Todas las placas litosféricas. Litosfera y corteza terrestre

Las placas litosféricas de la Tierra son bloques enormes. Su cimiento está formado por rocas ígneas metamorfoseadas graníticas muy plegadas. Títulos placas litosfericas se enumerarán en el artículo a continuación. Desde arriba, están cubiertos con una "cubierta" de tres a cuatro kilómetros. Se forma a partir de rocas sedimentarias. La plataforma tiene un relieve que consta de cadenas montañosas individuales y extensas llanuras. A continuación, se considerará la teoría del movimiento de las placas litosféricas.

El surgimiento de la hipótesis

La teoría del movimiento de las placas litosféricas apareció a principios del siglo XX. Posteriormente, estaba destinada a desempeñar un papel importante en la exploración del planeta. El científico Taylor, y después de él Wegener, propusieron la hipótesis de que con el tiempo se produce un desplazamiento de las placas litosféricas en dirección horizontal. Sin embargo, en los años treinta del siglo XX se estableció una opinión diferente. Según él, el movimiento de las placas litosféricas se realizaba de forma vertical. Este fenómeno se basó en el proceso de diferenciación de la materia del manto del planeta. Se hizo conocido como fijismo. Tal nombre se debió al hecho de que se reconoció la posición permanentemente fija de las secciones de la corteza en relación con el manto. Pero en 1960, tras el descubrimiento de un sistema global de dorsales oceánicas que rodean todo el planeta y llegan a tierra en algunas zonas, se volvió a la hipótesis de principios del siglo XX. Sin embargo, la teoría ha tomado una nueva forma. La tectónica de bloques se ha convertido en la principal hipótesis de las ciencias que estudian la estructura del planeta.

Puntos clave

Se determinó que existen grandes placas litosféricas. Su número es limitado. También hay placas litosféricas más pequeñas de la Tierra. Los límites entre ellos se trazan según la concentración en las fuentes de los terremotos.

Los nombres de las placas litosféricas corresponden a las regiones continentales y oceánicas situadas sobre ellas. Solo hay siete bloques con un área enorme. Las placas litosféricas más grandes son las de América del Sur y del Norte, Euroasiática, Africana, Antártica, del Pacífico e Indoaustraliana.

Los bloques que flotan en la astenosfera se caracterizan por su solidez y rigidez. Las áreas anteriores son las principales placas litosféricas. De acuerdo con las ideas iniciales, se creía que los continentes se abren paso a través del fondo del océano. Al mismo tiempo, el movimiento de las placas litosféricas se llevó a cabo bajo la influencia de una fuerza invisible. Como resultado de la investigación, se reveló que los bloques flotan pasivamente sobre el material del manto. Vale la pena señalar que su dirección es vertical al principio. El material del manto se eleva por debajo de la cresta de la cordillera. Entonces hay una propagación en ambas direcciones. En consecuencia, hay una divergencia de las placas litosféricas. Este modelo representa el fondo del océano como un gigante que sale a la superficie en las áreas de grietas de las dorsales oceánicas. Luego se esconde en trincheras de aguas profundas.

La divergencia de las placas litosféricas provoca la expansión de los lechos oceánicos. Sin embargo, el volumen del planeta, a pesar de esto, se mantiene constante. El hecho es que el nacimiento de una nueva corteza se ve compensado por su absorción en áreas de subducción (underthrust) en fosas de aguas profundas.

¿Por qué se mueven las placas litosféricas?

La razón es la convección térmica del material del manto del planeta. La litosfera se estira y eleva, lo que ocurre sobre las ramas ascendentes de las corrientes convectivas. Esto provoca el movimiento de las placas litosféricas hacia los lados. A medida que la plataforma se aleja de las grietas en medio del océano, la plataforma se compacta. Se vuelve más pesado, su superficie se hunde. Esto explica el aumento de la profundidad del océano. Como resultado, la plataforma se hunde en fosas de aguas profundas. Al atenuarse del manto calentado, se enfría y se hunde con la formación de cuencas, las cuales se llenan de sedimentos.

Las zonas de colisión de placas son áreas donde la corteza y la plataforma experimentan compresión. En este sentido, el poder de los primeros aumenta. Como resultado, comienza el movimiento ascendente de las placas litosféricas. Conduce a la formación de montañas.

Investigación

El estudio de hoy se lleva a cabo utilizando métodos geodésicos. Nos permiten concluir que los procesos son continuos y ubicuos. También se revelan las zonas de colisión de las placas litosféricas. La velocidad de elevación puede ser de hasta decenas de milímetros.

Las placas litosféricas horizontalmente grandes flotan un poco más rápido. En este caso, la velocidad puede ser de hasta diez centímetros durante el año. Entonces, por ejemplo, San Petersburgo ya se ha elevado un metro durante todo el período de su existencia. península escandinava - por 250 m en 25.000 años. El material del manto se mueve con relativa lentitud. Sin embargo, como resultado se producen terremotos y otros fenómenos. Esto nos permite sacar una conclusión sobre el alto poder de movimiento del material.

Usando la posición tectónica de las placas, los investigadores explican muchos fenómenos geológicos. Al mismo tiempo, durante el estudio, resultó que la complejidad de los procesos que ocurren con la plataforma es mucho mayor de lo que parecía al comienzo de la aparición de la hipótesis.

La tectónica de placas no pudo explicar los cambios en la intensidad de las deformaciones y el movimiento, la presencia de una red global estable de fallas profundas y algunos otros fenómenos. también queda pregunta abierta sobre comienzo historico comportamiento. Se conocen signos directos que indican procesos de tectónica de placas desde finales del Proterozoico. Sin embargo, varios investigadores reconocen su manifestación desde el Arcaico o Proterozoico temprano.

