Wszystkie płyty litosferyczne. Litosfera i skorupa ziemska

Płyty litosferyczne Ziemi to ogromne bloki. Ich podstawę tworzą silnie pofałdowane granitowe, przeobrażone skały magmowe. Tytuły płyty litosferyczne zostaną wymienione w poniższym artykule. Od góry przykrywa je trzy-czterokilometrowa „pokrowiec”. Powstaje ze skał osadowych. Platforma posiada relief składający się z pojedynczych pasm górskich i rozległych równin. Następnie rozważona zostanie teoria ruchu płyt litosferycznych.

Pojawienie się hipotezy

Teoria ruchu płyt litosferycznych pojawiła się na początku XX wieku. Następnie miała odegrać główną rolę w eksploracji planety. Naukowiec Taylor, a za nim Wegener, wysunęli hipotezę, że z biegiem czasu następuje dryf płyt litosferycznych w kierunku poziomym. Jednak w latach trzydziestych XX wieku ustalił się inny pogląd. Według niego ruch płyt litosferycznych odbywał się w pionie. Zjawisko to opierało się na procesie różnicowania materii płaszcza planety. Stało się znane jako fiksizm. Taka nazwa wynikała z faktu, że rozpoznano trwale ustalone położenie odcinków skorupy w stosunku do płaszcza. Jednak w 1960 roku, po odkryciu globalnego systemu grzbietów śródoceanicznych, które otaczają całą planetę i w niektórych obszarach wychodzą na ląd, nastąpił powrót do hipotezy z początku XX wieku. Jednak teoria przybrała nową formę. Tektonika blokowa stała się wiodącą hipotezą naukową badającą strukturę planety.

Kluczowe punkty

Stwierdzono, że istnieją duże płyty litosferyczne. Ich liczba jest ograniczona. Istnieją również mniejsze płyty litosferyczne Ziemi. Granice między nimi są wytyczone w zależności od koncentracji w źródłach trzęsień ziemi.

Nazwy płyt litosfery odpowiadają położonym nad nimi regionom kontynentalnym i oceanicznym. Jest tylko siedem bloków o ogromnej powierzchni. Największe płyty litosferyczne to Ameryki Południowej i Północnej, euroazjatyckie, afrykańskie, antarktyczne, pacyficzne i indoaustralijskie.

Bloki unoszące się w astenosferze charakteryzują się solidnością i sztywnością. Powyższe obszary są głównymi płytami litosferycznymi. Zgodnie z początkowymi pomysłami wierzono, że kontynenty przebijają się przez dno oceanu. W tym samym czasie ruch płyt litosferycznych odbywał się pod wpływem niewidzialnej siły. W wyniku przeprowadzonych badań okazało się, że klocki unoszą się biernie nad materiałem płaszcza. Warto zauważyć, że ich kierunek jest początkowo pionowy. Materiał płaszcza unosi się pod grzbietem grzbietu. Następnie następuje rozpiętość w obu kierunkach. W związku z tym istnieje rozbieżność płyt litosferycznych. Ten model przedstawia dno oceanu jako olbrzyma, który wychodzi na powierzchnię w obszarach ryftów grzbietów śródoceanicznych. Następnie chowa się w głębinowych okopach.

Rozbieżność płyt litosfery powoduje ekspansję dna oceanicznego. Jednak pomimo tego objętość planety pozostaje stała. Faktem jest, że narodziny nowej skorupy są kompensowane przez jej wchłanianie w obszarach subdukcji (podsunięcia) w rowach głębinowych.

Dlaczego płyty litosferyczne się poruszają?

Powodem jest konwekcja termiczna materiału płaszcza planety. Litosfera jest rozciągana i podnoszona, co następuje nad wznoszącymi się gałęziami z prądów konwekcyjnych. To prowokuje ruch płyt litosferycznych na boki. Gdy platforma oddala się od szczelin śródoceanicznych, platforma ulega zagęszczeniu. Staje się cięższy, jego powierzchnia opada. To wyjaśnia wzrost głębokości oceanów. W rezultacie platforma pogrąża się w głębokich rowach morskich. Osłabiając się od nagrzanego płaszcza, ochładza się i opada, tworząc misy wypełnione osadami.

