Volgens de moderne theorie van lithosferische platen wordt de gehele lithosfeer door smalle en actieve zones - diepgewortelde breuken - verdeeld in afzonderlijke blokken die in de plastic laag van de bovenmantel ten opzichte van elkaar bewegen met een snelheid van 2-3 cm per jaar. Deze blokken worden lithosferische platen genoemd.
Voor het eerst werd de hypothese van de horizontale beweging van aardkorstblokken in de jaren 1920 opgesteld door Alfred Wegener in het kader van de hypothese van "continentale drift", maar deze hypothese kreeg op dat moment geen ondersteuning.
Pas in de jaren zestig leverden studies van de oceaanbodem afdoend bewijs van horizontale plaatbewegingen en de processen van oceaanuitbreiding als gevolg van de vorming (verspreiding) van de oceanische korst. De heropleving van ideeën over de overheersende rol van horizontale bewegingen vond plaats in het kader van de 'mobilistische' richting, waarvan de ontwikkeling leidde tot de ontwikkeling van de moderne theorie van de platentektoniek. De belangrijkste principes van platentektoniek werden in 1967-68 geformuleerd door een groep Amerikaanse geofysici - W. J. Morgan, K. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes bij de ontwikkeling van eerdere (1961-62) ideeën van Amerikaanse wetenschappers G. Hess en R. Digz over de uitbreiding (verspreiding) van de oceaanbodem.
Er wordt beweerd dat wetenschappers niet helemaal zeker weten wat deze verschuivingen veroorzaakt en hoe de grenzen van tektonische platen werden aangegeven. Er zijn talloze verschillende theorieën, maar geen enkele legt alle aspecten van tektonische activiteit volledig uit.
Laten we in ieder geval uitvinden hoe ze het zich nu voorstellen.
Wegener schreef: "In 1910 kwam het idee van bewegende continenten bij me op … toen ik werd getroffen door de gelijkenis van kustlijnen aan beide zijden van de Atlantische Oceaan." Hij suggereerde dat er in het vroege Paleozoïcum twee grote continenten op aarde waren: Laurasia en Gondwana.
Laurasia was het noordelijke continent, dat de territoria van het moderne Europa, Azië zonder India en Noord-Amerika omvatte. Het zuidelijke continent - Gondwana verenigde de moderne territoria van Zuid-Amerika, Afrika, Antarctica, Australië en Hindustan.
Promotie video:
Tussen Gondwana en Laurasia lag de eerste zeevruchten - Tethys, als een enorme baai. De rest van de aarde werd bezet door de Panthalassa-oceaan.
Ongeveer 200 miljoen jaar geleden waren Gondwana en Laurasia verenigd in één continent - Pangaea (Pan - universeel, Aardse).
Ongeveer 180 miljoen jaar geleden begon het Pangea-continent opnieuw te scheiden in zijn samenstellende delen, die zich op het oppervlak van onze planeet vermengden. De verdeling vond als volgt plaats: eerst kwamen Laurasia en Gondwana weer tevoorschijn, daarna werd Laurasia verdeeld en daarna splitste ook Gondwana zich. Door de splitsing en divergentie van delen van Pangaea werden oceanen gevormd. De Atlantische en Indische oceanen kunnen als jong worden beschouwd; oud - stil. De Noordelijke IJszee is geïsoleerd geraakt door de toename van de landmassa op het noordelijk halfrond.
A. Wegener vond veel bevestigingen van het bestaan van een enkel continent van de aarde. Het bestaan in Afrika en Zuid-Amerika van de overblijfselen van oude dieren - Listosauriërs leek hem bijzonder overtuigend. Het waren reptielen, vergelijkbaar met kleine nijlpaarden, die alleen in zoetwaterlichamen leefden. Dit betekent dat ze geen grote afstanden konden zwemmen in zout zeewater. Hij vond soortgelijk bewijs in het plantenrijk.
Interesse in de hypothese van de beweging van continenten in de jaren 30 van de twintigste eeuw. licht afgenomen, maar in de jaren 60 herleefde het weer, toen, als resultaat van studies van het reliëf en de geologie van de oceaanbodem, gegevens werden verkregen die de processen van expansie (verspreiding) van de oceanische korst en het 'duiken' van sommige delen van de korst onder andere aanduidden (subductie).
De structuur van de continentale kloof.
Het bovenste rotsachtige deel van de planeet is verdeeld in twee schalen, die significant verschillen in reologische eigenschappen: de stijve en kwetsbare lithosfeer en de onderliggende plastic en mobiele asthenosfeer.