Expansión de oportunidades de investigación

El advenimiento de la tomografía sísmica condujo a la transición de esta ciencia a un nivel cualitativamente nuevo. A mediados de los años ochenta del siglo pasado, la geodinámica profunda se convirtió en la dirección más prometedora y joven de todas las geociencias existentes. Sin embargo, la solución de nuevos problemas se llevó a cabo utilizando no solo tomografía sísmica. Otras ciencias también acudieron al rescate. Estos incluyen, en particular, la mineralogía experimental.

Gracias a la disponibilidad de nuevos equipos, fue posible estudiar el comportamiento de las sustancias a temperaturas y presiones correspondientes a las máximas en las profundidades del manto. Los métodos de geoquímica isotópica también se utilizaron en los estudios. Esta ciencia estudia, en particular, el equilibrio isotópico de elementos raros, así como los gases nobles en varias capas terrestres. En este caso, los indicadores se comparan con datos de meteoritos. Se utilizan métodos de geomagnetismo, con la ayuda de los cuales los científicos están tratando de descubrir las causas y el mecanismo de las inversiones en un campo magnético.

pintura moderna

La hipótesis de la tectónica de plataformas continúa explicando satisfactoriamente el proceso de desarrollo de la corteza durante al menos los últimos tres mil millones de años. Al mismo tiempo, existen mediciones satelitales, según las cuales se confirma el hecho de que las principales placas litosféricas de la Tierra no se detienen. Como resultado, surge una determinada imagen.

Hay tres capas más activas en la sección transversal del planeta. El espesor de cada uno de ellos es de varios cientos de kilómetros. Se supone que se les asigna el papel principal en la geodinámica global. En 1972, Morgan comprobó la hipótesis propuesta en 1963 por Wilson sobre los chorros del manto ascendente. Esta teoría explicaba el fenómeno del magnetismo intraplaca. La tectónica de pluma resultante se ha vuelto cada vez más popular con el tiempo.

Geodinámica

Con su ayuda, se considera la interacción de procesos bastante complejos que ocurren en el manto y la corteza. De acuerdo con el concepto expuesto por Artyushkov en su obra "Geodinámica", la diferenciación gravitacional de la materia actúa como fuente principal de energía. Este proceso se nota en el manto inferior.

Después de que los componentes pesados ​​(hierro, etc.) se separan de la roca, queda una masa más ligera de sólidos. Ella desciende al núcleo. La ubicación de la capa más ligera debajo de la pesada es inestable. En este sentido, el material acumulado se recoge periódicamente en bloques bastante grandes que flotan en las capas superiores. El tamaño de tales formaciones es de unos cien kilómetros. Este material fue la base para la formación de la parte superior

La capa inferior es probablemente una sustancia primaria indiferenciada. Durante la evolución del planeta, debido al manto inferior, crece el manto superior y aumenta el núcleo. Es más probable que se eleven bloques de material ligero en el manto inferior a lo largo de los canales. En ellos, la temperatura de la masa es bastante alta. Al mismo tiempo, la viscosidad se reduce significativamente. El aumento de la temperatura se ve facilitado por la liberación de una gran cantidad de energía potencial en el proceso de elevación de la materia a la región de la gravedad a una distancia de unos 2000 km. En el curso del movimiento a lo largo de dicho canal, se produce un fuerte calentamiento de las masas ligeras. En este sentido, la sustancia ingresa al manto, con una temperatura suficientemente alta y un peso mucho menor en comparación con los elementos circundantes.

Debido a la densidad reducida, el material ligero flota en las capas superiores a una profundidad de 100 a 200 kilómetros o menos. Al disminuir la presión, el punto de fusión de los componentes de la sustancia disminuye. Después de la diferenciación primaria en el nivel "núcleo-manto", se produce la secundaria. A poca profundidad, la materia ligera está parcialmente sujeta a fusión. Durante la diferenciación, se liberan sustancias más densas. Se hunden en las capas inferiores del manto superior. Los componentes más ligeros liberados se elevan en consecuencia.

El complejo de movimientos de sustancias en el manto, asociado con la redistribución de masas con diferentes densidades como resultado de la diferenciación, se denomina convección química. El ascenso de las masas ligeras se produce a intervalos de unos 200 millones de años. Al mismo tiempo, la intrusión en el manto superior no se observa en todas partes. En la capa inferior, los canales están ubicados a una distancia suficientemente grande entre sí (hasta varios miles de kilómetros).

Levantamiento de rocas

Como se mencionó anteriormente, en aquellas zonas donde se introducen grandes masas de material calentado por la luz en la astenosfera, se produce su fusión y diferenciación parcial. En este último caso, se anota la separación de componentes y su posterior ascenso. Atraviesan rápidamente la astenosfera. Cuando llegan a la litosfera, su velocidad disminuye. En algunas áreas, la materia forma acumulaciones de manto anómalo. Se encuentran, por regla general, en las capas superiores del planeta.

manto anómalo

Su composición corresponde aproximadamente a la materia normal del manto. La diferencia entre la acumulación anómala es una temperatura más alta (hasta 1300-1500 grados) y una velocidad reducida de ondas longitudinales elásticas.

La afluencia de materia bajo la litosfera provoca un levantamiento isostático. Debido a la temperatura elevada, el cúmulo anómalo tiene una densidad más baja que el manto normal. Además, hay una pequeña viscosidad de la composición.