Strefy kolizji płyt to obszary, w których skorupa i platforma podlegają kompresji. W związku z tym moc pierwszego wzrasta. W rezultacie rozpoczyna się ruch płyt litosferycznych w górę. Prowadzi do powstania gór.

Badania

Dzisiejsze badania prowadzone są metodami geodezyjnymi. Pozwalają stwierdzić, że procesy są ciągłe i wszechobecne. Ujawniane są również strefy zderzeń płyt litosferycznych. Prędkość podnoszenia może wynosić do kilkudziesięciu milimetrów.

Poziome duże płyty litosferyczne unoszą się nieco szybciej. W takim przypadku prędkość może wynosić do dziesięciu centymetrów w ciągu roku. Na przykład Sankt Petersburg przez cały okres swojego istnienia wzrósł już o metr. Półwysep Skandynawski - o 250 m w 25 000 lat. Materiał płaszcza porusza się stosunkowo wolno. Jednak w wyniku tego dochodzi do trzęsień ziemi i innych zjawisk. Pozwala to na wyciągnięcie wniosków o dużej sile poruszania się materiału.

Wykorzystując tektoniczne położenie płyt, naukowcy wyjaśniają wiele zjawisk geologicznych. Jednocześnie w trakcie badań okazało się, że złożoność procesów zachodzących z platformą jest znacznie większa niż wydawało się to na samym początku pojawiania się hipotezy.

Tektonika płyt nie była w stanie wyjaśnić zmian w intensywności deformacji i ruchu, obecności globalnej, stabilnej sieci głębokich uskoków i niektórych innych zjawisk. Pozostaje również pytanie otwarte o historyczny początek działania. Bezpośrednie znaki wskazujące na procesy płytowo-tektoniczne znane są od późnego proterozoiku. Jednak wielu badaczy rozpoznaje ich manifestację z archaiku lub wczesnego proterozoiku.

Rozszerzanie możliwości badawczych

Pojawienie się tomografii sejsmicznej doprowadziło do przejścia tej nauki na jakościowo nowy poziom. W połowie lat osiemdziesiątych ubiegłego wieku geodynamika głęboka stała się najbardziej obiecującym i młodym kierunkiem ze wszystkich istniejących nauk o Ziemi. Jednak rozwiązywanie nowych problemów przeprowadzono nie tylko za pomocą tomografii sejsmicznej. Z pomocą przyszły też inne nauki. Należą do nich w szczególności mineralogia eksperymentalna.

Dzięki dostępności nowego sprzętu stało się możliwe badanie zachowania substancji w temperaturach i ciśnieniach odpowiadających maksimum na głębokościach płaszcza. W badaniach zastosowano również metody geochemii izotopów. Nauka ta bada w szczególności równowagę izotopową pierwiastków rzadkich, a także gazów szlachetnych w różnych ziemskich powłokach. W tym przypadku wskaźniki są porównywane z danymi meteorytowymi. Wykorzystywane są metody geomagnetyzmu, za pomocą których naukowcy starają się odkryć przyczyny i mechanizm odwróceń w polu magnetycznym.

Nowoczesne malarstwo

Hipoteza tektoniki platformy nadal zadowalająco wyjaśnia proces rozwoju skorupy ziemskiej w ciągu co najmniej ostatnich trzech miliardów lat. Jednocześnie prowadzone są pomiary satelitarne, zgodnie z którymi potwierdza się fakt, że główne płyty litosfery Ziemi nie stoją w miejscu. W rezultacie wyłania się pewien obraz.

W przekroju planety znajdują się trzy najbardziej aktywne warstwy. Grubość każdego z nich to kilkaset kilometrów. Zakłada się, że przypisuje się im główną rolę w globalnej geodynamice. W 1972 r. Morgan uzasadnił hipotezę wysuniętą w 1963 r. przez Wilsona o wznoszących się dżetach płaszczowych. Teoria ta wyjaśniała zjawisko magnetyzmu wewnątrzpłytkowego. Powstała w ten sposób tektonika pióropusza stała się z czasem coraz bardziej popularna.