De bodem van de lithosfeer is een isotherm van ongeveer 1300 ° C, wat overeenkomt met de smelttemperatuur (solidus) van het mantelmateriaal bij lithostatische druk bestaande op diepten van de eerste honderden kilometers. De rotsen die boven deze isotherm in de aarde liggen, zijn koud genoeg en gedragen zich als een hard materiaal, terwijl de onderliggende rotsen van dezelfde samenstelling voldoende verwarmd worden en relatief gemakkelijk vervormd raken.
De lithosfeer is verdeeld in platen die constant langs het oppervlak van de plastic asthenosfeer bewegen. De lithosfeer is onderverdeeld in 8 grote borden, tientallen middelgrote borden en veel kleine. Tussen de grote en middelgrote platen bevinden zich banden die zijn samengesteld uit mozaïeken van kleine aardkorstplaten.
Plaatgrenzen zijn gebieden met seismische, tektonische en magmatische activiteit; de binnenste gebieden van de platen zijn zwak seismisch en worden gekenmerkt door een zwakke manifestatie van endogene processen.
Meer dan 90% van het aardoppervlak valt op 8 grote lithosferische platen:
Sommige lithosferische platen zijn uitsluitend samengesteld uit oceanische korst (bijvoorbeeld de Pacifische plaat), andere bevatten fragmenten van zowel oceanische als continentale korst.
Scheurvorming diagram.
Er zijn drie soorten relatieve plaatbewegingen: divergentie (divergentie), convergentie (convergentie) en schuifbewegingen.
Uiteenlopende grenzen zijn grenzen waarlangs platen uit elkaar bewegen. De geodynamische omgeving waarin het proces van horizontale uitrekking van de aardkorst plaatsvindt, vergezeld van het ontstaan van uitgestrekte lineair langwerpige sleuven of slootachtige depressies, wordt rifting genoemd. Deze grenzen zijn beperkt tot continentale kloven en mid-oceanische ruggen in oceanische bekkens. De term "kloof" (van het Engelse breuk - breuk, scheur, kloof) wordt toegepast op grote lineaire structuren van diepe oorsprong, gevormd tijdens het uitrekken van de aardkorst. Qua structuur zijn het grabenachtige structuren. Rifts kunnen zowel op de continentale als op de oceanische korst worden gelegd en vormen een enkel mondiaal systeem dat is georiënteerd ten opzichte van de geoïde-as. In dit geval kan de evolutie van continentale kloven leiden tot een breuk van de continuïteit van de continentale korst en de transformatie van deze kloof in een oceanische kloof (als de uitbreiding van de kloof stopt vóór het stadium van breuk van de continentale korst, wordt deze gevuld met sedimenten en verandert in een aulacogeen).
Het proces van glijdende platen in zones van oceanische kloven (mid-oceanische ruggen) gaat gepaard met de vorming van een nieuwe oceanische korst als gevolg van magmatische basaltsmelt die uit de asthenosfeer komt. Dit proces van de vorming van een nieuwe oceanische korst als gevolg van de instroom van mantelmateriaal wordt verspreiding genoemd (van de Engelse verspreiding - verspreiden, uitbreiden).
De structuur van de mid-oceanische rug. 1 - asthenosfeer, 2 - ultrabasische rotsen, 3 - basisgesteenten (gabbroids), 4 - een complex van parallelle dijken, 5 - basalt van de oceanische bodem, 6 - segmenten van de oceanische korst die zich op verschillende tijdstippen hebben gevormd (IV met veroudering), 7 - magmatisch dichtbij het oppervlak kamer (met ultrabasisch magma in het onderste deel en hoofd in het bovenste), 8 - sedimenten van de oceanische bodem (1-3 terwijl ze zich ophopen).
Tijdens het spreiden gaat elke verlengingspuls gepaard met de instroom van een nieuw deel van de mantelsmelt, die, terwijl ze stollen, de randen van platen opbouwen die afwijken van de MOR-as. Het is in deze zones dat jonge oceanische korst wordt gevormd
Botsing van continentale en oceanische lithosferische platen.
Subductie is het proces waarbij een oceanische plaat onder een continentale of andere oceanische plaat wordt verschoven. Subductiezones zijn beperkt tot de axiale delen van diepzeesleuven, geconjugeerd met eilandbogen (die elementen zijn van actieve marges). Subductiegrenzen zijn goed voor ongeveer 80% van de lengte van alle convergente grenzen.
Wanneer de continentale en oceanische platen met elkaar in botsing komen, is een natuurlijk verschijnsel de onderlaag van de oceanische (zwaardere) plaat onder de rand van de continentale plaat; wanneer twee oceanische exemplaren botsen, zinkt de oudere (dat wil zeggen, hoe koeler en dichter).
