Placi tectonice

Tectonica plăcilor  este o idee științifică modernă în geotectonică despre structura și mișcarea litosferei , conform căreia scoarța terestră este formată din blocuri relativ integrale - plăci litosferice , care sunt în mișcare constantă unele față de altele. În același timp, în zonele de expansiune ( crestele mijlocii oceanice și rifturile continentale), ca urmare a răspândirii ( răspândirea fundului mării în engleză   - răspândirea fundului mării), se formează o nouă crustă oceanică , iar cea veche este absorbită în zonele de subducție . . Teoria tectonicii plăcilor explică apariția cutremurelor , a activității vulcanice și a proceselor de construcție a munților , în cea mai mare parte limitate la limitele plăcilor.

Ideea mișcării blocurilor crustale a fost prezentată pentru prima dată în teoria derivei continentale , propusă de Alfred Wegener în anii 1920. Această teorie a fost inițial respinsă. Reînvierea ideii de mișcări în învelișul solid al Pământului („ mobilismul ”) a avut loc în anii 1960, când, în urma studiilor asupra reliefului și geologiei fundului oceanului, s-au obținut date care indică procesele de expansiunea (răspândirea) crustei oceanice și subducția unor părți ale scoarței sub altele (subducție). Combinarea acestor idei cu vechea teorie a derivei continentale a dat naștere teoriei moderne a tectonicii plăcilor, care a devenit curând un concept acceptat în geoștiințe .

În teoria tectonicii plăcilor, poziția cheie este ocupată de conceptul de cadru geodinamic  - o structură geologică caracteristică cu un anumit raport de plăci. În același cadru geodinamic, au loc același tip de procese tectonice, magmatice, seismice și geochimice.

Istoria teoriei

Baza geologiei teoretice la începutul secolului al XX-lea a fost ipoteza contracției . Pământul se răcește ca un măr copt, iar pe el apar riduri sub formă de lanțuri muntoase. Aceste idei au fost dezvoltate de teoria geosinclinală , creată pe baza studiului formațiunilor pliate. Această teorie a fost formulată de James Dana , care a adăugat principiul isostaziei la ipoteza contracției . Conform acestui concept, Pământul este compus din granite ( continente ) și bazalt (oceane). Când Pământul este comprimat în oceane - depresiuni , apar forțe tangențiale care pun presiune asupra continentelor. Acestea din urmă se ridică în lanțurile muntoase și apoi se prăbușesc. Materialul care se obține în urma distrugerii se depune în depresiuni.

Această schemă a fost opusă de meteorologul german Alfred Wegener . La 6 ianuarie 1912, a ținut o conferință la o reuniune a Societății Geologice Germane despre deriva continentală . Premisa inițială pentru crearea teoriei a fost coincidența contururilor coastei de vest a Africii și estul Americii de Sud . Dacă aceste continente sunt deplasate, atunci ele coincid, ca și cum ar fi fost formate ca urmare a divizării unui continent părinte.

Wegener nu a fost mulțumit de coincidența contururilor coastelor (care au fost observate în mod repetat înaintea lui), dar a început să caute intens dovezi ale teoriei. Pentru a face acest lucru, el a studiat geologia coastelor ambelor continente și a găsit multe complexe geologice similare care au coincis atunci când sunt combinate, la fel ca linia de coastă. Reconstrucțiile paleoclimatice, argumentele paleontologice și biogeografice au devenit o altă direcție de demonstrare a teoriei . Multe animale și plante au o zonă limitată de ambele maluri ale Oceanului Atlantic. Sunt foarte asemănătoare, dar sunt separate de mulți kilometri de apă și este greu de presupus că au traversat oceanul .

În plus, Wegener a început să caute dovezi geofizice și geodezice . Cu toate acestea, la acea vreme nivelul acestor științe nu era clar suficient pentru a fixa mișcarea actuală a continentelor. În 1930, Wegener a murit în timpul unei expediții în Groenlanda , dar înainte de moartea sa știa deja că comunitatea științifică nu i-a acceptat teoria.

Inițial , teoria derivei continentale a fost acceptată favorabil de comunitatea științifică, dar în 1922 a fost aspru criticată de mai mulți experți cunoscuți simultan. Principalul argument împotriva teoriei a fost întrebarea forței care mișcă plăcile. Wegener credea că continentele se mișcă de-a lungul bazalților fundului oceanului, dar acest lucru a necesitat un efort uriaș și nimeni nu a putut numi sursa acestei forțe. Forța Coriolis , fenomenele mareelor ​​și unele altele au fost propuse ca sursă de mișcare a plăcilor , cu toate acestea, cele mai simple calcule au arătat că toate nu sunt absolut suficiente pentru a muta blocuri continentale uriașe.