Geodynamika

Z jego pomocą rozważana jest interakcja dość złożonych procesów zachodzących w płaszczu i skorupie. Zgodnie z koncepcją przedstawioną przez Artiushkowa w jego dziele „Geodynamika”, głównym źródłem energii jest grawitacyjne zróżnicowanie materii. Proces ten jest odnotowany w dolnym płaszczu.

Po oddzieleniu ciężkich składników (żelazo itp.) od skały pozostaje lżejsza masa ciał stałych. Schodzi do rdzenia. Położenie lżejszej warstwy pod cięższą jest niestabilne. W związku z tym gromadzący się materiał jest okresowo zbierany w dość duże bloki, które unoszą się w górnych warstwach. Wielkość takich formacji wynosi około stu kilometrów. Ten materiał był podstawą do powstania cholewki

Dolna warstwa jest prawdopodobnie niezróżnicowaną substancją pierwotną. Podczas ewolucji planety, ze względu na dolny płaszcz, górny płaszcz rośnie, a rdzeń rośnie. Bardziej prawdopodobne jest, że bloki lekkiego materiału unoszą się w dolnym płaszczu wzdłuż kanałów. W nich temperatura masy jest dość wysoka. Jednocześnie lepkość jest znacznie zmniejszona. Wzrost temperatury jest ułatwiony przez uwolnienie dużej ilości energii potencjalnej w procesie podnoszenia materii w obszar grawitacji na odległość około 2000 km. W trakcie ruchu po takim kanale następuje silne nagrzewanie się lekkich mas. Pod tym względem substancja wchodzi do płaszcza, mając wystarczająco wysoką temperaturę i znacznie mniejszą wagę w porównaniu z otaczającymi elementami.

Ze względu na zmniejszoną gęstość lekki materiał unosi się w górnych warstwach na głębokość 100-200 kilometrów lub mniej. Wraz ze spadkiem ciśnienia spada temperatura topnienia składników substancji. Po pierwotnym zróżnicowaniu na poziomie „rdzeń-płaszcz” następuje wtórne. Na płytkich głębokościach materia lekka ulega częściowemu topnieniu. Podczas różnicowania uwalniane są gęstsze substancje. Zatapiają się w dolnych warstwach górnego płaszcza. Uwolnione lżejsze komponenty odpowiednio się podnoszą.

Zespół ruchów substancji w płaszczu, związany z redystrybucją mas o różnej gęstości w wyniku różnicowania, nazywamy konwekcją chemiczną. Wzrost lekkich mas następuje w odstępach około 200 milionów lat. Jednocześnie nie wszędzie obserwuje się wtargnięcie do górnego płaszcza. W dolnej warstwie kanały znajdują się w wystarczająco dużej odległości od siebie (do kilku tysięcy kilometrów).

Podnoszenie głazów

Jak wspomniano powyżej, w tych strefach, w których do astenosfery wprowadzane są duże masy materiału nagrzanego światłem, dochodzi do jego częściowego topnienia i różnicowania. W tym drugim przypadku odnotowuje się separację składników i ich późniejsze wzniesienie. Szybko przechodzą przez astenosferę. Kiedy dotrą do litosfery, ich prędkość spada. Na niektórych obszarach materia tworzy nagromadzenie anomalnego płaszcza. Z reguły leżą w górnych warstwach planety.

nietypowy płaszcz

Jego skład w przybliżeniu odpowiada normalnej materii płaszcza. Różnica między anomalną akumulacją to wyższa temperatura (do 1300-1500 stopni) i zmniejszona prędkość elastycznych fal podłużnych.

Napływ materii pod litosferę wywołuje wypiętrzenie izostatyczne. Z powodu podwyższonej temperatury gromada anomalna ma mniejszą gęstość niż normalny płaszcz. Ponadto występuje niewielka lepkość kompozycji.