En el proceso de entrar en la litosfera, el manto anómalo se distribuye con bastante rapidez a lo largo de la suela. Al mismo tiempo, desplaza la materia más densa y menos calentada de la astenosfera. En el curso del movimiento, la acumulación anómala llena aquellas áreas donde la suela de la plataforma está en un estado elevado (trampas), y fluye alrededor de áreas profundamente sumergidas. Como resultado, en el primer caso, se nota un levantamiento isostático. Por encima de las áreas sumergidas, la corteza se mantiene estable.

trampas

El proceso de enfriamiento de la capa superior del manto y la corteza a una profundidad de unos cien kilómetros es lento. En general, toma varios cientos de millones de años. En este sentido, las heterogeneidades en el espesor de la litosfera, explicadas por las diferencias horizontales de temperatura, tienen una inercia bastante grande. En el caso de que la trampa esté situada no lejos del flujo ascendente de la acumulación anómala desde la profundidad, se capta una gran cantidad de la sustancia muy caliente. Como resultado, se forma un elemento montañoso bastante grande. De acuerdo con este esquema, se producen elevados levantamientos en el área de orogenia epiplataforma en

Descripción de procesos

En la trampa, la capa anómala sufre una compresión de 1 a 2 kilómetros durante el enfriamiento. La corteza ubicada en la parte superior se sumerge. La precipitación comienza a acumularse en el canal formado. Su pesadez contribuye a un hundimiento aún mayor de la litosfera. Como resultado, la profundidad de la cuenca puede ser de 5 a 8 km. Al mismo tiempo, durante la compactación del manto en la parte inferior de la capa de basalto, se puede observar en la corteza una transformación de fase de la roca en eclogita y granulita granate. Debido al flujo de calor que sale de la sustancia anómala, el manto que la recubre se calienta y su viscosidad disminuye. En este sentido, se observa un desplazamiento paulatino del cúmulo normal.

Desplazamientos horizontales

Con la formación de levantamientos en el proceso del manto anómalo que llega a la corteza en los continentes y océanos, hay un aumento en la energía potencial almacenada en las capas superiores del planeta. Para volcar el exceso de sustancias, tienden a dispersarse hacia los lados. Como resultado, se forman tensiones adicionales. Asociado con ellos diferentes tipos Movimientos de placas y cortezas.

La expansión del suelo oceánico y la flotación de los continentes son el resultado de la expansión simultánea de las dorsales y el hundimiento de la plataforma en el manto. Debajo del primero hay grandes masas de materia anómala altamente calentada. En la parte axial de estas crestas, esta última se encuentra directamente debajo de la corteza. La litosfera aquí tiene un espesor mucho menor. Al mismo tiempo, el manto anómalo se extiende en el área de alta presión, en ambas direcciones desde debajo de la cresta. Al mismo tiempo, rompe con bastante facilidad la corteza del océano. La grieta está llena de magma basáltico. Este, a su vez, se derrite del manto anómalo. En el proceso de solidificación del magma se forma uno nuevo, así es como crece el fondo.

Características del proceso

Debajo de las crestas medias, el manto anómalo tiene una viscosidad reducida debido a las temperaturas elevadas. La sustancia es capaz de propagarse con bastante rapidez. Como resultado, el crecimiento del fondo se produce a un ritmo mayor. La astenosfera oceánica también tiene una viscosidad relativamente baja.

Las principales placas litosféricas de la Tierra flotan desde las dorsales hasta los lugares de inmersión. Si estas áreas están en el mismo océano, entonces el proceso ocurre a una velocidad relativamente alta. Esta situación es típica hoy en día para el Océano Pacífico. Si la expansión del fondo y el hundimiento ocurren en diferentes áreas, entonces el continente ubicado entre ellos se desplaza en la dirección donde ocurre la profundización. Debajo de los continentes, la viscosidad de la astenosfera es mayor que debajo de los océanos. Debido a la fricción resultante, existe una importante resistencia al movimiento. Como resultado, la velocidad a la que se expande el fondo se reduce si no hay compensación por el hundimiento del manto en la misma área. Así, el crecimiento en océano Pacífico va más rápido que en el Atlántico.

En la lejana década de 2000, había un programa en un canal bielorruso donde a los niños simplemente se les hablaba sobre cosas dificiles. Lo vi todos los días a las 3 pm, justo después de la séptima lección. Fue gracias a ella que aprendí lo que son las placas litosféricas. En esta respuesta quiero profundizar un poco más en este tema para que parezca aún más interesante.

¿Qué se llaman placas litosféricas?

Cuando eres un niño pequeño, vives sin pensar en nada. Nunca se me hubiera ocurrido que la capa superior de la Tierra está dividida en varios pedazos, que se llaman placas. Por primera vez, un arqueólogo estadounidense adivinó su existencia, y unos años más tarde su existencia quedó completamente probada, y un científico europeo ya determinó sus límites.

Hay 13 grandes placas litosféricas en nuestro planeta (cubren más del 85% de la Tierra). Algunos creen erróneamente que estas son generalmente todas las placas existentes. Sin embargo, no lo es. Hay más de 50 microplacas y placas medianas en el mundo. A veces, las placas desaparecen debido a la influencia de ciertos factores. Placas que ya no existen:

• plato cimmerio;
• Placa del Congo;
• placa Bellingshausen;
• plato kula;
• Placa de fénix.

Por lo general, las placas litosféricas desaparecen debido a la colisión entre sí. Cuando chocan dos placas de aproximadamente el mismo tamaño, se forman montañas.

supercontinente amasia

Todo el mundo ha oído hablar del enorme continente antiguo, que los científicos han denominado "Pangea". Existió hace 300 millones de años, pero se dividió en varios continentes debido al movimiento de las placas litosféricas.

