Litosfera i skorupa ziemska. Nazwy największych płyt Ziemi. Wersje formowania się planety Płyty litosferyczne i co się na nich znajduje

Według współczesnego teorie płyt litosferycznych cała litosfera jest podzielona na oddzielne bloki przez wąskie i aktywne strefy - głębokie uskoki - poruszające się w plastycznej warstwie górnego płaszcza względem siebie z prędkością 2-3 cm rocznie. Te bloki nazywają się płyty litosferyczne.

Cechą płyt litosferycznych jest ich sztywność i zdolność, przy braku wpływów zewnętrznych, do zachowania niezmienionego kształtu i struktury przez długi czas.

Płyty litosferyczne są ruchome. Ich ruch po powierzchni astenosfery następuje pod wpływem prądów konwekcyjnych w płaszczu. Oddzielne płyty litosferyczne mogą się rozchodzić, zbliżać lub przesuwać względem siebie. W pierwszym przypadku pomiędzy płytami pojawiają się strefy rozciągania z pęknięciami wzdłuż granic płyt, w drugim strefy ściskania z towarzyszącym napieraniem jednej płyty na drugą (napór - obdukcja; podparcie - subdukcja), w trzecim - strefy ścinania - uskoki, wzdłuż których następuje ślizganie się sąsiednich płyt.

Na zbieżności płyt kontynentalnych zderzają się, tworząc pasy górskie. W ten sposób powstał system górski Himalajów, na przykład na pograniczu płyt euroazjatyckich i indoaustralijskich (ryc. 1).

Ryż. 1. Zderzenie kontynentalnych płyt litosfery

Gdy płyta kontynentalna i oceaniczna wchodzą w interakcję, płyta ze skorupą oceaniczną przesuwa się pod płytę ze skorupą kontynentalną (ryc. 2).

Ryż. 2. Zderzenie kontynentalnych i oceanicznych płyt litosferycznych

W wyniku zderzenia kontynentalnych i oceanicznych płyt litosfery powstają rowy głębinowe i łuki wysp.

Rozbieżność płyt litosferycznych i powstanie w wyniku tego oceanicznego typu skorupy ziemskiej pokazano na ryc. 3.

Strefy osiowe grzbietów śródoceanicznych charakteryzują się: szczeliny(z angielskiego. strzelanina- szczelina, pęknięcie, uskok) - duża liniowa struktura tektoniczna skorupy ziemskiej o długości setek, tysięcy, szerokości dziesiątek, a czasem setek kilometrów, powstała głównie podczas poziomego rozciągania skorupy (ryc. 4). Bardzo duże szczeliny nazywane są pasy szczelinowe, strefy lub systemy.

Ponieważ płyta litosferyczna jest płytą pojedynczą, każdy z jej uskoków jest źródłem aktywności sejsmicznej i wulkanizmu. Źródła te są skoncentrowane w stosunkowo wąskich strefach, wzdłuż których występują wzajemne przemieszczenia i tarcia sąsiednich płyt. Strefy te nazywają się pasy sejsmiczne. Rafy, grzbiety śródoceaniczne i rowy głębinowe są ruchomymi obszarami Ziemi i znajdują się na granicach płyt litosferycznych. Wskazuje to, że proces tworzenia skorupy ziemskiej w tych strefach jest obecnie bardzo intensywny.

Ryż. 3. Dywergencja płyt litosferycznych w strefie między grzbietem nanooceanicznym

Ryż. 4. Schemat powstawania szczelin

Większość uskoków płyt litosfery znajduje się na dnie oceanów, gdzie skorupa ziemska jest cieńsza, ale występują również na lądzie. Największy uskok na lądzie znajduje się we wschodniej Afryce. Rozciągała się na 4000 km. Szerokość tego uskoku wynosi 80-120 km.

Obecnie można wyróżnić siedem największych płyt (ryc. 5). Spośród nich największym obszarem jest Pacyfik, który składa się wyłącznie z litosfery oceanicznej. Z reguły płyta Nazca jest również określana jako duża, która jest kilkakrotnie mniejsza niż każda z siedmiu największych. Jednocześnie naukowcy sugerują, że w rzeczywistości płyta Nazca jest znacznie większa niż widzimy ją na mapie (patrz ryc. 5), ponieważ znaczna jej część znalazła się pod sąsiednimi płytami. Ta płyta również składa się wyłącznie z litosfery oceanicznej.

Ryż. 5. Płyty litosferyczne Ziemi

Przykładem płyty, która obejmuje zarówno litosferę kontynentalną, jak i oceaniczną, jest na przykład płyta litosfery indoaustralijska. Płyta Arabska składa się prawie w całości z litosfery kontynentalnej.

Ważna jest teoria płyt litosferycznych. Przede wszystkim wyjaśnia, dlaczego w niektórych miejscach na Ziemi znajdują się góry, a w innych równiny. Za pomocą teorii płyt litosferycznych można wyjaśnić i przewidzieć katastroficzne zjawiska zachodzące na granicach płyt.

Ryż. 6. Kontury kontynentów naprawdę wydają się zgodne

Teoria dryfu kontynentalnego

Teoria płyt litosferycznych wywodzi się z teorii dryfu kontynentów. Powrót w XIX wieku Wielu geografów zauważyło, że patrząc na mapę, można zauważyć, że zbliżając się do wybrzeża Afryki i Ameryki Południowej, wydaje się, że są one zgodne (ryc. 6).

Pojawienie się hipotezy o ruchu kontynentów wiąże się z nazwiskiem niemieckiego naukowca Alfred Wegener(1880-1930) (ryc. 7), którzy najpełniej rozwinęli tę ideę.

Wegener pisał: „W 1910 r. po raz pierwszy przyszedł mi do głowy pomysł przeniesienia kontynentów… kiedy uderzyło mnie podobieństwo zarysów wybrzeży po obu stronach Atlantyku”. Zasugerował, że we wczesnym paleozoiku istniały na Ziemi dwa duże kontynenty - Laurazja i Gondwana.

Laurasia była kontynentem północnym, który obejmował terytoria współczesnej Europy, Azji bez Indii i Ameryki Północnej. Południowy kontynent - Gondwana zjednoczył współczesne terytoria Ameryki Południowej, Afryki, Antarktydy, Australii i Hindustanu.

Pomiędzy Gondwaną a Laurazją znajdowało się pierwsze morze – Tetyda, niczym ogromna zatoka. Resztę przestrzeni ziemskiej zajmował ocean Panthalassa.

Około 200 milionów lat temu Gondwana i Laurasia zostały zjednoczone w jeden kontynent - Pangea (Pan - uniwersalny, Ge - ziemia) (ryc. 8).

Ryż. 8. Istnienie jednego stałego lądu Pangea (białe - ląd, kropki - płytkie morze)

Około 180 milionów lat temu kontynent Pangei ponownie zaczął się dzielić na części składowe, które wymieszały się na powierzchni naszej planety. Podział przebiegał następująco: najpierw ponownie pojawiły się Laurasia i Gondwana, następnie podzieliła się Laurasia, a następnie podzieliła się również Gondwana. W wyniku podziału i rozbieżności części Pangei powstały oceany. Młode oceany można uznać za atlantycki i indyjski; stary - Cichy. Ocean Arktyczny został odizolowany wraz ze wzrostem masy lądowej na półkuli północnej.

Ryż. 9. Lokalizacja i kierunki dryfu kontynentów w okresie kredowym 180 mln lat temu

A. Wegener znalazł wiele dowodów na istnienie jednego kontynentu na Ziemi. Szczególnie przekonujące wydało mu się istnienie w Afryce i Ameryce Południowej szczątków starożytnych zwierząt - liściozaurów. Były to gady, podobne do małych hipopotamów, które żyły tylko w zbiornikach słodkowodnych. Oznacza to, że nie mogły pokonywać dużych odległości w słonej wodzie morskiej. Znalazł podobne dowody w świecie roślin.