Criticii teoriei lui Wegener au pus problema forței care mișcă continentele în prim-plan și au ignorat toate multele fapte care au confirmat necondiționat teoria. De fapt, au găsit singura problemă în care noul concept era neputincios și, fără critici constructive, au respins principalele dovezi. După moartea lui Alfred Wegener, teoria derivei continentale a fost abandonată, având în vedere statutul de știință marginală , iar marea majoritate a cercetărilor au continuat să fie efectuate în cadrul teoriei geosinclinale . Adevărat, a trebuit să caute și explicații pentru istoria așezării animalelor pe continente. Pentru aceasta s-au inventat poduri terestre care legau continentele, dar se cufundau în adâncurile mării. Aceasta a fost o altă naștere a legendei Atlantidei . Unii oameni de știință nu au recunoscut verdictul autorităților mondiale și au continuat să caute dovezi ale mișcării continentelor. Deci, Alexander du Toit a explicat formarea munților Himalaya prin ciocnirea Hindustanului și a plăcii eurasiatice .

Lupta lentă dintre fixişti, cum erau numiţi susţinătorii absenţei unor mişcări orizontale semnificative, iar mobilizatorii, care susţineau că continentele se mişcă, a izbucnit cu o vigoare reînnoită în anii 1960, când, ca urmare a studierii fundului ale oceanelor, cheile pentru înțelegerea „mașinii” numită Pământ.

La începutul anilor 1960, a fost întocmită o hartă topografică a fundului Oceanului Mondial, care a arătat că crestele oceanice de mijloc sunt situate în centrul oceanelor , care se ridică la 1,5-2 km deasupra câmpiilor abisale acoperite cu sedimente. Aceste date au permis lui R. Dietz și G. Hess în 1962-1963 să propună ipoteza răspândirii . Conform acestei ipoteze, convecția are loc în manta cu o rată de aproximativ 1 cm/an. Ramurile ascendente ale celulelor de convecție realizează materialul mantalei sub crestele oceanice, care reînnoiește fundul oceanului în partea axială a crestei la fiecare 300-400 de ani. Continentele nu plutesc pe scoarța oceanică, ci se deplasează de-a lungul mantalei, fiind „sudate” pasiv în plăcile litosferice. Conform conceptului de răspândire, bazinele oceanice sunt structuri instabile, în timp ce continentele sunt stabile.

În 1963, ipoteza răspândirii a primit un sprijin puternic în legătură cu descoperirea anomaliilor magnetice ale benzilor de pe fundul oceanului. Ele au fost interpretate ca o înregistrare a inversărilor câmpului magnetic al Pământului , înregistrate în magnetizarea bazaltilor de pe fundul oceanului. După aceea, tectonica plăcilor și-a început marșul triumfal în științele pământului. Tot mai mulți oameni de știință au înțeles că, decât să piardă timpul apărând conceptul de fixism, era mai bine să privească planeta din punctul de vedere al unei noi teorii și, în sfârșit, să înceapă să dea explicații reale pentru cele mai complexe procese pământești.

Tectonica plăcilor a fost acum confirmată prin măsurători directe ale vitezelor plăcilor folosind interferometrie cu radiații de la quasari îndepărtați și măsurători folosind sisteme de navigație prin satelit GPS . [1] Rezultatele multor ani de cercetare au confirmat pe deplin principalele prevederi ale teoriei plăcilor tectonice.

Starea actuală a plăcilor tectonice

În ultimele decenii, tectonica plăcilor și-a schimbat în mod semnificativ fundamentele. Acum ele pot fi formulate după cum urmează:

  1. divergență (divergență), exprimată prin rifting și răspândire;
  2. convergența (convergența), exprimată prin subducție și ciocnire;
  3. mișcări de alunecare de-a lungul faliilor geologice transformatoare.

Există două tipuri fundamental diferite de scoarță terestră - crusta continentală (mai veche) și crusta oceanică (nu mai veche de 200 de milioane de ani). Unele plăci litosferice sunt compuse exclusiv din crustă oceanică (un exemplu este cea mai mare placă din Pacific), altele constau dintr-un bloc de crustă continentală lipită în crusta oceanică.

Peste 90% din suprafața Pământului în epoca modernă este acoperită de 8 cele mai mari plăci litosferice:

Plăcile de dimensiuni medii includ Placa Arabă , precum și Placa Cocos și Placa Juan de Fuca , rămășițe ale uriașei plăci Faralon , care formau o parte semnificativă a fundului Oceanului Pacific, dar acum a dispărut în zona de subducție de sub Americi.