Las placas continúan moviéndose hasta el día de hoy. Lo más probable es que, dentro de unos cientos de millones de años, aparezca un nuevo continente enorme en la Tierra. Ya se ha llamado Amazia. De acuerdo con esta teoría, el norte y Sudamerica reconectarse, y luego dirigirse al norte juntos y chocar con Eurasia.

También hay dos teorías menos populares. Uno de ellos dice que aparecerá un nuevo supercontinente en el mismo lugar donde se encontraba la Pangea. Y el otro afirma que Amasia aparecerá al otro lado del globo (en el Océano Pacífico).

placa litosferica- Un gran bloque rígido de la litosfera terrestre, limitado por zonas de fallas sísmica y tectónicamente activas, según la tectónica de placas, dichos bloques se mueven a lo largo de la astenosfera. → fig. 251, pág. 551 Sin.: placa tectónica… Diccionario de Geografía

Un bloque grande (varios miles de kilómetros de diámetro) de la corteza terrestre, que incluye no solo la corteza continental, sino también la oceánica asociada con ella; delimitado por todos lados por zonas de falla sísmica y tectónicamente activas... Gran diccionario enciclopédico

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Placas tectónicas (placas tectónicas) es un concepto geodinámico moderno basado en la posición de desplazamientos horizontales a gran escala de fragmentos relativamente integrales de la litosfera (placas litosféricas). Así, la tectónica de placas considera los movimientos e interacciones de las placas litosféricas.

Alfred Wegener sugirió por primera vez el movimiento horizontal de los bloques de la corteza en la década de 1920 como parte de la hipótesis de la "deriva continental", pero esta hipótesis no recibió apoyo en ese momento. Recién en la década de 1960, los estudios del fondo oceánico brindaron evidencia indiscutible del movimiento horizontal de las placas y los procesos de expansión de los océanos debido a la formación (extensión) de la corteza oceánica. El renacimiento de las ideas sobre el papel predominante de los movimientos horizontales se produjo en el marco de la dirección "movilista", cuyo desarrollo condujo al desarrollo teoría moderna placas tectónicas. Las principales disposiciones de la tectónica de placas fueron formuladas en 1967-68 por un grupo de geofísicos estadounidenses: WJ Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes en el desarrollo de ideas anteriores (1961-62) de Los científicos estadounidenses G. Hess y R. Digts sobre la expansión (extensión) del fondo del océano

Fundamentos de la tectónica de placas

Los fundamentos de la tectónica de placas se remontan a unos pocos

1. La parte superior de piedra del planeta está dividida en dos capas, que difieren significativamente en sus propiedades reológicas: una litosfera rígida y quebradiza y una astenosfera plástica y móvil subyacente.

2. La litosfera se divide en placas, moviéndose constantemente a lo largo de la superficie de la astenosfera plástica. La litosfera se divide en 8 placas grandes, decenas de placas medianas y muchas pequeñas. Entre las losas grandes y medianas existen fajas compuestas por un mosaico de pequeñas losas corticales.

Los límites de placas son áreas de actividad sísmica, tectónica y magmática; las áreas internas de las placas son débilmente sísmicas y se caracterizan por una débil manifestación de procesos endógenos.

Más del 90% de la superficie terrestre recae sobre 8 grandes placas litosféricas:

plato australiano,
placa antártica,
plato africano,
placa euroasiática,
Placa de Indostán,
placa del pacifico,
placa norteamericana,
plato sudamericano.

Placas intermedias: Arábica (subcontinente), Caribe, Filipinas, Nazca y Cocos y Juan de Fuca, etc.

Algunas placas litosféricas están compuestas exclusivamente por corteza oceánica (por ejemplo, la placa del Pacífico), otras incluyen fragmentos tanto de corteza oceánica como continental.

3. Hay tres tipos de movimientos relativos de placas: divergencia (divergencia), convergencia (convergencia) y movimientos de corte..

En consecuencia, se distinguen tres tipos de límites de placas principales.

Fronteras divergentes son los límites a lo largo de los cuales las placas se separan.

Los procesos de estiramiento horizontal de la litosfera se denominan ruptura. Estos límites están confinados a las fisuras continentales y las dorsales oceánicas en las cuencas oceánicas.

El término "rift" (del inglés rift - gap, crack, gap) se aplica a grandes estructuras lineales de origen profundo, formadas durante el estiramiento de la corteza terrestre. En términos de estructura, son estructuras tipo graben.

Las grietas se pueden colocar tanto en la corteza continental como en la oceánica, formando un solo sistema global orientado en relación con el eje del geoide. En este caso, la evolución de los rifts continentales puede conducir a una ruptura en la continuidad de la corteza continental y a la transformación de este rift en un rift oceánico (si la expansión del rift se detiene antes de la etapa de ruptura de la corteza continental, se llena de sedimentos, convirtiéndose en un aulacógeno).

El proceso de expansión de las placas en las zonas de rift oceánico (dorsales mediooceánicas) va acompañado de la formación de una nueva corteza oceánica debido a derretimientos magmáticos de basalto provenientes de la astenosfera. Este proceso de formación de una nueva corteza oceánica debido a la entrada de materia del manto se denomina extensión(del inglés spread - difundir, desplegar).

La estructura de la dorsal oceánica

En el curso de la expansión, cada pulso de estiramiento va acompañado de la entrada de una nueva porción de manto fundido que, mientras se solidifica, forma los bordes de las placas que divergen del eje MOR.