W procesie wchodzenia do litosfery anomalny płaszcz dość szybko rozprowadza się wzdłuż podeszwy. Jednocześnie wypiera gęstszą i mniej podgrzaną materię astenosfery. W trakcie ruchu anomalne nagromadzenie wypełnia te obszary, w których podeszwa platformy znajduje się w stanie uniesionym (pułapki) i opływa głęboko zanurzone obszary. W rezultacie w pierwszym przypadku obserwuje się wypiętrzenie izostatyczne. Nad obszarami zanurzonymi skorupa pozostaje stabilna.

Majdan

Proces schładzania górnej warstwy płaszcza i skorupy do głębokości około stu kilometrów przebiega powoli. Ogólnie zajmuje to kilkaset milionów lat. Pod tym względem niejednorodności w grubości litosfery, tłumaczone poziomymi różnicami temperatur, mają dość dużą bezwładność. W przypadku, gdy pułapka znajduje się niedaleko od wznoszącego się przepływu anomalnej akumulacji z głębokości, duża ilość substancji jest wychwytywana bardzo podgrzana. W rezultacie powstaje dość duży element górski. Zgodnie z tym schematem w obszarze orogenezy epiplatformy występują wysokie wypiętrzenia

Opis procesów

W pułapce warstwa anomalna ulega kompresji o 1-2 kilometry podczas chłodzenia. Kora znajdująca się na górze jest zanurzona. W uformowanym korycie zaczynają gromadzić się opady. Ich ciężkość przyczynia się do jeszcze większego osiadania litosfery. W efekcie głębokość akwenu może wynosić od 5 do 8 km. Jednocześnie podczas zagęszczania płaszcza w dolnej części warstwy bazaltowej obserwuje się w skorupie fazowej przemianę skały w eklogit i granulat granatu. Ze względu na przepływ ciepła opuszczający substancję anomalną, pokrywający ją płaszcz jest ogrzewany, a jego lepkość spada. W związku z tym obserwuje się stopniowe przemieszczenie normalnego klastra.

Przesunięcia poziome

Podczas formowania się wypiętrzeń w procesie anomalnego płaszcza docierającego do skorupy kontynentów i oceanów następuje wzrost energii potencjalnej zmagazynowanej w górnych warstwach planety. Aby zrzucić nadmiar substancji, mają tendencję do rozpraszania się na boki. W rezultacie powstają dodatkowe naprężenia. Związany z nimi różne rodzaje ruchy płyt i skórek.

Ekspansja dna oceanicznego i unoszenie się kontynentów są wynikiem jednoczesnego rozszerzania się grzbietów i zapadania się platformy w płaszcz. Pod pierwszym znajdują się duże masy wysoce podgrzanej materii anomalnej. W osiowej części tych grzbietów ta ostatnia znajduje się bezpośrednio pod skorupą. Tutaj litosfera ma znacznie mniejszą grubość. Jednocześnie anomalny płaszcz rozprzestrzenia się w obszarze wysokiego ciśnienia - w obu kierunkach spod grzbietu. Jednocześnie dość łatwo rozbija skorupę oceanu. Szczelina wypełniona jest bazaltową magmą. To z kolei jest wytapiane z anomalnego płaszcza. W procesie krzepnięcia magmy powstaje nowa, tak rośnie dno.

Cechy procesu

Pod środkowymi grzbietami anomalny płaszcz ma zmniejszoną lepkość z powodu podwyższonych temperatur. Substancja jest w stanie dość szybko się rozprzestrzeniać. W rezultacie wzrost dna następuje w zwiększonym tempie. Astenosfera oceaniczna ma również stosunkowo niską lepkość.

Główne płyty litosferyczne Ziemi unoszą się od grzbietów do miejsc zanurzenia. Jeśli te obszary znajdują się w tym samym oceanie, proces przebiega ze stosunkowo dużą szybkością. Taka sytuacja jest dziś typowa dla Oceanu Spokojnego. Jeżeli ekspansja dna i osiadanie następuje w różnych obszarach, to znajdujący się między nimi kontynent dryfuje w kierunku, w którym następuje pogłębienie. Pod kontynentami lepkość astenosfery jest wyższa niż pod oceanami. Z powodu powstałego tarcia występuje znaczny opór ruchu. W rezultacie szybkość rozszerzania się dna jest zmniejszona, jeśli nie ma kompensacji osiadania płaszcza w tym samym obszarze. Tak więc wzrost w Pacyfik jedzie szybciej niż na Atlantyku.