Forța care mișcă plăcile

Mișcarea orizontală a plăcilor are loc datorită curenților de căldură-gravitație ale mantalei - convecție . Sursa de energie a acestor curenți este diferența de temperatură dintre regiunile centrale ale Pământului, care au o temperatură foarte ridicată (conform estimărilor, temperatura nucleului este de aproximativ 5000 ° C) și temperatura de la suprafața acestuia. Rocile încălzite în zonele centrale ale Pământului se extind (vezi expansiunea termică ), densitatea lor scade și plutesc, dând loc coborârii unor mase mai reci și, prin urmare, mai dense, care au cedat deja o parte din căldură crustei terestre. Acest proces de transfer de căldură (o consecință a plutirii maselor ușoare calde și a scufundării maselor grele reci) se desfășoară continuu, rezultând fluxuri convective. Aceste fluxuri se închid pe ele însele și formează celule convective stabile care sunt consecvente în direcțiile de curgere cu celulele învecinate. În același timp, în partea superioară a celulei, curgerea materiei are loc într-un plan aproape orizontal, iar această parte a fluxului este cea care trage plăcile în aceeași direcție orizontală cu mare forță datorită vâscozității enorme a materia mantalei. Dacă mantaua ar fi complet lichidă - vâscozitatea mantalei de plastic de sub crustă ar fi mică (de exemplu, ca cea a apei), atunci undele seismice transversale nu ar putea trece printr-un strat al unei astfel de substanțe cu vâscozitate scăzută . Și scoarța terestră ar fi dusă de curgerea unei astfel de substanțe cu o forță relativ mică. Dar, din cauza presiunii ridicate, la temperaturile relativ scăzute care predomină pe suprafața lui Mohorovichich și mai jos, vâscozitatea substanței mantalei de aici este foarte mare (astfel încât, la scara anilor, substanța mantalei Pământului este lichidă (fluid), iar pe scara secundelor este solidă).

Forța motrice a fluxului de materie vâscoasă a mantalei direct sub crustă este diferența de înălțimi a suprafeței libere a mantalei dintre zona de creștere și scădere a fluxului de convecție. Această diferență de înălțime, s-ar putea spune, magnitudinea abaterii de la izostazie, se formează din cauza diferenței de densitate a materiei puțin mai fierbinți (în partea ascendentă) și puțin mai rece, deoarece greutatea coloanelor mai mult și mai puțin fierbinți în echilibru este la fel (la densități diferite). De fapt, poziția suprafeței libere nu poate fi măsurată, ea poate fi doar calculată (înălțimea suprafeței mohorovichice + înălțimea coloanei de materie de manta, care este echivalentă în greutate cu un strat de crustă mai ușoară deasupra suprafeței mohorovichice). ). [2]

Aceeași forță motrice (diferența de înălțime) determină gradul de compresie orizontală elastică a crustei prin forța de frecare vâscoasă a curgerii împotriva scoarței terestre. Mărimea acestei compresiuni este mică în regiunea ascendentă a fluxului de manta și crește pe măsură ce se apropie de locul de curgere descendentă (datorită transferului tensiunii de compresiune prin crusta solidă imobilă în direcția de la locul de ridicare la locul de coborârea fluxului). Deasupra fluxului descendent, forța de compresie în crustă este atât de mare încât din când în când rezistența crustei este depășită (în regiunea celei mai mici rezistențe și a celor mai mari solicitări) și o deformare inelastică (plastică, fragilă) a apare crusta - un cutremur. În același timp, lanțuri muntoase întregi, de exemplu, Himalaya, sunt stoarse din locul deformarii crustei (în mai multe etape). [2]

În timpul deformării plastice (fragice), efortul din crustă scade foarte repede (la rata de deplasare a crustei în timpul unui cutremur), adică forța de compresie în sursa cutremurului și în împrejurimile acesteia. Dar imediat după terminarea deformării neelastice continuă o creștere foarte lentă a tensiunii (deformare elastică) întreruptă de cutremur datorită mișcării foarte lente a fluxului de manta vâscos, începând ciclul de pregătire pentru următorul cutremur.

Astfel, mișcarea plăcilor este o consecință a transferului de căldură din zonele centrale ale Pământului de către magma foarte vâscoasă. În acest caz, o parte din energia termică este convertită în lucru mecanic pentru a depăși forțele de frecare, iar o parte, după ce a trecut prin scoarța terestră, este radiată în spațiul înconjurător. Deci planeta noastră este, într-un fel, un motor termic .

Există mai multe ipoteze cu privire la cauza temperaturii ridicate din interiorul Pământului. La începutul secolului al XX-lea , ipoteza naturii radioactive a acestei energii era populară. Părea să fie confirmat de estimări ale compoziției scoarței superioare, care au arătat concentrații foarte semnificative de uraniu , potasiu și alte elemente radioactive , dar mai târziu s-a dovedit că conținutul de elemente radioactive din rocile scoarței terestre este complet insuficient. pentru a asigura fluxul observat de căldură adâncă. Iar conținutul de elemente radioactive din substanța subcrustală (în compoziție apropiată de bazalții fundului oceanului) se poate spune că este neglijabil. Cu toate acestea, acest lucru nu exclude un conținut suficient de mare de elemente radioactive grele care generează căldură în zonele centrale ale planetei.