Zainteresowanie hipotezą ruchu kontynentów w latach 30. XX wieku. nieznacznie spadła, ale w latach 60. ponownie odżyła, gdy w wyniku badań rzeźby i geologii dna oceanicznego uzyskano dane wskazujące na procesy ekspansji (rozprzestrzeniania się) skorupy oceanicznej i „nurkowania” niektórych części skorupy pod innymi (subdukcja).

Możliwe do kliknięcia

Według współczesnego teorie płyt litosferycznych cała litosfera jest podzielona na oddzielne bloki przez wąskie i aktywne strefy - głębokie uskoki - poruszające się w plastycznej warstwie górnego płaszcza względem siebie z prędkością 2-3 cm rocznie. Te bloki nazywają się płyty litosferyczne.

Alfred Wegener po raz pierwszy zasugerował poziomy ruch bloków skorupy ziemskiej w latach dwudziestych XX wieku jako część hipotezy „dryfu kontynentalnego”, ale hipoteza ta nie uzyskała wówczas poparcia.

Dopiero w latach 60. badania dna oceanicznego dostarczyły niepodważalnych dowodów na poziomy ruch płyt i procesy ekspansji oceanów w wyniku formowania się (rozprzestrzeniania) skorupy oceanicznej. Odrodzenie poglądów o dominującej roli ruchów poziomych nastąpiło w ramach kierunku „mobilistycznego”, którego rozwój doprowadził do rozwoju nowoczesnej teorii tektoniki płyt. Główne założenia tektoniki płyt zostały sformułowane w latach 1967-68 przez grupę amerykańskich geofizyków - WJ Morgana, C. Le Pichon, J. Olivera, J. Isaacsa, L. Sykesa w rozwoju wcześniejszych (1961-62) idei Amerykańscy naukowcy G. Hess i R. Digts o ekspansji (rozprzestrzenianiu się) dna oceanicznego.

Twierdzi się, że naukowcy nie są do końca pewni, co powoduje te właśnie przesunięcia i jak wyznaczono granice płyt tektonicznych. Istnieje niezliczona ilość różnych teorii, ale żadna z nich nie wyjaśnia w pełni wszystkich aspektów aktywności tektonicznej.

Przynajmniej dowiedzmy się, jak sobie to teraz wyobrażają.

Wegener napisał: „W 1910 r. po raz pierwszy wpadł mi do głowy pomysł przeniesienia kontynentów… kiedy uderzyło mnie podobieństwo zarysów wybrzeży po obu stronach Oceanu Atlantyckiego”. Zasugerował, że we wczesnym paleozoiku istniały na Ziemi dwa duże kontynenty - Laurazja i Gondwana.

Laurasia była kontynentem północnym, który obejmował terytoria współczesnej Europy, Azji bez Indii i Ameryki Północnej. Południowy kontynent - Gondwana zjednoczył współczesne terytoria Ameryki Południowej, Afryki, Antarktydy, Australii i Hindustanu.

Pomiędzy Gondwaną a Laurazją znajdowało się pierwsze morze – Tetyda, niczym ogromna zatoka. Resztę przestrzeni ziemskiej zajmował ocean Panthalassa.

Około 200 milionów lat temu Gondwana i Laurazja zostały zjednoczone w jeden kontynent - Pangea (Pan - uniwersalny, Ge - ziemia)

Około 180 milionów lat temu kontynent Pangei ponownie zaczął się dzielić na części składowe, które wymieszały się na powierzchni naszej planety. Podział przebiegał następująco: najpierw ponownie pojawiły się Laurasia i Gondwana, następnie podzieliła się Laurasia, a następnie podzieliła się również Gondwana. W wyniku podziału i rozbieżności części Pangei powstały oceany. Młode oceany można uznać za atlantycki i indyjski; stary - Cichy. Ocean Arktyczny został odizolowany wraz ze wzrostem masy lądowej na półkuli północnej.

A. Wegener znalazł wiele dowodów na istnienie jednego kontynentu na Ziemi. Szczególnie przekonuje go istnienie w Afryce i Ameryce Południowej szczątków pradawnych zwierząt - liściozaurów. Były to gady, podobne do małych hipopotamów, które żyły tylko w zbiornikach słodkowodnych. Oznacza to, że nie mogły pokonywać dużych odległości w słonej wodzie morskiej. Znalazł podobne dowody w świecie roślin.

Zainteresowanie hipotezą ruchu kontynentów w latach 30. XX wieku. nieznacznie spadła, ale w latach 60. ponownie odżyła, gdy w wyniku badań rzeźby i geologii dna oceanicznego uzyskano dane wskazujące na procesy ekspansji (rozprzestrzeniania się) skorupy oceanicznej i „nurkowania” niektórych części skorupy pod innymi (subdukcja).

Struktura szczeliny kontynentalnej

Górna kamienna część planety jest podzielona na dwie powłoki, które różnią się znacznie właściwościami reologicznymi: sztywną i kruchą litosferę oraz znajdującą się pod nią plastikową i ruchomą astenosferę.
Podstawą litosfery jest izoterma w przybliżeniu równa 1300°C, co odpowiada temperaturze topnienia (solidus) materiału płaszcza przy ciśnieniu litostatycznym występującym na głębokości kilkuset kilometrów. Skały leżące w Ziemi nad tą izotermą są dość zimne i zachowują się jak sztywny materiał, podczas gdy leżące pod nimi skały o tym samym składzie są dość gorące i stosunkowo łatwo się odkształcają.

Litosfera jest podzielona na płyty, które poruszają się stale po powierzchni plastikowej astenosfery. Litosfera podzielona jest na 8 dużych płyt, dziesiątki średnich płyt i wiele małych. Pomiędzy płytami dużymi i średnimi występują pasy złożone z mozaiki małych płyt skorupy ziemskiej.

Granice płyt to obszary aktywności sejsmicznej, tektonicznej i magmowej; wewnętrzne obszary płyt są słabo sejsmiczne i charakteryzują się słabą manifestacją procesów endogennych.
Ponad 90% powierzchni Ziemi przypada na 8 dużych płyt litosferycznych:

Niektóre płyty litosfery składają się wyłącznie ze skorupy oceanicznej (na przykład płyta pacyficzna), inne zawierają fragmenty zarówno skorupy oceanicznej, jak i kontynentalnej.

Schemat powstawania szczelin

Istnieją trzy rodzaje względnych ruchów płyt: dywergencja (rozbieżność), zbieżność (zbieżność) i ruchy ścinające.

Granice rozbieżne to granice, wzdłuż których płyty się od siebie oddalają. Otoczenie geodynamiczne, w którym zachodzi proces poziomego rozciągania skorupy ziemskiej, któremu towarzyszy pojawienie się rozciągniętych liniowo wydłużonych zagłębień szczelinowych lub wąwozowych, nazywamy ryftowaniem. Granice te ograniczają się do szczelin kontynentalnych i grzbietów śródoceanicznych w basenach oceanicznych. Termin „ryft” (z angielskiego rift - gap, crack, gap) odnosi się do dużych struktur liniowych o głębokim pochodzeniu, powstałych podczas rozciągania skorupy ziemskiej. Pod względem struktury są to struktury grabenowe. Szczeliny można układać zarówno w skorupie kontynentalnej, jak i oceanicznej, tworząc jeden globalny system zorientowany względem osi geoidy. W tym przypadku ewolucja ryftów kontynentalnych może doprowadzić do zerwania ciągłości skorupy kontynentalnej i przekształcenia tej ryftu w ryft oceaniczny (jeśli ekspansja ryftu zatrzyma się przed etapem pęknięcia skorupy kontynentalnej, jest wypełniony osadami, zamieniając się w aulakogen).