Es en estas zonas donde se produce la formación de la corteza oceánica joven.

fronteras convergentes son los límites a lo largo de los cuales las placas chocan. Puede haber tres variantes principales de interacción en una colisión: litosfera "oceánica - oceánica", "oceánica - continental" y "continental - continental". Dependiendo de la naturaleza de las placas en colisión, pueden tener lugar varios procesos diferentes.

subducción- el proceso de subducción de una placa oceánica bajo una continental u otra oceánica. Las zonas de subducción están confinadas a las partes axiales de las fosas de aguas profundas conjugadas con arcos de islas (que son elementos de márgenes activos). Los límites de subducción representan alrededor del 80% de la longitud de todos los límites convergentes.

Cuando las placas continentales y oceánicas chocan, un fenómeno natural es la subducción de la placa oceánica (más pesada) bajo el borde de la continental; cuando dos oceánicos chocan, el más antiguo (es decir, el más frío y más denso) de ellos se hunde.

Las zonas de subducción tienen una estructura característica: sus elementos típicos son una depresión de aguas profundas, un arco de islas volcánicas, una cuenca de arco posterior. Se forma una zanja de aguas profundas en la zona de flexión y empuje inferior de la placa en subducción. A medida que esta placa se hunde, comienza a perder agua (que se encuentra en abundancia en los sedimentos y minerales), esta última, como se sabe, reduce significativamente la temperatura de fusión de las rocas, lo que lleva a la formación de centros de fusión que alimentan a los volcanes de arco insular. . En la parte posterior del arco volcánico suele ocurrir alguna extensión, lo que determina la formación de una cuenca de retroarco. En la zona de la cuenca de back-arc, la extensión puede ser tan significativa que conduce a la ruptura de la corteza de la placa y la apertura de la cuenca con la corteza oceánica (el llamado proceso de extensión de back-arc).

La subducción de la placa en subducción en el manto está marcada por focos sísmicos que ocurren en el contacto de las placas y dentro de la placa en subducción (que es más fría y, por lo tanto, más frágil que las rocas del manto circundante). Esta zona focal sísmica se llama Zona Benioff-Zavaritsky.

En las zonas de subducción se inicia el proceso de formación de una nueva corteza continental.

Un proceso mucho más raro de interacción entre placas continentales y oceánicas es el proceso obducción– empuje de una parte de la litosfera oceánica hacia el borde de la placa continental. Cabe recalcar que en el transcurso de este proceso, la placa oceánica se estratifica y sólo ella avanza. parte superior– la corteza y varios kilómetros del manto superior.

En la colisión de placas continentales, cuya corteza es más ligera que la sustancia del manto y, por lo tanto, no puede hundirse en ella, el proceso colisiones. Durante la colisión, los bordes de las placas continentales en colisión se aplastan, se aplastan y se forman sistemas de grandes empujes, lo que conduce al crecimiento de estructuras montañosas con una estructura compleja de pliegues y empujes. Un ejemplo clásico de tal proceso es la colisión de la placa del Indostán con la euroasiática, acompañada por el crecimiento de los grandiosos sistemas montañosos del Himalaya y el Tíbet.

Modelo de proceso de colisión

El proceso de colisión reemplaza al proceso de subducción, completando el cierre de la cuenca oceánica. Al mismo tiempo, al inicio del proceso de colisión, cuando los bordes de los continentes ya se han acercado, se combina la colisión con el proceso de subducción (los restos de la corteza oceánica siguen hundiéndose bajo el borde del continente).

Los procesos de colisión se caracterizan por metamorfismo regional a gran escala y magmatismo granitoide intrusivo. Estos procesos conducen a la creación de una nueva corteza continental (con su típica capa de granito-gneis).

Transformar bordes son los límites a lo largo de los cuales ocurren los desplazamientos cortantes de las placas.

Los límites de las placas litosféricas de la Tierra

1 – límites divergentes ( pero - dorsales oceánicas, B - fisuras continentales); 2 – transformar fronteras; 3 – límites convergentes ( pero - arco de islas, B - márgenes continentales activos en - conflicto); 4 – dirección y velocidad (cm/año) del movimiento de las placas.

4. El volumen de la corteza oceánica absorbida en las zonas de subducción es igual al volumen de la corteza formada en las zonas de expansión. Esta disposición enfatiza la opinión sobre la constancia del volumen de la Tierra. Pero tal opinión no es la única y definitivamente probada. Es posible que el volumen de los planes cambie de forma pulsátil, o haya una disminución en su disminución debido al enfriamiento.

5. La causa principal del movimiento de las placas es la convección del manto. , causado por las corrientes termogravitacionales del manto.

La fuente de energía de estas corrientes es la diferencia de temperatura entre las regiones centrales de la Tierra y la temperatura de sus partes cercanas a la superficie. Al mismo tiempo, la mayor parte del calor endógeno se libera en el límite del núcleo y el manto durante el proceso de diferenciación profunda, que determina la descomposición de la sustancia de condrita primaria, durante la cual la parte metálica se precipita hacia el centro, aumentando el núcleo del planeta, y la parte de silicato se concentra en el manto, donde sufre una mayor diferenciación.

calentado en zonas centrales Los terrenos rocosos se expanden, su densidad disminuye y flotan, dando paso a hundimientos de masas más frías y por tanto más pesadas, que ya han cedido parte del calor en las zonas cercanas a la superficie. Este proceso de transferencia de calor continúa continuamente, dando como resultado la formación de celdas convectivas cerradas ordenadas. Al mismo tiempo, en la parte superior de la celda, el flujo de materia ocurre en un plano casi horizontal, y es esta parte del flujo la que determina el movimiento horizontal de la materia de la astenosfera y las placas ubicadas en ella. En general, las ramas ascendentes de las celdas convectivas se ubican bajo las zonas de límites divergentes (MOR y rifts continentales), mientras que las ramas descendentes se ubican bajo las zonas de límites convergentes.