Un alt model explică încălzirea prin diferențiere chimică a Pământului. Inițial, planeta era un amestec de silicați și substanțe metalice. Dar, odată cu formarea planetei, a început diferențierea ei în cochilii separate. Partea metalică mai densă s-a repezit în centrul planetei, iar silicații au fost concentrați în învelișurile superioare. În acest caz, energia potențială a sistemului a scăzut și s-a transformat în energie termică.

Alți cercetători cred că încălzirea planetei a avut loc ca urmare a acreției în timpul impactului meteoriților pe suprafața unui corp ceresc în curs de dezvoltare. Această explicație este îndoielnică - în timpul acreției, căldura a fost eliberată aproape la suprafață, de unde a scăpat cu ușurință în spațiu, și nu în regiunile centrale ale Pământului.

Forțe minore

Forța de frecare vâscoasă rezultată din convecția termică joacă un rol decisiv în mișcările plăcilor, dar pe lângă aceasta, asupra plăcilor acționează și alte forțe mai mici, dar și importante. Acestea sunt forțele lui Arhimede , care asigură plutirea unei cruste mai ușoare pe suprafața unei mantale mai grele. Forțele de maree , datorită influenței gravitaționale a Lunii și a Soarelui (diferența de influență gravitațională a acestora asupra punctelor Pământului aflate la distanțe diferite de ele). Acum, „cocoașa” mareei de pe Pământ, cauzată de atracția Lunii, este în medie de aproximativ 36 cm. Anterior, Luna era mai aproape, iar acest lucru a fost la o scară mai mare, deformarea mantalei duce la încălzirea acesteia. De exemplu, vulcanismul observat pe Io (o lună a lui Jupiter) este cauzat tocmai de aceste forțe - marea pe Io este de aproximativ 120 m. La fel și forțele care decurg din modificările presiunii atmosferice pe diferite părți ale suprafeței pământului - atmosferice. forțele de presiune se modifică destul de des cu 3%, ceea ce echivalează cu un strat continuu de apă de 0,3 m grosime (sau granit de cel puțin 10 cm grosime). Mai mult, această schimbare poate avea loc într-o zonă de sute de kilometri lățime, în timp ce schimbarea forțelor mareelor ​​are loc mai ușor - la distanțe de mii de kilometri.

Limite divergente sau de separare a plăcilor

Acestea sunt limitele dintre plăcile care se mișcă în direcții opuse. În relieful Pământului, aceste limite sunt exprimate prin rupturi, în ele predomină deformațiile de tracțiune, grosimea scoarței este redusă, fluxul de căldură este maxim și are loc vulcanismul activ. Dacă se formează o astfel de graniță pe continent, atunci se formează o ruptură continentală, care se poate transforma ulterior într-un bazin oceanic cu o ruptură oceanică în centru. În rifturile oceanice, răspândirea are ca rezultat formarea unei noi cruste oceanice.

Ocean Rifts

Pe crusta oceanică, rifturile sunt limitate la părțile centrale ale crestelor oceanice. Ele formează o nouă crustă oceanică. Lungimea lor totală este de peste 60 de mii de kilometri. O mulțime de izvoare hidrotermale sunt limitate la ele , care transportă o parte semnificativă a căldurii adânci și a elementelor dizolvate în ocean. Sursele de temperatură înaltă sunt numite fumători negri , cu acestea sunt asociate rezerve semnificative de metale neferoase .

Rifturi continentale

Împărțirea continentului în părți începe cu formarea unei rupturi . Crusta se subțiază și se depărtează, începe magmatismul . Se formează o depresiune liniară extinsă cu o adâncime de aproximativ sute de metri, care este limitată de o serie de falii normale . După aceea, sunt posibile două scenarii: fie extinderea riftului se oprește și se umple cu roci sedimentare , transformându-se în aulacogen , fie continentele continuă să se depărteze și între ele, deja în rupturi tipic oceanice, scoarța oceanică începe să se formeze. .

Limite convergente

Granițele convergente sunt granițele în care plăcile se ciocnesc. Sunt posibile trei opțiuni ( limita plăcii convergente ):

  1. Placă continentală cu oceanic. Crusta oceanică este mai densă decât crusta continentală și se subduce sub continent într- o zonă de subducție .
  2. Placă oceanică cu oceanic. În acest caz, una dintre plăci se târăște sub cealaltă și se formează și o zonă de subducție, deasupra căreia se formează un arc insulă .
  3. Placă continentală cu continentală. Are loc o coliziune , apare o zonă pliată puternică. Exemplul clasic este Himalaya .