Procesowi ekspansji płyt w strefach ryftów oceanicznych (grzebień śródoceanicznych) towarzyszy tworzenie się nowej skorupy oceanicznej na skutek wytopów magmowych bazaltów pochodzących z astenosfery. Taki proces tworzenia nowej skorupy oceanicznej w wyniku napływu materii płaszcza nazywamy rozprzestrzenianiem się (od rozprzestrzenienia angielskiego - do rozprzestrzeniania się, rozwijania).

Struktura grzbietu śródoceanicznego. 1 – astenosfera, 2 – skały ultramaficzne, 3 – skały maficzne (gabroidy), 4 – kompleks równoległych wałów, 5 – bazalty dna oceanicznego, 6 – segmenty skorupy oceanicznej, które utworzyły się w różnym czasie (IV w miarę starzenia), 7 – przypowierzchniowa komora magmowa (z magmą ultrabazową w dolnej części i zasadową w górnej), 8 – osady dna oceanicznego (1-3 w miarę ich akumulacji)

W trakcie rozprzestrzeniania każdemu impulsowi rozciągania towarzyszy napływ nowej porcji wytopów płaszcza, które krzepnąc budują krawędzie płyt odbiegające od osi MOR. To w tych strefach dochodzi do powstawania młodej skorupy oceanicznej.

Zderzenie kontynentalnych i oceanicznych płyt litosferycznych

Subdukcja to proces subdukcji płyty oceanicznej pod płytą kontynentalną lub inną oceaniczną. Strefy subdukcji ograniczają się do osiowych części rowów głębinowych sprzężonych z łukami wysp (będącymi elementami brzegów aktywnych). Granice subdukcji stanowią około 80% długości wszystkich zbieżnych granic.

Kiedy zderzają się płyty kontynentalne i oceaniczne, naturalnym zjawiskiem jest subdukcja płyty oceanicznej (cięższej) pod krawędzią płyty kontynentalnej; kiedy zderzają się dwa oceaniczne, starszy (czyli chłodniejszy i gęstszy) z nich tonie.

Strefy subdukcji mają charakterystyczną strukturę: ich typowymi elementami są głębokowodne koryto - łuk wyspy wulkanicznej - basen łukowy. W strefie zginania i podparcia płyty subduktorowej powstaje głęboki wykop. Gdy ta płyta tonie, zaczyna tracić wodę (która występuje w obfitości w osadach i minerałach), ta ostatnia, jak wiadomo, znacznie obniża temperaturę topnienia skał, co prowadzi do powstawania ośrodków topnienia, które zasilają wulkany łukowe . W tylnej części łuku wulkanicznego zwykle występuje pewne wydłużenie, które determinuje powstawanie basenu łuku tylnego. W strefie basenu załukowego rozszerzenie może być na tyle duże, że prowadzi do rozerwania skorupy płytowej i otwarcia niecki ze skorupą oceaniczną (tzw. proces rozprzestrzeniania się załukowego).

Objętość skorupy oceanicznej wchłoniętej w strefach subdukcji jest równa objętości skorupy utworzonej w strefach dyspersji. Przepis ten podkreśla opinię o stałości objętości Ziemi. Ale taka opinia nie jest jedyna i definitywnie potwierdzona. Możliwe, że wielkość planów zmienia się pulsująco lub następuje spadek jej spadku z powodu ochłodzenia.

Subdukcja płyty subdukcyjnej do płaszcza jest śledzona przez ogniska trzęsień ziemi, które występują na styku płyt i wewnątrz płyty subdukcyjnej (która jest zimniejsza i dlatego bardziej delikatna niż otaczające skały płaszcza). Ta sejsmiczna strefa ogniskowa nazywana jest strefą Benioffa-Zavaritsky'ego. W strefach subdukcji rozpoczyna się proces tworzenia nowej skorupy kontynentalnej. Dużo rzadszym procesem interakcji między płytą kontynentalną a oceaniczną jest proces obdukcji - wpychania części litosfery oceanicznej na krawędź płyty kontynentalnej. Należy podkreślić, że w trakcie tego procesu płyta oceaniczna ulega rozwarstwieniu, a posuwa się tylko jej górna część – skorupa i kilka kilometrów górnego płaszcza.

Zderzenie kontynentalnych płyt litosferycznych

Kiedy zderzają się płyty kontynentalne, których skorupa jest lżejsza od materii płaszcza iw efekcie nie jest w stanie w nią zatopić się, proces zderzenia postępuje. W trakcie zderzenia krawędzie zderzających się płyt kontynentalnych ulegają zgnieceniu, zgnieceniu i powstaniu układów dużych napór, co prowadzi do rozrostu struktur górskich o złożonej strukturze fałdowo-nasunięcia. Klasycznym przykładem takiego procesu jest zderzenie płyty Hindustanu z płytą euroazjatycką, któremu towarzyszy wzrost okazałych systemów górskich Himalajów i Tybetu. Proces kolizji zastępuje proces subdukcji, kończąc zamykanie basenu oceanicznego. Jednocześnie, na początku procesu zderzenia, gdy krawędzie kontynentów już się zbliżyły, zderzenie łączy się z procesem subdukcji (resztki skorupy oceanicznej nadal zatapiają się pod krawędzią kontynentu). Procesy kolizyjne charakteryzują się wielkoskalowym metamorfizmem regionalnym i natrętnym magmatyzmem granitoidowym. Procesy te prowadzą do powstania nowej skorupy kontynentalnej (z jej typową warstwą granitowo-gnejsową).

Główną przyczyną ruchu płyt jest konwekcja płaszcza spowodowana ciepłem płaszcza i prądami grawitacyjnymi.

Źródłem energii dla tych prądów jest różnica temperatur między centralnymi obszarami Ziemi a temperaturą jej części przypowierzchniowych. Jednocześnie główna część ciepła endogenicznego uwalniana jest na granicy jądra i płaszcza podczas procesu głębokiego różnicowania, które determinuje rozpad pierwotnej substancji chondrytowej, podczas którego część metalowa pędzi do środka, zwiększając rdzeń planety, a część krzemianowa jest skoncentrowana w płaszczu, gdzie dalej ulega różnicowaniu.

Skały nagrzane w centralnych strefach Ziemi rozszerzają się, ich gęstość maleje i unoszą się, ustępując miejsca schodzącym zimniejszym, a przez to cięższym masom, które już oddały część ciepła w strefach przypowierzchniowych. Ten proces wymiany ciepła przebiega w sposób ciągły, w wyniku czego powstają uporządkowane zamknięte komórki konwekcyjne. Jednocześnie w górnej części komórki przepływ materii odbywa się w płaszczyźnie prawie poziomej i to ta część przepływu determinuje poziomy ruch materii astenosfery i znajdujących się na niej płytek. Ogólnie rzecz biorąc, rosnące gałęzie komórek konwekcyjnych znajdują się pod strefami granic rozbieżnych (MOR i ryfty kontynentalne), podczas gdy gałęzie opadające znajdują się pod strefami granic zbieżnych. Tak więc głównym powodem ruchu płyt litosferycznych jest „przeciąganie” prądów konwekcyjnych. Ponadto na płyty oddziałuje szereg innych czynników. W szczególności powierzchnia astenosfery okazuje się nieco uniesiona ponad strefy rozgałęzień wznoszących się i bardziej obniżona w strefach osiadania, co determinuje grawitacyjny „poślizg” płyty litosferycznej znajdującej się na pochyłej powierzchni z tworzywa sztucznego. Dodatkowo zachodzą procesy wciągania ciężkiej zimnej litosfery oceanicznej w strefach subdukcji w gorącą, a co za tym idzie mniej gęstą astenosferę, a także zaklinowanie hydrauliczne przez bazalty w strefach MOR.