Así, la razón principal del movimiento de las placas litosféricas es el "arrastre" por las corrientes convectivas.

Además, una serie de otros factores actúan sobre las placas. En particular, la superficie de la astenosfera resulta algo elevada por encima de las zonas de ramas ascendentes y más baja en las zonas de hundimiento, lo que determina el "deslizamiento" gravitatorio de la placa litosférica situada sobre una superficie plástica inclinada. Además, hay procesos de atracción de la litosfera oceánica fría y pesada en las zonas de subducción hacia la astenosfera caliente y, como resultado, menos densa, así como acuñamiento hidráulico por basaltos en las zonas MOR.

Figura - Fuerzas que actúan sobre las placas litosféricas.

Las principales fuerzas motrices de la tectónica de placas se aplican al fondo de las partes intraplacas de la litosfera: las fuerzas de arrastre del manto FDO bajo los océanos y FDC bajo los continentes, cuya magnitud depende principalmente de la velocidad de la corriente astenosférica, y la último está determinado por la viscosidad y el espesor de la capa astenosférica. Dado que debajo de los continentes el espesor de la astenosfera es mucho menor y la viscosidad es mucho mayor que debajo de los océanos, la magnitud de la fuerza CDF casi un orden de magnitud menor que FDO. Debajo de los continentes, especialmente de sus partes antiguas (escudos continentales), la astenosfera casi se agujerea, por lo que los continentes parecen estar "encallados". Dado que la mayoría de las placas litosféricas de la Tierra moderna incluyen partes tanto oceánicas como continentales, se debe esperar que la presencia de un continente en la composición de la placa en el caso general "ralentice" el movimiento de toda la placa. Así es como sucede en realidad (las más rápidas son las placas casi puramente oceánicas del Pacífico, Cocos y Nasca; las más lentas son la Euroasiática, la Norteamericana, la Sudamericana, la Antártica y la Africana, una parte importante de cuya superficie está ocupada por continentes). Finalmente, en los límites de placas convergentes, donde los bordes pesados ​​y fríos de las placas litosféricas (losas) se hunden en el manto, su flotabilidad negativa crea una fuerza FNB(índice en la designación de fuerza - del inglés retroalimentación negativa). La acción de este último conduce al hecho de que la parte de la placa que se subduce se hunde en la astenosfera y arrastra consigo a toda la placa, aumentando así la velocidad de su movimiento. Obviamente la fuerza FNB opera de forma episódica y solo en determinados escenarios geodinámicos, por ejemplo, en los casos de colapso de losas descritos anteriormente a lo largo de un tramo de 670 km.

Por lo tanto, los mecanismos que ponen en movimiento las placas litosféricas pueden clasificarse condicionalmente en los dos grupos siguientes: 1) asociados a las fuerzas de "arrastre" del manto ( mecanismo de arrastre del manto) aplicado a cualquier punto de las suelas de las placas, en la Fig. 2.5.5 - fuerzas FDO Y CDF; 2) relacionado con las fuerzas aplicadas a los bordes de las placas ( mecanismo de fuerza de borde), en la figura - fuerzas PRFV Y FNB. El papel de este o aquel mecanismo impulsor, así como de estas o aquellas fuerzas, se evalúa individualmente para cada placa litosférica.

La totalidad de estos procesos refleja el proceso geodinámico general, cubriendo áreas desde la superficie hasta zonas profundas de la Tierra.

Convección del manto y procesos geodinámicos.

En la actualidad, se está desarrollando una convección de manto de celda cerrada de dos celdas en el manto terrestre (según el modelo de convección a través del manto) o convección separada en el manto superior e inferior con la acumulación de losas debajo de las zonas de subducción (según los dos -modelo de nivel). Los polos probables del ascenso de la materia del manto están ubicados en el noreste de África (aproximadamente debajo de la zona de unión de las placas africana, somalí y árabe) y en el área de la Isla de Pascua (debajo de la cresta media del Océano Pacífico - el Ascenso del Pacífico Oriental).

El ecuador de hundimiento del manto sigue una cadena aproximadamente continua de límites de placas convergentes a lo largo de la periferia de los océanos Pacífico e Índico oriental.

El régimen actual de convección del manto, que comenzó hace unos 200 millones de años con el colapso de Pangea y dio lugar a los océanos modernos, será reemplazado en el futuro por un régimen unicelular (según el modelo de convección a través del manto) o (según un modelo alternativo) la convección se volverá a través del manto debido al colapso de las losas a lo largo de una sección de 670 km. Esto puede conducir a la colisión de los continentes y la formación de un nuevo supercontinente, el quinto en la historia de la Tierra.

6. Los movimientos de las placas obedecen las leyes de la geometría esférica y pueden describirse sobre la base del teorema de Euler. El teorema de rotación de Euler establece que cualquier rotación del espacio tridimensional tiene un eje. Así, la rotación se puede describir mediante tres parámetros: las coordenadas del eje de rotación (por ejemplo, su latitud y longitud) y el ángulo de rotación. Sobre la base de esta posición, se puede reconstruir la posición de los continentes en épocas geológicas pasadas. Un análisis de los movimientos de los continentes llevó a la conclusión de que cada 400-600 millones de años se unen en un solo supercontinente, que se desintegra aún más. Como resultado de la división de tal supercontinente Pangea, que ocurrió hace 200-150 millones de años, se formaron los continentes modernos.