W odległych 2000 roku na jednym z białoruskich kanałów nadawany był program, w którym po prostu opowiadano dzieciom trudne rzeczy. Oglądałem go codziennie o 15:00, zaraz po 7 lekcji. To dzięki niej dowiedziałem się, czym są płyty litosferyczne. W tej odpowiedzi chcę zagłębić się nieco głębiej w ten temat, aby wydawał się jeszcze ciekawszy.

Co nazywa się płytami litosferycznymi?

Kiedy jesteś małym dzieckiem, żyjesz nie myśląc o niczym. Nigdy nie przyszłoby mi do głowy, że wierzchnia warstwa Ziemi jest rozbita na kilka kawałków, które nazywane są płytami. Po raz pierwszy amerykański archeolog domyślił się o ich istnieniu, a kilka lat później ich istnienie zostało w pełni udowodnione, a europejski naukowiec już określił ich granice.

Na naszej planecie znajduje się 13 dużych płyt litosferycznych (pokrywają one ponad 85% powierzchni Ziemi). Niektórzy błędnie uważają, że są to na ogół wszystkie istniejące tabliczki. Jednak tak nie jest. Na świecie istnieje ponad 50 mikropłytek i płytek średniej wielkości. Czasami talerze znikają pod wpływem różnych czynników. Płyty, które już nie istnieją:

• Płyta kimeryjska;
• Płyta Kongo;
• Płyta Bellingshausena;
• Talerz Kula;
• Płyta Feniksa.

Zwykle płyty litosferyczne znikają w wyniku zderzenia ze sobą. Kiedy zderzają się dwie płyty mniej więcej tej samej wielkości, tworzą się góry.

Amasia superkontynent

Wszyscy słyszeli o starożytnym ogromnym kontynencie, który naukowcy nazwali „Pangaea”. Istniał 300 milionów lat temu, ale w wyniku ruchu płyt litosfery podzielił się na kilka kontynentów.

Tablice nadal się przesuwają do dnia dzisiejszego. Najprawdopodobniej za kilkaset milionów lat na Ziemi pojawi się nowy ogromny kontynent. Nazywa się już Amazia. Zgodnie z tą teorią północne i Ameryka Południowa połącz się ponownie, a następnie skieruj się razem na północ i zderzyj się z Eurazją.

Istnieją również dwie mniej popularne teorie. Jedna z nich mówi, że nowy superkontynent pojawi się w tym samym miejscu, w którym znajdowała się Pangea. A drugi twierdzi, że Amasia pojawi się po drugiej stronie globu (na Oceanie Spokojnym).

płyta litosferyczna- Duży sztywny blok litosfery Ziemi, ograniczony sejsmicznie i tektonicznie aktywnymi strefami uskoków, według tektoniki płyt takie bloki poruszają się po astenosferze. → Rys. 251, s. 551 Syn.: płyta tektoniczna … Słownik geograficzny

Duży (o średnicy kilku tysięcy km) blok skorupy ziemskiej, obejmujący nie tylko skorupę kontynentalną, ale także związaną z nią skorupę oceaniczną; ograniczone ze wszystkich stron przez aktywne sejsmicznie i tektonicznie strefy uskokowe... Wielki słownik encyklopedyczny

Duży (o średnicy kilku tysięcy kilometrów) blok skorupy ziemskiej, obejmujący nie tylko skorupę kontynentalną, ale także związaną z nią skorupę oceaniczną; ograniczone ze wszystkich stron przez aktywne sejsmicznie i tektonicznie strefy uskokowe. * * * LITOSFERYCZNY… … słownik encyklopedyczny

Duży (kilkutysięczny) blok skorupy ziemskiej, który obejmuje nie tylko kontynent, ale także sąsiednie Oksanich. szczekać; ograniczone ze wszystkich stron przez aktywne sejsmicznie i tektonicznie strefy uskokowe... Naturalna nauka. słownik encyklopedyczny

Płyta litosferyczna Juan de Fuca (nazwana na cześć nawigatora Juana de Fuca, Greka z pochodzenia, który służył w Hiszpanii) jest tektoniczna ... Wikipedia