Główne siły napędowe tektoniki płyt są przykładane do dna międzypłytowych części litosfery: siły oporu płaszcza FDO pod oceanami i FDC pod kontynentami, których wielkość zależy przede wszystkim od prędkości prądu astenosfery to ostatnie zależy od lepkości i grubości warstwy astenosferycznej. Ponieważ grubość astenosfery pod kontynentami jest znacznie mniejsza, a lepkość znacznie wyższa niż pod oceanami, wielkość siły FDC jest prawie o rząd wielkości mniejsza od siły FDO. Pod kontynentami, zwłaszcza ich starożytnymi częściami (tarcze kontynentów), astenosfera prawie się zaklinowała, więc kontynenty wydają się „siedzieć na mieliźnie”. Ponieważ większość płyt litosferycznych współczesnej Ziemi obejmuje zarówno części oceaniczne, jak i kontynentalne, należy się spodziewać, że obecność kontynentu w składzie płyty w ogólnym przypadku powinna „spowolnić” ruch całej płyty. Tak to się właściwie dzieje (najszybciej poruszają się prawie czysto oceaniczne płyty Pacyfiku, Kokosa i Nasca; najwolniej to Eurazja, Północnoamerykańska, Południowoamerykańska, Antarktyczna i Afrykańska, której znaczną część zajmują kontynenty). Wreszcie, na zbieżnych granicach płyt, gdzie ciężkie i zimne krawędzie płyt litosferycznych (płyt) zapadają się w płaszcz, ich ujemna wyporność tworzy siłę FNB (ujemna wyporność). Działanie tych ostatnich prowadzi do tego, że część subdukcji płyty zapada się w astenosferze i ciągnie za sobą całą płytę, zwiększając w ten sposób prędkość jej ruchu. Oczywiście siła FNB działa epizodycznie i tylko w pewnych warunkach geodynamicznych, na przykład w przypadkach zawalenia się płyt na odcinku 670 km opisanym powyżej.

Zatem mechanizmy wprawiające w ruch płyty litosferyczne można umownie przyporządkować do dwóch następujących grup: 1) związane z siłami „wleczenia” płaszcza (mechanizm przeciągania płaszcza) przyłożonymi do dowolnych punktów dna płyt, w postać - siły FDO i FDC; 2) związane z siłami przyłożonymi do krawędzi płytek (mechanizm siła-krawędź), na rysunku - siły FRP i FNB. Rola tego lub innego mechanizmu napędowego, a także tych lub innych sił, jest oceniana indywidualnie dla każdej płyty litosferycznej.

Całość tych procesów odzwierciedla ogólny proces geodynamiczny, obejmujący obszary od powierzchni do głębokich stref Ziemi. Obecnie w płaszczu Ziemi rozwija się dwukomórkowa konwekcja zamkniętokomórkowa (zgodnie z modelem konwekcji przez płaszcz) lub konwekcja osobna w górnym i dolnym płaszczu z akumulacją płyt pod strefami subdukcji (zgodnie z dwoma -poziomowy model). Prawdopodobne bieguny powstania materii płaszcza znajdują się w północno-wschodniej Afryce (w przybliżeniu pod strefą styku płyt afrykańskiej, somalijskiej i arabskiej) oraz w rejonie Wyspy Wielkanocnej (pod środkowym grzbietem Oceanu Spokojnego - Wzrost na wschodnim Pacyfiku). Równik osiadania płaszcza biegnie wzdłuż w przybliżeniu ciągłego łańcucha zbieżnych granic płyt wzdłuż obrzeży Pacyfiku i wschodniego Oceanu Indyjskiego. km odcinka. Może to doprowadzić do zderzenia kontynentów i powstania nowego superkontynentu, piątego w historii Ziemi.

Ruchy płyt są zgodne z prawami geometrii sferycznej i można je opisać na podstawie twierdzenia Eulera. Twierdzenie Eulera o rotacji mówi, że każdy obrót przestrzeni trójwymiarowej ma oś. W ten sposób obrót można opisać trzema parametrami: współrzędnymi osi obrotu (na przykład jej szerokością i długością geograficzną) oraz kątem obrotu. Na podstawie tej pozycji można zrekonstruować położenie kontynentów w minionych epokach geologicznych. Analiza ruchów kontynentów doprowadziła do wniosku, że co 400-600 milionów lat łączą się one w jeden superkontynent, który ulega dalszemu rozpadowi. W wyniku podziału takiego superkontynentu Pangei, który miał miejsce 200-150 milionów lat temu, powstały współczesne kontynenty.

Tektonika płyt jest pierwszą ogólną koncepcją geologiczną, którą można przetestować. Taka kontrola została wykonana. W latach 70. zorganizowano program wierceń głębinowych. W ramach tego programu statek wiertniczy Glomar Challenger wykonał kilkaset studni, które wykazały dobrą zgodność wieku oszacowanego na podstawie anomalii magnetycznych z wiekiem wyznaczonym na podstawie bazaltów lub poziomów osadowych. Schemat rozmieszczenia nierównomiernych odcinków skorupy oceanicznej przedstawiono na ryc.

Wiek skorupy oceanicznej według anomalii magnetycznych (Kenneth, 1987): 1 - obszary braku danych i suchy ląd; 2-8 - wiek: 2 - holocen, plejstocen, pliocen (0-5 lat); 3 - miocen (5–23 mln lat); 4 - oligocen (23–38 mln lat); 5 - eocen (38–53 mln lat); 6 – paleocen (53–65 mln lat) 7 – kreda (65–135 mln lat) 8 – jura (135–190 mln lat)

Pod koniec lat 80-tych. przeprowadził kolejny eksperyment, aby przetestować ruch płyt litosferycznych. Opierał się na pomiarach podstawowych w odniesieniu do odległych kwazarów. Punkty zostały wybrane na dwóch płytkach, na których za pomocą nowoczesnych radioteleskopów wyznaczono odległość do kwazarów i kąt ich deklinacji oraz odpowiednio obliczono odległości między punktami na dwóch płytkach, czyli wyznaczono linię bazową. Dokładność oznaczenia wynosiła kilka centymetrów. Kilka lat później pomiary powtórzono. Uzyskano bardzo dobrą zbieżność wyników obliczonych z anomalii magnetycznych z danymi wyznaczonymi z linii bazowych.

Schemat ilustrujący wyniki pomiarów wzajemnego przemieszczenia płyt litosferycznych, uzyskanych metodą interferometrii o ekstra długiej linii bazowej – ISDB (Carter, Robertson, 1987). Ruch płyt zmienia długość linii bazowej pomiędzy radioteleskopami umieszczonymi na różnych płytach. Mapa półkuli północnej przedstawia linie bazowe, na podstawie których ISDB zmierzyła wystarczającą ilość danych, aby dokonać wiarygodnego oszacowania tempa zmiany ich długości (w centymetrach na rok). Liczby w nawiasach oznaczają wielkość przemieszczenia płyty obliczoną na podstawie modelu teoretycznego. W prawie wszystkich przypadkach obliczone i zmierzone wartości są bardzo zbliżone.

Tak więc tektonika płyt litosfery była przez lata testowana wieloma niezależnymi metodami. Jest uznawany przez światową społeczność naukową za paradygmat geologii w dzisiejszych czasach.

Znając położenie biegunów i prędkość obecnego ruchu płyt litosferycznych, prędkość rozszerzania się i wchłaniania dna oceanicznego, można nakreślić tor ruchu kontynentów w przyszłości i wyobrazić sobie ich położenie na pewien czas. okres czasu.