Algunas evidencias de la realidad del mecanismo de la tectónica de placas litosféricas

Mayor edad de la corteza oceánica con la distancia desde los ejes de expansión(ver foto). En la misma dirección, se produce un aumento del espesor y completitud estratigráfica de la capa sedimentaria.

Figura - Mapa de la edad de las rocas del fondo oceánico del Atlántico Norte (según W. Pitman y M. Talvani, 1972). Las partes del fondo del océano de diferentes intervalos de edad están resaltadas en diferentes colores; Los números indican la edad en millones de años.

datos geofísicos.

Figura - Perfil tomográfico a través de la Fosa Helénica, la isla de Creta y el Mar Egeo. Los círculos grises son hipocentros de terremotos. La placa del manto frío sumergido se muestra en azul, el manto caliente se muestra en rojo (según W. Spackman, 1989)

Restos de la enorme placa de Faralon, que desapareció en la zona de subducción debajo de América del Norte y del Sur, se fijaron en forma de losas de manto "frío" (sección a través de América del Norte, a lo largo de las ondas S). Después de Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, núm. 4, 1-7

​Las anomalías magnéticas lineales en los océanos se descubrieron en la década de 1950 durante los estudios geofísicos del Océano Pacífico. Este descubrimiento permitió a Hess y Dietz formular la teoría de la expansión del suelo oceánico en 1968, que se convirtió en la teoría de la tectónica de placas. Se convirtieron en una de las pruebas más sólidas de la corrección de la teoría.

Figura - Formación de anomalías magnéticas de banda durante el esparcimiento.

La razón del origen de las anomalías magnéticas de banda es el proceso de nacimiento de la corteza oceánica en las zonas de expansión de las dorsales oceánicas, los basaltos salientes, al enfriarse por debajo del punto de Curie en el campo magnético terrestre, adquieren magnetización residual. La dirección de magnetización coincide con la dirección campo magnético Tierra, sin embargo, debido a las inversiones periódicas del campo magnético terrestre, los basaltos erupcionados forman bandas con diferentes direcciones de magnetización: directa (coincide con la dirección moderna del campo magnético) e inversa.

Figura - Esquema de formación de la estructura de bandas de la capa magnéticamente activa y anomalías magnéticas del océano (modelo de Vine-Matthews).

Consiste en muchas capas apiladas una encima de la otra. Sin embargo, sabemos mejor la corteza terrestre y la litosfera. Esto no es sorprendente: después de todo, no solo vivimos de ellos, sino que también sacamos de las profundidades la mayor parte de lo que tenemos disponible. recursos naturales. Pero incluso las capas superiores de la Tierra conservan millones de años de la historia de nuestro planeta y de todo el sistema solar.

Estos dos conceptos son tan comunes en la prensa y la literatura que han entrado en el vocabulario cotidiano. hombre moderno. Ambas palabras se utilizan para referirse a la superficie de la Tierra o de otro planeta; sin embargo, existe una diferencia entre los conceptos basada en dos enfoques fundamentales: químico y mecánico.

Aspecto químico - la corteza terrestre

Si dividimos la Tierra en capas, guiados por las diferencias en composición química, la capa superior del planeta será la corteza terrestre. Esta es una capa relativamente delgada, que termina a una profundidad de 5 a 130 kilómetros bajo el nivel del mar: la corteza oceánica es más delgada y la continental, en las áreas montañosas, es la más gruesa. Aunque el 75% de la masa de la corteza recae solo en silicio y oxígeno (no puro, ligado en la composición diferentes sustancias), se distingue por la mayor diversidad química entre todas las capas de la Tierra.

La riqueza de los minerales también juega un papel: varias sustancias y mezclas creadas durante miles de millones de años de la historia del planeta. La corteza terrestre contiene no solo minerales "nativos" que fueron creados por procesos geológicos, sino también un legado orgánico masivo, como petróleo y carbón, así como inclusiones extraterrestres.

Aspecto físico - litosfera

Según las características físicas de la Tierra, como la dureza o la elasticidad, obtenemos una imagen ligeramente diferente: el interior del planeta estará envuelto en una litosfera (de otro griego lithos, esfera "rocosa, dura" y "sphaira"). . Es mucho más gruesa que la corteza terrestre: ¡la litosfera se extiende hasta 280 kilómetros de profundidad e incluso captura la parte sólida superior del manto!

Las características de este caparazón son totalmente consistentes con el nombre: esta es la única capa sólida de la Tierra, a excepción del núcleo interno. La fuerza, sin embargo, es relativa: la litosfera de la Tierra es una de las más móviles de sistema solar, por lo que el planeta ha cambiado su apariencia más de una vez. Pero para una compresión significativa, curvatura y otros cambios elásticos, se requieren miles de años, si no más.

• Un hecho interesante es que un planeta puede no tener una corteza superficial. Así, la superficie es su manto endurecido; El planeta más cercano al Sol perdió su corteza hace mucho tiempo como resultado de numerosas colisiones.

En resumen, la corteza terrestre es la parte superior y químicamente diversa de la litosfera, la capa sólida de la tierra. Inicialmente, tenían casi la misma composición. Pero cuando sólo la astenosfera subyacente afectó las profundidades y altas temperaturas, la hidrosfera, la atmósfera, los restos de meteoritos y los organismos vivos participaron activamente en la formación de minerales en la superficie.

Placas litosféricas

Otra característica que distingue a la Tierra de otros planetas es la variedad de diferentes tipos de paisajes que hay en ella. Por supuesto, el agua también jugó un papel increíblemente importante, del que hablaremos un poco más adelante. Pero incluso las formas básicas del paisaje planetario de nuestro planeta difieren de la misma Luna. Los mares y montañas de nuestro satélite son pozos de bombardeo de meteoritos. Y en la Tierra, se formaron como resultado de cientos y miles de millones de años de movimiento de las placas litosféricas.

