de viteza curentului astenosferic, iar aceasta din urmă este determinată de vâscozitatea și grosimea stratului astenosferic. Deoarece grosimea astenosfera de pe continente este mult mai mică, iar vâscozitatea este mult mai mare decât sub oceane, mărimea forței FDC este aproape un ordin de mărime mai mic decât magnitudinea FDO. Sub continente, în special părțile lor străvechi (scuturile continentale), astenosfera aproape se învârte, astfel încât continentele par să fie „blocate”. Deoarece majoritatea plăcilor litosferice ale Pământului modern includ atât părți oceanice cât și continentale, trebuie să ne așteptămcă prezența unui continent în placă ar trebui să „încetinească” în general mișcarea întregii plăci. Așa se întâmplă de fapt (cele mai rapide mișcări sunt plăcile aproape pur oceanice din Pacific, Cocos și Nazca; cele mai lente sunt cele eurasiatice, nord-americane, sud-americane, Antarctice și africane, o parte semnificativă fiind ocupată de continente). În cele din urmă, la granițele plăcilor convergente, unde marginile grele și reci ale plăcilor litosferice (plăci) se scufundă în manta, flotabilitatea lor negativă creează o forță FNB (indicele în denumirea de forță - din flotabilitatea negativă engleză). Acțiunea acesteia din urmă duce la faptul că partea de subductare a plăcii se scufundă în astenosfera și trage întreaga placă împreună cu ea, crescând astfel viteza de mișcare a acesteia. Evident, forța FNB acționează sporadic și numai în anumite setări geodinamice,de exemplu, în cazurile de prăbușire a plăcilor descrise mai sus prin secțiunea de 670 km.
Astfel, mecanismele care conduc plăcile litosferice pot fi alocate condiționat următoarelor două grupe: 1) asociate cu mecanismul de tracțiune al mantalei aplicat în orice puncte ale fundului plăcii, în figură - forțele FDO și FDC; 2) asociate cu forțele aplicate pe marginile plăcilor (mecanismul forță-margine), în figură - forțele FRP și FNB. Rolul acestui sau acel mecanism de conducere, precum și acele sau alte forțe, este evaluat individual pentru fiecare placă litosferică.
Combinația acestor procese reflectă procesul geodinamic general, acoperind zone de la suprafață până la zone adânci ale Pământului. În prezent, în mantia Pământului se dezvoltă o convecție cu două celule cu manta închisă (conform modelului de convecție prin manta) sau o convecție separată în mantaua superioară și inferioară, cu acumularea de lespezi în zonele de subducție (conform unui model cu două niveluri). Polii probabili ai ascensiunii materiei mantale sunt localizați în nord-estul Africii (aproximativ sub zona de joncțiune a plăcilor africane, somaleze și arabe) și în zona insulei de Paște (sub creasta mijlocie a Oceanului Pacific - ascensorul Pacificului de Est). Ecuatorul substanței de subzistență a materialului de manta urmărește un lanț aproximativ continu de granițe de plăci convergente de-a lungul periferiei oceanelor Pacificului și estului Indian. Regimul actual al convecției mantei,Dezintegrarea Pangea, care a început în urmă cu aproximativ 200 de milioane de ani și a dat naștere oceanelor moderne, va fi în viitor înlocuită cu un regim cu o singură celulă (după modelul prin convecția prin manta) sau (după un model alternativ) convecția va deveni prin manta din cauza prăbușirii plăcilor prin secțiunea de 670 km. Acest lucru, eventual, va duce la coliziunea continentelor și la formarea unui nou supercontinent, al cincilea din istoria Pământului.
Deplasările plăcilor respectă legile geometriei sferice și pot fi descrise pe baza teoremei lui Euler. Teorema de rotație a lui Euler afirmă că orice rotație în spațiul tridimensional are o axă. Astfel, rotația poate fi descrisă prin trei parametri: coordonatele axei de rotație (de exemplu, latitudinea și longitudinea) și unghiul de rotație. Pe baza acestei poziții, poziția continentelor în epocile geologice trecute poate fi reconstruită. Analiza mișcărilor continentelor a dus la concluzia că, la fiecare 400-600 de milioane de ani, se unesc într-un singur supercontinent, care este supus unei dezintegrări ulterioare. Ca urmare a scindării unui astfel de supercontinent Pangea, care a avut loc acum 200-150 milioane de ani, s-au format continentele moderne.