Taką prognozę przedstawili amerykańscy geolodzy R. Dietz i J. Holden. Za 50 milionów lat, zgodnie z ich założeniami, Atlantyk i Ocean Indyjski będą się rozszerzać kosztem Pacyfiku, Afryka przesunie się na północ, a przez to Morze Śródziemne będzie stopniowo likwidowane. Cieśnina Gibraltarska zniknie, a „przemieniona” Hiszpania zamknie Zatokę Biskajską. Afryka zostanie podzielona przez wielkie uskoki afrykańskie, a jej wschodnia część przesunie się na północny wschód. Morze Czerwone rozszerzy się tak bardzo, że oddzieli Półwysep Synaj od Afryki, Arabia przesunie się na północny wschód i zamknie Zatokę Perską. Indie będą coraz bardziej przesuwać się w kierunku Azji, co oznacza, że ​​Himalaje będą rosły. Kalifornia oddzieli się od Ameryki Północnej wzdłuż uskoku San Andreas, a w tym miejscu zacznie tworzyć się nowy basen oceaniczny. Istotne zmiany zajdą na półkuli południowej. Australia przekroczy równik i wejdzie w kontakt z Eurazją. Ta prognoza wymaga znacznego dopracowania. Wiele tutaj jest nadal dyskusyjnych i niejasnych.

źródła

http://www.pegmatite.ru/My_Collection/mineralogy/6tr.htm

http://www.grandars.ru/shkola/geografiya/dvizhenie-litosfernyh-plit.html

http://kafgeo.igpu.ru/web-text-books/geology/platehistory.htm

http://stepnoy-sledopyt.narod.ru/geologia/dvizh/dvizh.htm

I przypomnę, ale oto kilka ciekawych i ten. Spójrz na i Oryginalny artykuł znajduje się na stronie internetowej InfoGlaz.rf Link do artykułu, z którego pochodzi ta kopia -

Litosfera planety Ziemia jest solidną skorupą kuli ziemskiej, która zawiera wielowarstwowe bloki zwane płytami litosferycznymi. Jak wskazuje Wikipedia, po grecku to „kamienna kula”. Posiada niejednorodną strukturę w zależności od ukształtowania terenu i plastyczności skał znajdujących się w górnych warstwach gleby.

Granice litosfery i położenie jej płyt nie są w pełni zrozumiałe. Współczesna geologia dysponuje jedynie ograniczoną ilością danych o wewnętrznej strukturze kuli ziemskiej. Wiadomo, że bloki litosfery mają granice z hydrosferą i przestrzenią atmosferyczną planety. Są ze sobą w bliskim związku i kontaktują się ze sobą. Sama konstrukcja składa się z następujących elementów:

1. Astenosfera. Warstwa o obniżonej twardości, która znajduje się w górnej części planety w stosunku do atmosfery. W niektórych miejscach ma bardzo niską wytrzymałość, jest podatna na pękanie i lepkość, zwłaszcza jeśli wody gruntowe przepływają do wnętrza astenosfery.
2. Płaszcz. Jest to część Ziemi zwana geosferą, położona między astenosferą a wewnętrznym jądrem planety. Ma strukturę półpłynną, a jej granice zaczynają się na głębokości 70–90 km. Charakteryzuje się dużymi prędkościami sejsmicznymi, a jego ruch ma bezpośredni wpływ na grubość litosfery i aktywność jej płyt.
3. Rdzeń. Środek kuli ziemskiej, który ma płynną etiologię, a zachowanie biegunowości magnetycznej planety i jej obrót wokół własnej osi zależy od ruchu jej składników mineralnych i struktury molekularnej stopionych metali. Głównym składnikiem jądra ziemi jest stop żelaza i niklu.

Czym jest litosfera? W rzeczywistości jest to solidna skorupa Ziemi, która działa jako warstwa pośrednia między żyzną glebą, złożami mineralnymi, rudami i płaszczem. Na równinie miąższość litosfery wynosi 35-40 km.

Ważny! Na obszarach górskich liczba ta może osiągnąć 70 km. W rejonie takich wyżyn geologicznych jak Himalaje czy Góry Kaukaskie głębokość tej warstwy dochodzi do 90 km.

Struktura ziemi

Warstwy litosfery

Jeśli bardziej szczegółowo przyjrzymy się budowie płyt litosferycznych, to są one podzielone na kilka warstw, które tworzą cechy geologiczne określonego regionu Ziemi. Tworzą podstawowe właściwości litosfery. Na tej podstawie rozróżnia się następujące warstwy twardej skorupy globu:

1. Osadowy. Obejmuje większość górnej warstwy wszystkich bloków ziemnych. Składa się głównie ze skał wulkanicznych, a także pozostałości materii organicznej, która przez wiele tysiącleci rozkładała się w próchnicę. Częścią warstwy osadowej są również żyzne gleby.
2. Granit. Są to płyty litosferyczne, które są w ciągłym ruchu. Składają się głównie z wytrzymałego granitu i gnejsu. Ostatnim składnikiem jest skała metamorficzna, która w zdecydowanej większości wypełniona jest minerałami spośród drzewca potasowego, kwarcu i plagioklazu. Aktywność sejsmiczna tej warstwy twardej skorupy kształtuje się na poziomie 6,4 km/s.
3. Bazaltowy. Składa się głównie z pokładów bazaltowych. Ta część stałej skorupy Ziemi powstała pod wpływem aktywności wulkanicznej w czasach starożytnych, kiedy miało miejsce powstanie planety i powstały pierwsze warunki do rozwoju życia.

Czym jest litosfera i jej wielowarstwowa struktura? Na podstawie powyższego możemy stwierdzić, że jest to solidna część globu, która ma niejednorodny skład. Jej powstawanie miało miejsce przez kilka tysiącleci, a jej skład jakościowy zależy od tego, jakie procesy metafizyczne i geologiczne zachodziły w danym rejonie planety. Wpływ tych czynników znajduje odzwierciedlenie w grubości płyt litosfery, ich aktywności sejsmicznej w stosunku do budowy Ziemi.

Warstwy litosfery

litosfera oceaniczna

Ten rodzaj skorupy ziemskiej znacznie różni się od jej stałego lądu. Wynika to z faktu, że granice bloków litosfery i hydrosfery są ze sobą ściśle powiązane, aw niektórych jej częściach przestrzeń wodna wykracza poza warstwę powierzchniową płyt litosfery. Dotyczy to uskoków dennych, zagłębień, utworów jamistych o różnej etiologii.

skorupa oceaniczna

Dlatego płyty typu oceanicznego mają własną strukturę i składają się z następujących warstw:

• osady morskie o łącznej miąższości co najmniej 1 km (mogą być całkowicie nieobecne na obszarach głębinowych);
• warstwa wtórna (odpowiedzialna za propagację fal średnich i podłużnych poruszających się z prędkością do 6 km / s, bierze czynny udział w ruchu płyt, co wywołuje trzęsienia ziemi o różnej mocy);
• dolna warstwa stałej powłoki kuli ziemskiej w rejonie dna oceanicznego, która składa się głównie z gabro i graniczy z płaszczem (średnia aktywność fal sejsmicznych wynosi od 6 do 7 km/s).

Wyróżnia się także przejściowy typ litosfery, położony w rejonie gleb oceanicznych. Jest to charakterystyczne dla stref wyspowych uformowanych w sposób łukowaty. W większości przypadków ich pojawienie się związane jest z geologicznym procesem przemieszczania się płyt litosferycznych, które układały się jedna na drugiej, tworząc takie nierówności.

Ważny! Podobną strukturę litosfery można znaleźć na obrzeżach Oceanu Spokojnego, a także w niektórych częściach Morza Czarnego.

Przydatne wideo: płyty litosferyczne i nowoczesna płaskorzeźba

Skład chemiczny

Pod względem wypełnienia związkami organicznymi i mineralnymi litosfera nie różni się różnorodnością i jest reprezentowana głównie w postaci 8 pierwiastków.