Trójwymiarowy model pokazujący położenie pozostałości płyty Farallon w głębi płaszcza Ziemi... Wikipedia

- ... Wikipedia

- (hiszp. Nazca) płyta litosferyczna położona we wschodniej części Oceanu Spokojnego. Płyta wzięła swoją nazwę od nazwy obszaru o tej samej nazwie w Peru. Skorupa ziemska jest oceaniczna. Na wschodniej granicy płyty Nazca utworzyła się ... Wikipedia

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 wyobrażeń o dominującej roli ruchów horyzontalnych nastąpiło w ramach kierunku „mobilistycznego”, którego rozwój doprowadził do rozwoju współczesna teoria Płyty tektoniczne. 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 południowoamerykańska.

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 (grzbiety śródoceaniczne) towarzyszy tworzenie się nowej skorupy oceanicznej na skutek wytopów magmowego bazaltu pochodzącego 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 są ograniczone do osiowych części wykopów głębinowych związanych z łukami wysp (będącymi elementami aktywnych brzegów). Granice subdukcji stanowią około 80% długości wszystkich zbieżnych granic.

Kiedy zderzają się płyty kontynentalne i oceaniczne, naturalnym zjawiskiem jest podsuwanie się płyty oceanicznej (cięższej) pod krawędź 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 i tylko ona się posuwa. 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. Podczas zderzenia krawędzie zderzających się płyt kontynentalnych są miażdżone, kruszone i powstają układy dużych napór, co prowadzi do wzrostu 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 ( ale - grzbiety śródoceaniczne, b - szczeliny kontynentalne); 2 – przekształcać granice; 3 – zbieżne granice ( ale -łuk wyspowy, b - aktywne marże kontynentalne w - 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.

podgrzewany w strefy centralne Ziemie skalne rozszerzają się, ich gęstość maleje i unoszą się, ustępując miejsca zatonięciu zimniejszych, a przez to cięższych mas, 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 płyt. 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 I FDC; 2) związane z siłami przyłożonymi do krawędzi płyt ( mechanizm siły krawędzi), 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.

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.

Przyczyną powstania anomalii magnetycznych paskowych 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 pole magnetyczne Ziemia jednak, na skutek okresowych odwróceń ziemskiego pola magnetycznego, wyrzucone bazalty tworzą pasma o różnych kierunkach namagnesowania: bezpośrednim (zbiega się ze współczesnym kierunkiem pola magnetycznego) i odwrotnym.

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

Składa się z wielu warstw ułożonych jedna na drugiej. My jednak wiemy najlepiej skorupa Ziemska i litosfera. Nic w tym dziwnego – w końcu nie tylko na nich żyjemy, ale też czerpiemy z głębin większość dostępnych nam zasoby naturalne. Ale nawet górne skorupy Ziemi zachowują miliony lat historii naszej planety i całego Układu Słonecznego.

Te dwa pojęcia są tak powszechne w prasie i literaturze, że weszły do ​​codziennego słownika. nowoczesny mężczyzna. Oba słowa odnoszą się do powierzchni Ziemi lub innej planety – istnieje jednak różnica między pojęciami opartymi na dwóch podstawowych podejściach: chemicznym i mechanicznym.

Aspekt chemiczny - skorupa ziemska

Jeśli podzielimy Ziemię na warstwy, kierując się różnicami w skład chemiczny, wierzchnia warstwa planety będzie skorupą ziemską. Jest to stosunkowo cienka skorupa, kończąca się na głębokości od 5 do 130 kilometrów poniżej poziomu morza - skorupa oceaniczna jest cieńsza, a kontynentalna, na obszarach górskich, jest najgrubsza. Chociaż 75% masy skorupy przypada tylko na krzem i tlen (nie czysty, związany w składzie) różne substancje), wyróżnia się największą różnorodnością chemiczną spośród wszystkich warstw Ziemi.