În cazuri rare, crusta oceanică este împinsă pe crusta continentală - obducție . Prin acest proces au luat naștere ofioliții din Cipru , Noua Caledonie , Oman și altele.

În zonele de subducție, crusta oceanică este absorbită și, astfel, apariția ei în crestele oceanice este compensată . În ele au loc procese excepțional de complexe de interacțiune între crustă și manta. Astfel, crusta oceanică poate trage blocuri de crustă continentală în manta, care, datorită densității lor scăzute, sunt exhumate înapoi în crustă. Așa iau naștere complexe metamorfice de presiuni ultraînalte, unul dintre cele mai populare obiecte ale cercetării geologice moderne.

Cele mai multe zone de subducție moderne sunt situate de-a lungul periferiei Oceanului Pacific , formând inelul de foc al Pacificului. Procesele care au loc în zona de convergență a plăcilor sunt considerate a fi printre cele mai complexe din geologie. Se amestecă blocuri de origine diferită, formând o nouă crustă continentală.

Margini continentale active

O margine continentală activă apare acolo unde crusta oceanică se scufundă sub un continent. Standardul acestui cadru geodinamic este coasta de vest a Americii de Sud , este adesea numit tipul andin al marjei continentale. Marginea continentală activă este caracterizată de numeroși vulcani și magmatism puternic în general. Topiturile au trei componente: scoarța oceanică, mantaua de deasupra acesteia și părțile inferioare ale scoarței continentale.

Sub marginea continentală activă, există o interacțiune mecanică activă între plăcile oceanice și continentale. În funcție de viteza, vârsta și grosimea scoarței oceanice, sunt posibile mai multe scenarii de echilibru. Dacă placa se mișcă lent și are o grosime relativ mică, atunci continentul răzuiește învelișul sedimentar de pe acesta. Rocile sedimentare sunt zdrobite în pliuri intense, se metamorfozează și devin parte a scoarței continentale. Structura rezultată se numește pană de acreție . Dacă viteza plăcii de subducție este mare și învelișul sedimentar este subțire, atunci crusta oceanică șterge fundul continentului și îl trage în manta.

Arcurile insulare

Arcurile insulare sunt lanțuri de insule vulcanice deasupra unei zone de subducție, care apar acolo unde o placă oceanică se subduce sub o altă placă oceanică. Insulele Aleutine , Kuril , Mariana și multe alte arhipelaguri pot fi numite ca arcuri tipice ale insulelor moderne . Insulele japoneze sunt adesea denumite arc insular, dar fundația lor este foarte veche și, de fapt, sunt formate din mai multe complexe de arc insular din timpuri diferite, astfel încât insulele japoneze sunt un microcontinent .

Arcurile insulare se formează atunci când două plăci oceanice se ciocnesc. În acest caz, una dintre plăci se află în partea de jos și este absorbită în manta. Vulcanii cu arc insular se formează pe placa superioară. Partea curbată a arcului insulei este îndreptată către placa absorbită. Pe această parte sunt un șanț de apă adâncă și un jgheab de arc anterior.

În spatele arcului insulei există un bazin cu arc din spate (exemple tipice: Marea Okhotsk , Marea Chinei de Sud etc.), în care poate avea loc și răspândirea.

Ciocnirea continentelor

Ciocnirea plăcilor continentale duce la prăbușirea scoarței și formarea lanțurilor muntoase. Un exemplu de coliziune este centura munților Alpino-Himalaya , formată prin închiderea Oceanului Tethys și o coliziune cu Placa Eurasiatică a Hindustanului și Africii . Ca urmare, grosimea crustei crește semnificativ, sub Himalaya este de 70 km. Aceasta este o structură instabilă, este intens distrusă de eroziunea de suprafață și tectonă . Granitele sunt topite din roci sedimentare și magmatice metamorfozate din scoarță cu o grosime puternic crescută . Așa s-au format cele mai mari batoliți , de exemplu, Angara-Vitimsky și Zerenda .

Transformă chenarele

Acolo unde plăcile se mișcă într-un curs paralel, dar cu viteze diferite, apar falii de transformare - falii de forfecare grandioase care sunt larg răspândite în oceane și rare pe continente.

Transform Rifts

În oceane, faliile de transformare sunt perpendiculare pe crestele oceanice de mijloc (MOR) și le despart în segmente cu o lățime medie de 400 km. Între segmentele crestei există o parte activă a faliei de transformare. Cutremurele și construcția munților au loc constant în această zonă, în jurul falii se formează numeroase structuri cu pene - împingeri, pliuri și grabeni. Ca rezultat, rocile de manta sunt adesea expuse în zona de falie.

Pe ambele părți ale segmentelor MOR sunt părți inactive ale defectelor de transformare. Mișcările active nu apar în ele, dar ele sunt exprimate clar în topografia fundului oceanului ca ridicări liniare cu o depresiune centrală.