W większości są to skały, które powstały w okresie aktywnej erupcji magmy wulkanicznej i ruchu płyt. Skład chemiczny litosfery przedstawia się następująco:

1. Tlen. Zajmuje co najmniej 50% całej struktury twardej skorupy, wypełniając jej uskoki, zagłębienia i ubytki powstające podczas ruchu płyt. Odgrywa kluczową rolę w równowadze ciśnienia sprężania w trakcie procesów geologicznych.
2. Magnez. To 2,35% stałej skorupy Ziemi. Jego pojawienie się w litosferze wiąże się z aktywnością magmową we wczesnych okresach formowania się planety. Występuje w kontynentalnej, morskiej i oceanicznej części planety.
3. Żelazo. Skała, która jest głównym minerałem płyt litosfery (4,20%). Jego główną koncentracją są górzyste regiony globu. To w tej części planety występuje największa gęstość tego pierwiastka chemicznego. Nie występuje w czystej postaci, ale występuje w składzie płyt litosferycznych w postaci mieszanej wraz z innymi złożami mineralnymi.

Płyty tektoniczne (Płyty tektoniczne) to nowoczesna koncepcja geodynamiczna oparta na położeniu wielkoskalowych przemieszczeń poziomych względnie integralnych fragmentów litosfery (płyt litosferycznych). Tak więc tektonika płyt uwzględnia ruchy i interakcje płyt litosferycznych.

Alfred Wegener po raz pierwszy zasugerował poziomy ruch bloków skorupy ziemskiej w latach dwudziestych XX wieku jako część hipotezy „dryfu kontynentalnego”, ale hipoteza ta nie uzyskała wówczas poparcia. Dopiero w latach 60. badania dna oceanicznego dostarczyły niepodważalnych dowodów na poziomy ruch płyt i procesy ekspansji oceanów w wyniku formowania się (rozprzestrzeniania) skorupy oceanicznej. Odrodzenie poglądów o dominującej roli ruchów poziomych nastąpiło w ramach kierunku „mobilistycznego”, którego rozwój doprowadził do rozwoju nowoczesnej teorii tektoniki płyt. Główne założenia tektoniki płyt zostały sformułowane w latach 1967-68 przez grupę amerykańskich geofizyków - WJ Morgana, C. Le Pichon, J. Olivera, J. Isaacsa, L. Sykesa w rozwoju wcześniejszych (1961-62) idei Amerykańscy naukowcy G. Hess i R. Digts o ekspansji (rozprzestrzenianiu się) dna oceanu

Podstawy tektoniki płyt

Podstawy tektoniki płyt można prześledzić do kilku podstawowych

1. Górna kamienna część planety jest podzielona na dwie powłoki, które różnią się znacznie właściwościami reologicznymi: sztywną i kruchą litosferę oraz znajdującą się pod nią plastikową i ruchomą astenosferę.

2. Litosfera jest podzielona na płyty, stale poruszające się po powierzchni plastikowej astenosfery. Litosfera podzielona jest na 8 dużych płyt, dziesiątki średnich płyt i wiele małych. Pomiędzy płytami dużymi i średnimi występują pasy złożone z mozaiki małych płyt skorupy ziemskiej.

Granice płyt to obszary aktywności sejsmicznej, tektonicznej i magmowej; wewnętrzne obszary płyt są słabo sejsmiczne i charakteryzują się słabą manifestacją procesów endogennych.

Ponad 90% powierzchni Ziemi przypada na 8 dużych płyt litosferycznych:

płyta australijska,
Płyta Antarktyczna,
afrykański talerz,
Płyta Eurazjatycka,
Talerz Hindustanu,
Płyta Pacyfiku,
Płyta północnoamerykańska,
Płyta Ameryki Południowej.

Płyty środkowe: arabskie (subkontynent), karaibskie, filipińskie, Nazca i Cocos oraz Juan de Fuca itp.

Niektóre płyty litosfery składają się wyłącznie ze skorupy oceanicznej (na przykład płyta pacyficzna), inne zawierają fragmenty zarówno skorupy oceanicznej, jak i kontynentalnej.

3. Istnieją trzy rodzaje względnych ruchów płyt: dywergencja (rozbieżność), zbieżność (zbieżność) i ruchy ścinające.

W związku z tym rozróżnia się trzy typy granic płyt głównych.

Rozbieżne granice to granice, wzdłuż których płyty się rozsuwają.

Nazywa się procesy poziomego rozciągania litosfery ryftowanie. Granice te ograniczają się do szczelin kontynentalnych i grzbietów śródoceanicznych w basenach oceanicznych.

Termin „ryft” (z angielskiego rift - gap, crack, gap) odnosi się do dużych struktur liniowych o głębokim pochodzeniu, powstałych podczas rozciągania skorupy ziemskiej. Pod względem struktury są to struktury grabenowe.

Szczeliny można układać zarówno w skorupie kontynentalnej, jak i oceanicznej, tworząc jeden globalny system zorientowany względem osi geoidy. W tym przypadku ewolucja ryftów kontynentalnych może doprowadzić do zerwania ciągłości skorupy kontynentalnej i przekształcenia tej ryftu w ryft oceaniczny (jeśli ekspansja ryftu zatrzyma się przed etapem pęknięcia skorupy kontynentalnej, jest wypełniony osadami, zamieniając się w aulakogen).




Procesowi ekspansji płyt w strefach ryftów oceanicznych (grzebień śródoceanicznych) towarzyszy tworzenie się nowej skorupy oceanicznej na skutek wytopów magmowych bazaltów pochodzących z astenosfery. Ten proces tworzenia nowej skorupy oceanicznej w wyniku napływu materii płaszcza nazywa się rozpościerający się(z angielskiego spread - rozprzestrzenianie, wdrażanie).

Struktura grzbietu śródoceanicznego



W trakcie rozprzestrzeniania każdemu impulsowi rozciągania towarzyszy napływ nowej porcji wytopów płaszcza, które krzepnąc budują krawędzie płyt odbiegające od osi MOR.

To w tych strefach dochodzi do powstawania młodej skorupy oceanicznej.

zbieżne granice to granice, wzdłuż których zderzają się płyty. W zderzeniu mogą występować trzy główne warianty oddziaływania: litosfera „oceaniczna – oceaniczna”, „oceaniczna – kontynentalna” i „kontynentalno – kontynentalna”. W zależności od charakteru zderzających się płyt, może zachodzić kilka różnych procesów.

Subdukcja- proces subdukcji płyty oceanicznej pod płytę kontynentalną lub inną oceaniczną. Strefy subdukcji ograniczają się do osiowych części rowów głębinowych sprzężonych z łukami wysp (będącymi elementami brzegów aktywnych). Granice subdukcji stanowią około 80% długości wszystkich zbieżnych granic.

Kiedy zderzają się płyty kontynentalne i oceaniczne, naturalnym zjawiskiem jest subdukcja płyty oceanicznej (cięższej) pod krawędzią płyty kontynentalnej; kiedy zderzają się dwa oceaniczne, starszy (czyli chłodniejszy i gęstszy) z nich tonie.

Strefy subdukcji mają charakterystyczną strukturę: ich typowymi elementami są głębokowodne koryto - łuk wyspy wulkanicznej - basen łukowy. W strefie zginania i podpierania płyty subduktorowej powstaje głęboki wykop. Gdy ta płyta tonie, zaczyna tracić wodę (która występuje w obfitości w osadach i minerałach), ta ostatnia, jak wiadomo, znacznie obniża temperaturę topnienia skał, co prowadzi do powstawania ośrodków topnienia, które zasilają wulkany łukowe . W tylnej części łuku wulkanicznego zwykle występuje pewne wydłużenie, które determinuje powstawanie basenu łuku tylnego. W strefie basenu załukowego rozszerzenie może być na tyle duże, że prowadzi do rozerwania skorupy płytowej i otwarcia niecki ze skorupą oceaniczną (tzw. proces rozprzestrzeniania się załukowego).



Subdukcja płyty subdukcyjnej do płaszcza jest śledzona przez ogniska trzęsień ziemi, które występują na styku płyt i wewnątrz płyty subdukcyjnej (która jest zimniejsza i dlatego bardziej delikatna niż otaczające skały płaszcza). Ta sejsmiczna strefa ogniskowa nazywa się Strefa Benioffa-Zawarickiego.