Probablemente ya haya oído hablar de las placas: se trata de fragmentos enormes y estables de la litosfera que se desplazan a lo largo de la astenosfera fluida, como el hielo roto en un río. Sin embargo, hay dos diferencias principales entre la litosfera y el hielo:

• Los espacios entre las placas son pequeños y se aprietan rápidamente debido a la sustancia fundida que brota de ellos, y las placas en sí no se destruyen por las colisiones.
• A diferencia del agua, no hay un flujo constante en el manto, lo que podría establecer una dirección constante para el movimiento de los continentes.

Entonces, fuerza motriz La deriva de las placas litosféricas es la convección de la astenosfera, la parte principal del manto: los flujos más calientes del núcleo de la tierra suben a la superficie, mientras que los fríos vuelven a hundirse. Teniendo en cuenta que los continentes difieren en tamaño y que el relieve de su lado inferior refleja las irregularidades del lado superior, también se mueven de manera desigual e inconstante.

Placas principales

Durante miles de millones de años de movimiento de las placas litosféricas, se fusionaron repetidamente en supercontinentes, después de lo cual se separaron nuevamente. En un futuro cercano, dentro de 200-300 millones de años, también se espera la formación de un supercontinente llamado Pangea Ultima. Recomendamos ver el video al final del artículo: muestra claramente cómo han migrado las placas litosféricas en los últimos cientos de millones de años. Además, la fuerza y ​​​​la actividad del movimiento de los continentes determina el calentamiento interno de la Tierra: cuanto más alto es, más se expande el planeta y más rápido y libre se mueven las placas litosféricas. Sin embargo, desde el comienzo de la historia de la Tierra, su temperatura y radio han ido disminuyendo gradualmente.

• Un hecho interesante es que la deriva de las placas y la actividad geológica no necesitan ser alimentadas por el autocalentamiento interno del planeta. Por ejemplo, la luna de Júpiter tiene muchos volcanes activos. Pero la energía para esto no la proporciona el núcleo del satélite, sino la fricción gravitacional con , por lo que se calientan las entrañas de Io.

Los límites de las placas litosféricas son muy arbitrarios: algunas partes de la litosfera se hunden debajo de otras y otras, como la placa del Pacífico, generalmente están ocultas bajo el agua. Los geólogos hoy en día tienen 8 placas principales que cubren el 90 por ciento del área total de la Tierra:

• australiano
• antártico
• africano
• eurasiático
• Indostán
• Pacífico
• norteamericana
• sudamericano

Tal división apareció recientemente; por ejemplo, la placa euroasiática hace 350 millones de años consistía en partes separadas, durante cuya fusión Montes Urales, uno de los más antiguos de la Tierra. Los científicos hasta el día de hoy continúan estudiando las fallas y el fondo de los océanos, descubriendo nuevas placas y refinando los límites de las antiguas.

Actividad geológica

Las placas litosféricas se mueven muy lentamente: se arrastran una sobre otra a una velocidad de 1-6 cm / año y se alejan hasta 10-18 cm / año. Pero es la interacción entre los continentes lo que crea la actividad geológica de la Tierra, tangible en la superficie: las erupciones volcánicas, los terremotos y la formación de montañas siempre ocurren en las zonas de contacto de las placas litosféricas.

Sin embargo, hay excepciones: los llamados puntos calientes, que pueden existir en las profundidades de las placas litosféricas. En ellos, los flujos fundidos de la sustancia de la astenosfera se rompen hacia arriba, derritiéndose a través de la litosfera, lo que conduce a una mayor actividad volcánica y terremotos regulares. La mayoría de las veces, esto sucede cerca de los lugares donde una placa litosférica se desliza sobre otra: la parte inferior y deprimida de la placa se hunde en el manto de la Tierra, lo que aumenta la presión del magma en la placa superior. Sin embargo, ahora los científicos se inclinan por la versión de que las partes "ahogadas" de la litosfera se están derritiendo, aumentando la presión en las profundidades del manto y creando así corrientes ascendentes. Esto puede explicar la lejanía anómala de algunos puntos calientes de las fallas tectónicas.

• Un hecho interesante es que los volcanes en escudo a menudo se forman en puntos calientes, característicos de su forma plana. Entran en erupción muchas veces, creciendo debido a la lava que fluye. También es un formato típico para volcanes alienígenas. El más famoso de ellos está en Marte, el punto más alto del planeta: ¡su altura alcanza los 27 kilómetros!

Corteza oceánica y continental de la Tierra

La interacción de las placas también conduce a la formación de dos tipos diferentes de corteza terrestre: oceánica y continental. Dado que los océanos suelen ser uniones de diferentes placas litosféricas, su corteza cambia constantemente: se rompe o es absorbida por otras placas. En el sitio de las fallas hay contacto directo con el manto, del cual se eleva el magma caliente. Al enfriarse bajo la influencia del agua, crea una fina capa de basaltos, la principal roca volcánica. Así, la corteza oceánica se renueva por completo una vez cada 100 millones de años -las secciones más antiguas que se encuentran en el Océano Pacífico alcanzan una edad máxima de 156-160 millones de años.

¡Importante! La corteza oceánica no es toda la corteza terrestre que está bajo el agua, sino solo sus secciones jóvenes en la unión de los continentes. Parte de la corteza continental se encuentra bajo el agua, en la zona de placas litosféricas estables.