Defectele de transformare formează o grilă obișnuită și, evident, nu apar întâmplător, ci din motive fizice obiective. Combinația de date de modelare numerică, experimente termofizice și observații geofizice a făcut posibil să se constate că convecția mantalei are o structură tridimensională. Pe lângă fluxul principal din MOR, în celula convectivă apar fluxuri longitudinale datorită răcirii părții superioare a fluxului. Această materie răcită se repezi în jos de-a lungul direcției principale a fluxului de manta. În zonele acestui flux descendent secundar sunt situate faliile de transformare. Acest model este în acord cu datele privind fluxul de căldură: se observă o scădere a defectelor de transformare.

Schimbări pe continente

Limitele plăcilor de forfecare pe continente sunt relativ rare. Poate că singurul exemplu activ în prezent al acestui tip de graniță este Falia San Andreas , care separă Placa Nord-Americană de Pacific . Falia San Andreas de 800 de mile este una dintre regiunile cele mai active din punct de vedere seismic de pe planetă: plăcile se deplasează una față de alta cu 0,6 cm pe an, cutremure cu o magnitudine de peste 6 unități au loc în medie o dată la 22 de ani. Orașul San Francisco și o mare parte din zona Golfului San Francisco sunt construite în imediata apropiere a acestei falii.

Procese intraplate

Primele formulări ale tectonicii plăcilor susțineau că vulcanismul și fenomenele seismice erau concentrate de-a lungul granițelor plăcilor, dar curând a devenit clar că în interiorul plăcilor au loc procese tectonice și magmatice specifice, care au fost interpretate și în cadrul acestei teorii. Printre procesele intraplacă, un loc aparte l-au ocupat fenomenele de magmatism bazaltic de lungă durată din unele zone, așa-numitele puncte fierbinți.

Hotspot -uri

Numeroase insule vulcanice sunt situate pe fundul oceanelor. Unele dintre ele sunt amplasate în lanțuri cu vârsta care se schimbă succesiv. Un exemplu clasic de astfel de creastă subacvatică este creasta submarină hawaiană . Se ridică deasupra suprafeței oceanului sub forma insulelor Hawaii , din care se extinde spre nord-vest un lanț de munți submarin cu o vârstă în continuă creștere, dintre care unele, de exemplu, atolul Midway , ies la suprafață. La o distanță de aproximativ 3000 km de Hawaii, lanțul se întoarce ușor spre nord și este deja numit Gama Imperială . Este întreruptă într-un jgheab de apă adâncă în fața arcului insulei Aleutine .

Pentru a explica această structură uimitoare, s-a sugerat că sub Insulele Hawaii există un punct fierbinte - un loc în care un flux de manta fierbinte se ridică la suprafață, care topește crusta oceanică care se mișcă deasupra acesteia. Există multe astfel de puncte pe Pământ acum. Fluxul de manta care le provoacă a fost numit un penaj . În unele cazuri, se presupune o origine excepțional de adâncă a materiei penelor, până la limita miez-manta.

Ipoteza punctului fierbinte ridică și obiecții. Deci, în monografia lor, Sorokhtin și Ushakov îl consideră incompatibil cu modelul de convecție generală a mantalei și, de asemenea, subliniază că magmele care erup în vulcanii hawaiani sunt relativ reci și nu indică o temperatură crescută în astenosferă sub falie. . „În acest sens, este fructuoasă ipoteza lui D. Tarkot și E. Oksburg (1978), conform căreia plăcile litosferice, care se deplasează de-a lungul suprafeței mantalei fierbinți, sunt forțate să se adapteze la curbura variabilă a elipsoidului de rotație al Pământului. Și deși razele de curbură ale plăcilor litosferice se modifică nesemnificativ (doar cu fracțiuni de procent), deformarea acestora determină apariția unor tensiuni de tracțiune sau forfecare în exces de ordinul a sute de bare în corpul plăcilor mari.

Capcane și platouri oceanice

Pe lângă punctele fierbinți pe termen lung, în interiorul plăcilor apar uneori revărsări grandioase de topituri, care formează capcane pe continente și platouri oceanice în oceane . Particularitatea acestui tip de magmatism este că apare într-un timp scurt din punct de vedere geologic  - de ordinul a câteva milioane de ani, dar acoperă suprafețe vaste (zeci de mii de km²); în același timp, se revarsă un volum colosal de bazalt, comparabil cu numărul lor, cristalizând în crestele oceanice.

Capcanele siberiene sunt cunoscute pe Platforma Siberiei de Est , capcanele Podișului Deccan de pe continentul Hindustan și multe altele. De asemenea, se crede că capcanele sunt cauzate de fluxurile de manta fierbinte, dar spre deosebire de punctele fierbinți, acestea sunt de scurtă durată și diferența dintre ele nu este complet clară.