Nie bez znaczenia jest również bogactwo minerałów – różnych substancji i mieszanin, które powstały na przestrzeni miliardów lat historii planety. Skorupa ziemska zawiera nie tylko „rodzime” minerały, które powstały w wyniku procesów geologicznych, ale także ogromne dziedzictwo organiczne, takie jak ropa i węgiel, a także obce inkluzje.

Aspekt fizyczny - litosfera

Bazując na fizycznych właściwościach Ziemi, takich jak twardość czy elastyczność, otrzymujemy nieco inny obraz - wnętrze planety zostanie owinięte litosferą (z innych greckich litosów, sfera „skalista, twarda” i „sphaira”) . Jest znacznie grubsza niż skorupa ziemska: litosfera rozciąga się na głębokość do 280 kilometrów, a nawet obejmuje górną, stałą część płaszcza!

Charakterystyka tej skorupy jest w pełni zgodna z nazwą - jest to jedyna stała warstwa Ziemi, z wyjątkiem jądra wewnętrznego. Siła jest jednak względna – litosfera Ziemi jest jedną z najbardziej mobilnych w Układ Słoneczny, przez co planeta niejednokrotnie zmieniała swój wygląd. Ale dla znacznej kompresji, krzywizny i innych zmian elastyczności potrzeba tysięcy lat, jeśli nie więcej.

• Ciekawostką jest to, że planeta może nie mieć skorupy powierzchniowej. Zatem powierzchnia jest jego utwardzonym płaszczem; Planeta najbliższa Słońcu już dawno straciła swoją skorupę w wyniku licznych zderzeń.

Podsumowując, skorupa ziemska jest górną, chemicznie zróżnicowaną częścią litosfery, litej skorupy Ziemi. Początkowo mieli prawie ten sam skład. Ale kiedy tylko leżąca pod nią astenosfera wpłynęła na głębiny i wysokie temperatury, hydrosfera, atmosfera, pozostałości meteorytów i żywe organizmy aktywnie uczestniczyły w tworzeniu minerałów na powierzchni.

Płyty litosferyczne

Kolejną cechą, która odróżnia Ziemię od innych planet, jest różnorodność występujących na niej krajobrazów. Niezwykle ważną rolę odegrała też oczywiście woda, o której powiemy nieco później. Ale nawet podstawowe formy planetarnego krajobrazu naszej planety różnią się od tego samego Księżyca. Morza i góry naszego satelity to doły po bombardowaniu meteorytów. A na Ziemi powstały w wyniku setek i tysięcy milionów lat ruchu płyt litosferycznych.

Prawdopodobnie słyszałeś już o płytach - są to ogromne, stabilne fragmenty litosfery, które dryfują po płynnej astenosferze, jak pęknięty lód na rzece. Istnieją jednak dwie główne różnice między litosferą a lodem:

• Szczeliny między płytami są małe i szybko się zacieśniają z powodu erupcji z nich stopionej substancji, a same płyty nie są niszczone przez zderzenia.
• W przeciwieństwie do wody, w płaszczu nie ma stałego przepływu, który mógłby wyznaczać stały kierunek ruchu kontynentów.

Więc, siła napędowa Dryf płyt litosfery to konwekcja astenosfery, głównej części płaszcza - cieplejsze strumienie z jądra ziemi unoszą się na powierzchnię, gdy zimne opadają z powrotem. Biorąc pod uwagę, że kontynenty różnią się wielkością, a rzeźba ich dolnej strony odzwierciedla nierówności górnej strony, również poruszają się nierównomiernie i niestabilnie.

Płyty główne

W ciągu miliardów lat ruchu płyt litosferycznych wielokrotnie łączyły się one w superkontynenty, po czym ponownie się rozdzielały. W niedalekiej przyszłości, za 200-300 milionów lat, spodziewane jest również powstanie superkontynentu zwanego Pangea Ultima. Zalecamy obejrzenie filmu na końcu artykułu - wyraźnie pokazuje, jak płyty litosfery migrowały w ciągu ostatnich kilkuset milionów lat. Ponadto siła i aktywność ruchu kontynentów determinuje wewnętrzne ogrzewanie Ziemi - im wyższe, tym bardziej planeta się rozszerza, a płyty litosferyczne poruszają się szybciej i swobodniej. Jednak od początku dziejów Ziemi jej temperatura i promień stopniowo maleją.