W strefach subdukcji rozpoczyna się proces tworzenia nowej skorupy kontynentalnej.

Dużo rzadszym procesem interakcji między płytami kontynentalnymi i oceanicznymi jest proces obdukcji– wbicie części litosfery oceanicznej na krawędź płyty kontynentalnej. Należy podkreślić, że w trakcie tego procesu płyta oceaniczna ulega rozwarstwieniu, a posuwa się tylko jej górna część – skorupa i kilka kilometrów górnego płaszcza.

W zderzeniu płyt kontynentalnych, których skorupa jest lżejsza od substancji płaszcza, a zatem nie jest w stanie w nią zatopić, proces kolizje. W trakcie zderzenia krawędzie zderzających się płyt kontynentalnych ulegają zgnieceniu, zgnieceniu i powstaniu układów dużych napór, co prowadzi do rozrostu struktur górskich o złożonej strukturze fałdowo-nasunięcia. Klasycznym przykładem takiego procesu jest zderzenie płyty Hindustanu z płytą euroazjatycką, któremu towarzyszy wzrost okazałych systemów górskich Himalajów i Tybetu.

Model procesu kolizji



Proces kolizji zastępuje proces subdukcji, kończąc zamykanie basenu oceanicznego. Jednocześnie, na początku procesu zderzenia, gdy krawędzie kontynentów już się zbliżyły, zderzenie łączy się z procesem subdukcji (resztki skorupy oceanicznej nadal zatapiają się pod krawędzią kontynentu).

Procesy kolizyjne charakteryzują się wielkoskalowym metamorfizmem regionalnym i natrętnym magmatyzmem granitoidowym. Procesy te prowadzą do powstania nowej skorupy kontynentalnej (z jej typową warstwą granitowo-gnejsową).

Przekształć granice są granicami, wzdłuż których występują przemieszczenia ścinające płyt.

Granice płyt litosferycznych Ziemi



1 – rozbieżne granice ( a - grzbiety śródoceaniczne, b - szczeliny kontynentalne); 2 – przekształcać granice; 3 – zbieżne granice ( a -łuk wyspowy, b - aktywne marże kontynentalne v - konflikt); 4 – kierunek i prędkość (cm/rok) ruchu płyty.

4. Objętość skorupy oceanicznej wchłoniętej w strefach subdukcji jest równa objętości skorupy utworzonej w strefach dyspersji. Przepis ten podkreśla opinię o stałości objętości Ziemi. Ale taka opinia nie jest jedyna i definitywnie potwierdzona. Możliwe, że wielkość planów zmienia się pulsująco lub następuje spadek jej spadku z powodu ochłodzenia.

5. Główną przyczyną ruchu płyt jest konwekcja płaszcza. , spowodowane przez prądy termograwitacyjne płaszcza.

Źródłem energii dla tych prądów jest różnica temperatur między centralnymi obszarami Ziemi a temperaturą jej części przypowierzchniowych. Jednocześnie główna część ciepła endogenicznego uwalniana jest na granicy jądra i płaszcza podczas procesu głębokiego różnicowania, które determinuje rozpad pierwotnej substancji chondrytowej, podczas którego część metalowa pędzi do środka, zwiększając rdzeń planety, a część krzemianowa jest skoncentrowana w płaszczu, gdzie dalej ulega różnicowaniu.

Skały nagrzane w centralnych strefach Ziemi rozszerzają się, ich gęstość maleje i unoszą się, ustępując miejsca schodzącym zimniejszym, a przez to cięższym masom, które już oddały część ciepła w strefach przypowierzchniowych. Ten proces wymiany ciepła przebiega w sposób ciągły, w wyniku czego powstają uporządkowane zamknięte komórki konwekcyjne. Jednocześnie w górnej części komórki przepływ materii odbywa się w płaszczyźnie prawie poziomej i to ta część przepływu determinuje poziomy ruch materii astenosfery i znajdujących się na niej płytek. Ogólnie rzecz biorąc, rosnące gałęzie komórek konwekcyjnych znajdują się pod strefami granic rozbieżnych (MOR i ryfty kontynentalne), podczas gdy gałęzie opadające znajdują się pod strefami granic zbieżnych.

Tak więc głównym powodem ruchu płyt litosferycznych jest „przeciąganie” prądów konwekcyjnych.

Ponadto na płyty oddziałuje szereg innych czynników. W szczególności powierzchnia astenosfery okazuje się nieco uniesiona ponad strefy rozgałęzień wznoszących się i bardziej obniżona w strefach osiadania, co determinuje grawitacyjny „poślizg” płyty litosferycznej znajdującej się na pochyłej powierzchni z tworzywa sztucznego. Dodatkowo zachodzą procesy wciągania ciężkiej zimnej litosfery oceanicznej w strefach subdukcji w gorącą, a co za tym idzie mniej gęstą astenosferę, a także zaklinowanie hydrauliczne przez bazalty w strefach MOR.



Rysunek - Siły działające na płyty litosferyczne.

Główne siły napędowe tektoniki płyt są przykładane do dna międzypłytowych części litosfery: siły oporu płaszcza FDO pod oceanami i FDC pod kontynentami, których wielkość zależy przede wszystkim od prędkości prądu astenosfery to ostatnie zależy od lepkości i grubości warstwy astenosferycznej. Ponieważ pod kontynentami grubość astenosfery jest znacznie mniejsza, a lepkość znacznie większa niż pod oceanami, wielkość siły FDC prawie o rząd wielkości mniejszy niż FDO. Pod kontynentami, zwłaszcza ich starożytnymi częściami (tarcze kontynentów), astenosfera prawie się zaklinowała, więc kontynenty wydają się „siedzieć na mieliźnie”. Ponieważ większość płyt litosferycznych współczesnej Ziemi obejmuje zarówno części oceaniczne, jak i kontynentalne, należy się spodziewać, że obecność kontynentu w składzie płyty w ogólnym przypadku powinna „spowolnić” ruch całej płyty. Tak to się właściwie dzieje (najszybciej poruszają się prawie czysto oceaniczne płyty Pacyfiku, Kokosa i Nasca; najwolniej to Eurazja, Północnoamerykańska, Południowoamerykańska, Antarktyczna i Afrykańska, której znaczną część zajmują kontynenty). Wreszcie, na zbieżnych granicach płyt, gdzie ciężkie i zimne krawędzie płyt litosferycznych (płyt) zapadają się w płaszcz, ich ujemna wyporność tworzy siłę FNB(indeks w oznaczeniu siły - z języka angielskiego negatywna opinia). Działanie tych ostatnich prowadzi do tego, że część subdukcji płyty zapada się w astenosferze i ciągnie za sobą całą płytę, zwiększając w ten sposób prędkość jej ruchu. Oczywiście siła FNB działa epizodycznie i tylko w określonych warunkach geodynamicznych, na przykład w przypadkach zawalenia się płyt opisanych powyżej na odcinku 670 km.

Tym samym mechanizmy wprawiające w ruch płyty litosfery można warunkowo zaliczyć do dwóch następujących grup: 1) związanych z siłami „wleczenia” płaszcza ( mechanizm przeciągania płaszcza) nałożony na dowolne punkty podeszew płytek, na ryc. 2.5.5 - siły FDO oraz FDC; 2) związane z siłami przyłożonymi do krawędzi płyt ( mechanizm siły krawędzi), na rysunku - siły FRP oraz FNB. Rola tego lub innego mechanizmu napędowego, a także tych lub innych sił, jest oceniana indywidualnie dla każdej płyty litosferycznej.

Całość tych procesów odzwierciedla ogólny proces geodynamiczny, obejmujący obszary od powierzchni do głębokich stref Ziemi.