Tectonica plăcilor este primul concept geologic general care ar putea fi testat. Această verificare a fost efectuată. În anii 70. a fost organizat un program de forare a apei adânci. În cadrul acestui program, vasul de foraj „Glomar Challenger” a găurit câteva sute de puțuri, ceea ce a arătat o bună convergență a vârstelor estimate de la anomaliile magnetice cu vârste determinate din bazalturi sau orizonturi sedimentare. Schema de distribuție a zonelor cu vârste diferite ale scoarței oceanice este prezentată în Fig.
Vârsta crustei oceanice bazată pe anomalii magnetice (Kenneth, 1987): 1 - zone cu lipsa de date și terenuri; 2-8 - varsta: 2 - Holocen, Pleistocen, Pliocen (0-5 Ma); 3 - miocenul (5-23 Ma); 4 - Oligocen (23-38 Ma); 5 & mdash; Eocen (38-53 Ma); 6 - Paleocen (53-65 Ma) 7 - cretă (65-135 Ma) 8 - Jurasic (135-190 Ma).
La sfârșitul anilor 80. a fost finalizat un alt experiment pentru testarea mișcării plăcilor litosferice. Sa bazat pe măsurarea liniilor de referință în raport cu cvasarii îndepărtați. Pe două plăci, au fost selectate puncte la care, folosind radio-telescoape moderne, s-a determinat distanța până la quasari și unghiul declinării lor și, în consecință, s-au calculat distanțele dintre punctele de pe cele două plăci, adică s-a determinat linia de bază. Precizia determinării a fost de primii centimetri. Câțiva ani mai târziu, măsurătorile au fost repetate. Un acord foarte bun s-a obținut între rezultatele calculate din anomaliile magnetice și datele determinate din liniile de bază.
Diagrama care ilustrează rezultatele măsurătorilor deplasării reciproce a plăcilor litosferice, obținută prin metoda interferometriei cu o linie de bază foarte lungă - ISDB (Carter, Robertson, 1987). Mișcarea plăcilor modifică lungimea liniei de bază între radiotelescoape localizate pe diferite plăci. Harta emisferei nordice arată liniile de bază care au fost măsurate prin metoda ISDB cu suficiente date pentru a face o estimare fiabilă a vitezei de modificare a lungimii lor (în centimetri pe an). Numerele dintre paranteze indică cantitatea de deplasare a plăcii calculate pe baza modelului teoretic. În aproape toate cazurile, valorile calculate și măsurate sunt foarte apropiate.
Astfel, tectonica placilor de-a lungul anilor a fost testată printr-o serie de metode independente. Este recunoscută de comunitatea științifică mondială drept paradigma geologiei în prezent.
Cunoscând poziția polilor și viteza mișcării moderne a plăcilor litosferice, viteza de extindere și absorbție a fundului oceanic, este posibil să se contureze calea de mișcare a continentelor în viitor și să vă imaginați poziția lor pentru o anumită perioadă de timp.
Această prognoză a fost făcută de geologii americani R. Dietz și J. Holden. În 50 de milioane de ani, conform presupunerilor lor, oceanele Atlantic și Indian se vor extinde în detrimentul Pacificului, Africa se va muta spre nord, iar datorită acestui lucru, Mediterana va fi eliminată treptat. Strâmtoarea Gibraltar va dispărea, iar Spania „întoarsă” va închide Golful Biscaya. Africa va fi împărțită de marile rifturi africane, iar partea sa de est va fi mutată spre nord-est. Marea Roșie se va extinde atât de mult încât va separa Peninsula Sinai de Africa, Arabia se va muta în nord-est și va închide Golful Persic. India se va îndrepta tot mai mult spre Asia, ceea ce înseamnă că munții Himalaya vor crește. California de-a lungul Defecțiunii San Andreas se va separa de America de Nord și va începe să se formeze un nou bazin oceanic în acest loc. Schimbări semnificative vor avea loc în emisfera sudică. Australia va traversa ecuatorul și va intra în contact cu Eurasia. Această prognoză necesită un rafinament semnificativ. Multe aici sunt încă discutabile și neclare.