Punctele fierbinți și capcanele au dat temei pentru crearea așa-numitei geotectonici a penelor , care afirmă că nu numai convecția obișnuită, ci și penele joacă un rol semnificativ în procesele geodinamice. Tectonica penelor nu contrazice tectonica plăcilor, ci o completează.

Tectonica plăcilor ca sistem de științe

Tectonica nu mai poate fi privită ca un concept pur geologic. Joacă un rol cheie în toate geoștiințele; în ea au fost identificate mai multe abordări metodologice cu concepte și principii de bază diferite.

Din punct de vedere al abordării cinematice mişcarea plăcilor poate fi descrisă prin legile geometrice ale mişcării figurilor pe sferă . Pământul este privit ca un mozaic de plăci de diferite dimensiuni care se mișcă unele față de altele și planeta însăși. Datele paleomagnetice fac posibilă reconstituirea poziției polului magnetic în raport cu fiecare placă în momente diferite. Generalizarea datelor pe diferite plăci a condus la reconstrucția întregii secvențe de deplasări relative ale plăcilor. Combinarea acestor date cu informațiile din punctele fierbinți statice a făcut posibilă determinarea mișcărilor absolute ale plăcilor și a istoriei mișcării polilor magnetici ai Pământului.

Abordarea termofizică consideră Pământul ca un motor termic , în care energia termică este parțial convertită în energie mecanică. În cadrul acestei abordări, mișcarea materiei în straturile interioare ale Pământului este modelată ca un flux al unui fluid vâscos, descris de ecuațiile Navier-Stokes . Convecția mantalei este însoțită de tranziții de fază și reacții chimice, care joacă un rol decisiv în structura fluxurilor de manta. Pe baza datelor de sondare geofizică, a rezultatelor experimentelor termofizice și a calculelor analitice și numerice, oamenii de știință încearcă să detalieze structura convecției mantalei, să găsească debitele și alte caracteristici importante ale proceselor profunde. Aceste date sunt deosebit de importante pentru înțelegerea structurii celor mai adânci părți ale Pământului - mantaua inferioară și miezul, care sunt inaccesibile pentru studiu direct, dar au, fără îndoială, un impact uriaș asupra proceselor care au loc pe suprafața planetei.

Abordarea geochimică . Pentru geochimie , tectonica plăcilor este importantă ca mecanism pentru schimbul continuu de materie și energie între diferitele învelișuri ale Pământului. Fiecare cadru geodinamic este caracterizat de asociații specifice de roci. La rândul lor, aceste trăsături caracteristice pot fi folosite pentru a determina cadrul geodinamic în care s-a format roca.

Abordare istorică . În sensul istoriei planetei Pământ, tectonica plăcilor este istoria conectării și divizării continentelor, nașterea și dispariția lanțurilor vulcanice, apariția și închiderea oceanelor și a mărilor. Acum, pentru blocurile mari de crusta, istoria mișcărilor a fost stabilită cu mult detaliu și pe o perioadă considerabilă de timp, dar pentru plăcile mici, dificultățile metodologice sunt mult mai mari. Cele mai complexe procese geodinamice au loc în zonele de coliziune a plăcilor, unde se formează lanțuri muntoase, compuse din multe blocuri mici eterogene - terene . La studierea Munților Stâncoși, s-a născut o direcție specială de cercetare geologică - analiza teranelor , care a încorporat un set de metode de identificare a tereanelor și de reconstrucție a istoriei lor.

Tectonica plăcilor pe alte planete

În prezent, nu există dovezi pentru tectonica modernă a plăcilor pe alte planete din sistemul solar . Studiile câmpului magnetic al lui Marte , efectuate în 1999 de stația spațială Mars Global Surveyor , indică posibilitatea existenței unei plăci tectonice pe Marte în trecut.

Unele procese ale tectonicii gheții de pe Europa sunt similare cu cele care au loc pe Pământ.

Când a început tectonica plăcilor pe Pământ

Primele blocuri de crustă continentală, cratoni , au apărut pe Pământ în Arheean , în același timp, au început mișcările lor orizontale, dar setul complet de semne ale mecanismului tectonicii plăcilor de tip modern se găsește doar la Proterozoicul târziu . Înainte de aceasta, este posibil ca mantaua să fi avut o structură diferită de transfer de masă, în care un rol important a fost jucat nu de fluxuri convective constante, ci de convecția turbulentă și de penele .