Konwekcja płaszcza i procesy geodynamiczne

Obecnie w płaszczu Ziemi rozwija się dwukomórkowa konwekcja zamkniętokomórkowa (zgodnie z modelem konwekcji przez płaszcz) lub konwekcja osobna w górnym i dolnym płaszczu z akumulacją płyt pod strefami subdukcji (zgodnie z dwoma -poziomowy model). Prawdopodobne bieguny powstania materii płaszcza znajdują się w północno-wschodniej Afryce (w przybliżeniu pod strefą styku płyt afrykańskiej, somalijskiej i arabskiej) oraz w rejonie Wyspy Wielkanocnej (pod środkowym grzbietem Oceanu Spokojnego - Wzrost na wschodnim Pacyfiku).

Równik osiadania płaszcza podąża w przybliżeniu ciągłym łańcuchem zbieżnych granic płyt wzdłuż obrzeży Pacyfiku i wschodnich Oceanów Indyjskich.

Obecny reżim konwekcji w płaszczu, który rozpoczął się około 200 milionów lat temu wraz z upadkiem Pangei i dał początek współczesnym oceanom, zostanie w przyszłości zastąpiony reżimem jednokomórkowym (zgodnie z modelem konwekcji przez płaszcz) lub (według alternatywnego modelu) konwekcja stanie się przez płaszcz z powodu zawalenia się płyt na odcinku 670 km. Może to doprowadzić do zderzenia kontynentów i powstania nowego superkontynentu, piątego w historii Ziemi.

6. Ruchy płyt są zgodne z prawami geometrii sferycznej i mogą być opisane na podstawie twierdzenia Eulera. Twierdzenie Eulera o rotacji mówi, że każdy obrót przestrzeni trójwymiarowej ma oś. W ten sposób obrót można opisać trzema parametrami: współrzędnymi osi obrotu (na przykład jej szerokością i długością geograficzną) oraz kątem obrotu. Na podstawie tej pozycji można zrekonstruować położenie kontynentów w minionych epokach geologicznych. Analiza ruchów kontynentów doprowadziła do wniosku, że co 400-600 milionów lat łączą się one w jeden superkontynent, który ulega dalszemu rozpadowi. W wyniku podziału takiego superkontynentu Pangei, który miał miejsce 200-150 milionów lat temu, powstały współczesne kontynenty.

Niektóre dowody na prawdziwość mechanizmu tektoniki płyt litosferycznych

Starszy wiek skorupy oceanicznej z odległością od rozprzestrzeniania się osi(widzieć zdjęcie). W tym samym kierunku następuje wzrost miąższości i kompletności stratygraficznej warstwy osadowej.



Rycina - Mapa wieku skał dna oceanicznego Północnego Atlantyku (według W. Pitmana i M. Talvaniego, 1972). Części dna oceanicznego w różnych przedziałach wiekowych są wyróżnione różnymi kolorami; Liczby wskazują wiek w milionach lat.

dane geofizyczne.



Rysunek - Profil tomograficzny przez Rów Grecki, Kretę i Morze Egejskie. Szare kółka to hipocentra trzęsień ziemi. Płyta zanurzonego zimnego płaszcza jest pokazana na niebiesko, gorący płaszcz na czerwono (wg W. Spackman, 1989)



Pozostałości ogromnej płyty Faralona, ​​która zniknęła w strefie subdukcji pod Ameryką Północną i Południową, utrwalone w formie „zimnych” płyt płaszcza (przekrój przez Amerykę Północną wzdłuż fal S). Po Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, nie. 4, 1-7

​Liniowe anomalie magnetyczne w oceanach odkryto w latach 50. XX wieku podczas badań geofizycznych Oceanu Spokojnego. Odkrycie to pozwoliło Hessowi i Dietzowi sformułować w 1968 roku teorię rozprzestrzeniania się dna oceanicznego, która rozwinęła się w teorię tektoniki płyt. Stali się jednym z najmocniejszych dowodów słuszności teorii.



Rysunek – Powstawanie anomalii magnetycznych taśmy podczas rozrzucania.

Powodem powstania anomalii magnetycznych taśm jest proces narodzin skorupy oceanicznej w strefach rozprzestrzeniania się grzbietów śródoceanicznych, wypływające bazalty, ochładzając się poniżej punktu Curie w ziemskim polu magnetycznym, nabywają szczątkowe namagnesowanie. Kierunek namagnesowania pokrywa się z kierunkiem pola magnetycznego Ziemi, jednak ze względu na okresowe odwracanie się pola magnetycznego Ziemi wyrzucone bazalty tworzą pasma o różnych kierunkach namagnesowania: bezpośrednim (zbiega się ze współczesnym kierunkiem pola magnetycznego) i odwracać.



Rysunek – Schemat powstawania struktury paskowej warstwy aktywnej magnetycznie i anomalii magnetycznych oceanu (model Vine-Matthewsa).

Najciekawszym kierunkiem w geografii jest teoria płyt litosferycznych. Jak sugerują współcześni naukowcy, cała litosfera jest podzielona na bloki dryfujące w górnej warstwie. Ich prędkość wynosi 2-3 cm rocznie. Nazywane są płytami litosferycznymi.

Twórca teorii płyt litosferycznych

Kto stworzył teorię płyt litosferycznych? A. Wegener był jednym z pierwszych w 1920 roku, który przyjął założenie, że płyty poruszają się poziomo, ale nie był podparty. I dopiero w latach 60. badania dna oceanicznego potwierdziły jego przypuszczenie.

Wskrzeszenie tych idei doprowadziło do powstania nowoczesnej teorii tektoniki. Jej najważniejsze postanowienia ustalił w latach 1967-68 zespół amerykańskich geofizyków D. Morgana, J. Olivera, L. Sykesa i innych.

Naukowcy nie mogą z całą pewnością stwierdzić, co powoduje takie przesunięcia i jak kształtują się granice. Już w 1910 roku Wegener wierzył, że na samym początku okresu paleozoicznego Ziemia składała się z dwóch kontynentów.

Laurasia obejmowała obszar dzisiejszej Europy, Azji (nie uwzględniono Indii), Ameryki Północnej. Był to kontynent północny. Gondwana obejmowała Amerykę Południową, Afrykę, Australię.

Około dwieście milionów lat temu te dwa kontynenty połączyły się w jeden - Pangeę. A 180 milionów lat temu ponownie dzieli się na dwie części. Następnie Laurasia i Gondwana również zostały podzielone. Z powodu tego podziału powstały oceany. Co więcej, Wegener znalazł dowody potwierdzające jego hipotezę o jednym kontynencie.

Mapa płyt litosferycznych świata

Przez miliardy lat, kiedy płyty się poruszały, wielokrotnie łączyły się i rozdzielały. Na siłę i wigor ruchu kontynentów duży wpływ ma temperatura wewnętrzna Ziemi. Wraz z jego wzrostem wzrasta prędkość ruchu płyt.



Ile płyt i jak znajdują się dziś płyty litosferyczne na mapie świata? Ich granice są bardzo arbitralne. Teraz jest 8 głównych płyt. Obejmują 90% całego terytorium planety:

• Australijski;
• Antarktyda;
• Afrykanin;
• Eurazjatycki;
• Hindustan;
• Pacyfik;
• Północno Amerykański;
• Latynoamerykanin.

Naukowcy nieustannie sprawdzają i analizują dno oceanu oraz odkrywają usterki. Otwórz nowe talerze i popraw linie starych.

Największa płyta litosferyczna

Jaka jest największa płyta litosferyczna? Najbardziej imponująca jest płyta pacyficzna, której skorupa ma dodatek typu oceanicznego. Jego powierzchnia wynosi 10 300 000 km². Wielkość tej płyty, podobnie jak wielkość Oceanu Spokojnego, stopniowo się zmniejsza.

Od południa graniczy z płytą antarktyczną. Od strony północnej tworzy Rów Aleucki, a od strony zachodniej Rów Mariański.