• Interesującym faktem jest to, że dryf płyt i aktywność geologiczna nie muszą być napędzane wewnętrznym samonagrzewaniem się planety. Na przykład księżyc Jowisza ma wiele aktywnych wulkanów. Ale energia do tego jest dostarczana nie przez rdzeń satelity, ale przez tarcie grawitacyjne z , dzięki czemu wnętrzności Io są ogrzewane.

Granice płyt litosfery są bardzo arbitralne - niektóre części litosfery toną pod innymi, a niektóre, jak płyta Pacyfiku, są generalnie ukryte pod wodą. Geolodzy mają dziś 8 głównych płyt, które pokrywają 90 procent całego obszaru Ziemi:

• australijski
• Antarktyda
• afrykanin
• eurazjatycki
• Hindustan
• Pacyfik
• północno Amerykański
• latynoamerykanin

Taki podział pojawił się niedawno - na przykład płyta euroazjatycka 350 milionów lat temu składała się z oddzielnych części, podczas łączenia których Ural, jeden z najstarszych na Ziemi. Naukowcy do dziś kontynuują badanie uskoków i dna oceanów, odkrywając nowe płyty i udoskonalając granice starych.

Działalność geologiczna

Płyty litosferyczne poruszają się bardzo wolno – pełzają po sobie z prędkością 1-6 cm/rok, a oddalają się nawet 10-18 cm/rok. Ale to właśnie interakcja między kontynentami tworzy aktywność geologiczną Ziemi, namacalną na powierzchni - erupcje wulkanów, trzęsienia ziemi i formowanie się gór zawsze występują w strefach kontaktu płyt litosfery.

Są jednak wyjątki - tzw. hot spoty, które mogą występować w głębinach płyt litosferycznych. W nich roztopione strumienie substancji astenosfery rozbijają się w górę, topiąc się przez litosferę, co prowadzi do zwiększonej aktywności wulkanicznej i regularnych trzęsień ziemi. Najczęściej dzieje się to w pobliżu tych miejsc, w których jedna płyta litosferyczna wsuwa się na drugą - dolna, obniżona część płyty zapada się w płaszcz Ziemi, zwiększając w ten sposób ciśnienie magmy na górnej płycie. Jednak teraz naukowcy skłaniają się ku wersji, w której „zatopione” części litosfery topią się, zwiększając ciśnienie w głębinach płaszcza, a tym samym tworząc prądy wstępujące. To może wyjaśniać anomalne oddalenie niektórych gorących punktów od uskoków tektonicznych.

• Ciekawostką jest to, że wulkany tarczowe często tworzą się w gorących punktach, charakterystycznych dla ich płaskiego kształtu. Wybuchają wielokrotnie, rozrastając się pod wpływem płynącej lawy. Jest to również typowy format dla obcych wulkanów. Najsłynniejszy z nich znajduje się na Marsie, najwyższym punkcie planety – jego wysokość sięga 27 kilometrów!

Oceaniczna i kontynentalna skorupa Ziemi

Wzajemne oddziaływanie płyt prowadzi również do powstania dwóch różnych typów skorupy ziemskiej - oceanicznej i kontynentalnej. Ponieważ oceany są zazwyczaj połączeniami różnych płyt litosferycznych, ich skorupa stale się zmienia – pęka lub jest pochłaniana przez inne płyty. W miejscu uskoków następuje bezpośredni kontakt z płaszczem, z którego unosi się gorąca magma. Chłodząc pod wpływem wody tworzy cienką warstwę bazaltów – głównej skały wulkanicznej. Tak więc skorupa oceaniczna jest całkowicie odnawiana raz na 100 milionów lat - najstarsze sekcje znajdujące się na Oceanie Spokojnym osiągają maksymalny wiek 156-160 milionów lat.

Ważny! Skorupa oceaniczna to nie cała skorupa ziemska znajdująca się pod wodą, a jedynie jej młode fragmenty na styku kontynentów. Część skorupy kontynentalnej znajduje się pod wodą, w strefie stabilnych płyt litosferycznych.