În trecut[ când? ] fluxul de căldură din intestinele planetei a fost mai mare deci coaja era mai subțire presiunea sub crusta mult mai subțire a fost, de asemenea, mult mai mică. Și la o presiune semnificativ mai mică și o temperatură puțin mai ridicată, vâscozitatea convecției mantalei curge direct sub crustă a fost mult mai mică decât cea actuală. Prin urmare, în crusta care plutea pe suprafața curgerii mantalei, care este mai puțin vâscoasă decât în ​​prezent, au apărut doar deformații elastice relativ mici. Iar tensiunile mecanice generate în crustă de curenții de convecție mai puțin vâscoși decât astăzi nu au fost suficiente pentru a depăși rezistența finală a rocilor crustale. Prin urmare, poate că nu a existat o astfel de activitate tectonică ca la un moment ulterior. .

Mișcările plăcilor trecute

Reconstrucția mișcărilor plăcilor din trecut este unul dintre principalele subiecte ale cercetării geologice. Cu diferite grade de detaliu, pozițiile continentelor și blocurile din care s-au format au fost reconstruite până la Archean.

Din analiza mișcărilor continentelor, s-a făcut o observație empirică că la fiecare 400-600 de milioane de ani continentele se adună într-un continent imens care conține aproape întreaga crustă continentală - un supercontinent . Continentele moderne s-au format acum 200-150 de milioane de ani, ca urmare a divizării supercontinentului Pangea . Acum continentele sunt în stadiul de separare aproape maximă. Oceanul Atlantic se extinde, iar Pacificul se închide. Hindustanul se deplasează spre nord și zdrobește placa eurasiatică, dar, se pare, resursa acestei mișcări este deja aproape epuizată, iar în viitorul apropiat va apărea o nouă zonă de subducție în Oceanul Indian , în care crusta oceanică a Oceanului Indian. vor fi absorbite sub continentul indian.

Efectul mișcărilor plăcilor asupra climei

Amplasarea maselor continentale mari în regiunile polare contribuie la o scădere generală a temperaturii planetei, deoarece pe continente se pot forma calote de gheață . Cu cât glaciația este mai dezvoltată, cu atât albedo -ul planetei este mai mare și temperatura medie anuală este mai scăzută.

În plus, poziția relativă a continentelor determină circulația oceanică și atmosferică.

Cu toate acestea, o schemă simplă și logică: continentele din regiunile polare - glaciație, continentele din regiunile ecuatoriale - creșterea temperaturii, se dovedește a fi incorectă în comparație cu datele geologice despre trecutul Pământului. Glaciația cuaternară s-a întâmplat cu adevărat când Antarctica a apărut în regiunea Polului Sud , iar în emisfera nordică , Eurasia și America de Nord s-au apropiat de Polul Nord. Pe de altă parte, cea mai puternică glaciație proterozoică , în timpul căreia Pământul a fost aproape complet acoperit de gheață, a avut loc atunci când majoritatea maselor continentale se aflau în regiunea ecuatorială.

În plus, schimbări semnificative ale poziției continentelor au loc pe o perioadă de aproximativ zeci de milioane de ani, în timp ce durata totală a epocilor glaciare este de aproximativ câteva milioane de ani, iar în timpul unei epoci glaciare au loc schimbări ciclice ale glaciațiilor și perioadelor interglaciare. . Toate aceste schimbări climatice apar rapid în comparație cu viteza cu care se mișcă continentele și, prin urmare, mișcarea plăcilor nu poate fi cauza.

Din cele de mai sus rezultă că mișcările plăcilor nu joacă un rol decisiv în schimbările climatice, dar pot fi un factor suplimentar important care le „împinge”.

Semnificația plăcilor tectonice

Tectonica plăcilor a jucat un rol în științele pământului comparabil cu conceptul heliocentric din astronomie sau cu descoperirea ADN-ului în genetică . Înainte de adoptarea teoriei tectonicii plăcilor, științele pământului erau descriptive. Ei au atins un nivel ridicat de perfecțiune în descrierea obiectelor naturale, dar au fost rareori capabili să explice cauzele proceselor. Concepte opuse ar putea domina în diferite ramuri ale geologiei. Tectonica plăcilor a conectat diferitele științe ale Pământului, le-a dat putere de predicție.

Vezi și

Note

  1. ↑ Astronet > Astronomie sferică . Consultat la 27 februarie 2006. Arhivat din original pe 5 ianuarie 2007.
  2. ↑ 1 2 Shumilov V. N. Principalele forțe motrice ale cutremurelor, derivării continentale și construcției montane. Predicția cutremurelor și forțele de declanșare Arhivate la 1 octombrie 2007 la Wayback Machine

Literatură

Link -uri

În limba engleză

  Accesați articolul Wikidata  Dicționare și enciclopedii
În cataloagele bibliografice
 Geologie
teoretic
Dinamic
istoric
Aplicat
Alte
Categoria Geologie
 Pământ
Istoria Pământului Planeta Pământ
Proprietățile fizice ale Pământului
Scoici ale Pământului
Geografie
și geologie
Mediu inconjurator
Vezi si
  • Categoria „ Natura ”
  • Portalul „Știință”