Subductiezones hebben een karakteristieke structuur: hun typische elementen zijn een diepzeesleuf - een vulkanische eilandboog - een achterboogbekken. In de bocht en sub-motor subductieplaat wordt een diepzeetrog gevormd. Terwijl het zinkt, begint deze plaat water te verliezen (dat overvloedig aanwezig is in sedimenten en mineralen), de laatste, zoals bekend, verlaagt het smeltpunt van gesteenten aanzienlijk, wat leidt tot de vorming van smeltcentra die de vulkanen van eilandbogen voeden. Aan de achterkant van een vulkanische boog treedt meestal enige uitrekking op, wat de vorming van een achterboogbekken bepaalt. In de zone van het back-arc-bassin kan de spanning zo groot zijn dat dit leidt tot het scheuren van de plaatkorst en het openen van het bassin met oceanische korst (het zogenaamde back-arc-verspreidingsproces).
Het volume van de oceanische korst dat wordt geabsorbeerd in de subductiezones is gelijk aan het volume van de korst die ontstaat in de verspreidingszones. Deze positie benadrukt de mening over de constantheid van het volume van de aarde. Maar deze mening is niet de enige en definitief bewezen. Het is mogelijk dat het volume van de plannen pulserend verandert of dat de afname afneemt door afkoeling.
De onderdompeling van de subducterende plaat in de mantel wordt getraceerd door aardbevingsfoci die ontstaan bij het contact van de platen en in de subducterende plaat (kouder en daarom kwetsbaarder dan de omliggende mantelrotsen). Deze seismische brandpuntszone werd de Benioff-Zavaritsky-zone genoemd. In de subductiezones begint het proces van vorming van een nieuwe continentale korst. Een veel zeldzamer proces van interactie tussen de continentale en oceanische platen is het proces van obductie - de stuwkracht van een deel van de oceanische lithosfeer op de rand van de continentale plaat. Benadrukt moet worden dat in de loop van dit proces de scheiding van de oceanische plaat plaatsvindt, en alleen het bovenste deel - de korst en enkele kilometers van de bovenste mantel - vordert.
Botsing van continentale lithosferische platen.
Wanneer de continentale platen met elkaar in botsing komen, waarvan de korst lichter is dan het materiaal van de mantel, en daardoor niet erin kunnen onderdompelen, vindt het botsingsproces plaats. Tijdens de botsing worden de randen van de botsende continentale platen verpletterd, verfrommeld en worden systemen met grote stuwkrachtfouten gevormd, wat leidt tot de groei van bergstructuren met een complexe vouwstuwstructuur. Een klassiek voorbeeld van een dergelijk proces is de botsing van de Hindoestaanse plaat met de Euraziatische plaat, vergezeld van de groei van de grandioze bergsystemen van de Himalaya en Tibet. Het botsingsproces vervangt het subductieproces en voltooit de sluiting van het oceaanbekken. Tegelijkertijd, aan het begin van het botsingsproces, wanneer de randen van de continenten al zijn benaderd, wordt de botsing gecombineerd met het proces van subductie (de verzakking van de oceanische korst gaat verder onder de rand van het continent). Grootschalige regionale metamorfose en intrusief granitoïde magmatisme zijn typerend voor botsingsprocessen. Deze processen leiden tot de vorming van een nieuwe continentale korst (met zijn typische graniet-gneislaag).
De belangrijkste reden voor de beweging van de plaat is mantelconvectie veroorzaakt door mantelwarmte-zwaartekrachtstromen.
De energiebron voor deze stromen is het temperatuurverschil tussen de centrale delen van de aarde en de temperatuur van de delen aan het oppervlak. In dit geval wordt het grootste deel van de endogene warmte vrijgegeven aan de grens van de kern en de mantel tijdens het proces van diepe differentiatie, dat het verval van het primaire chondrietmateriaal bepaalt, waarbij het metalen deel naar het midden snelt, de kern van de planeet vergroot, en het silicaatdeel wordt geconcentreerd in de mantel, waar het verder differentiatie ondergaat.
De gesteenten die in de centrale zones van de aarde worden verwarmd, zetten uit, hun dichtheid neemt af en ze stijgen, waardoor ze plaats maken voor koudere en dus zwaardere massa's die al een deel van de warmte hebben afgegeven in de zones aan het oppervlak. Dit proces van warmteoverdracht gaat continu door, wat resulteert in de vorming van geordende gesloten convectieve cellen. In dit geval vindt in het bovenste deel van de cel de materiestroom bijna in het horizontale vlak plaats, en het is dit deel van de stroom dat de horizontale beweging van de materie van de asthenosfeer en de daarop geplaatste platen bepaalt. Over het algemeen bevinden de opgaande takken van de convectieve cellen zich onder de zones met divergerende grenzen (MOR en continentale kloven), de neergaande takken - onder de zones met convergerende grenzen. De belangrijkste reden voor de beweging van lithosferische platen is dus het "slepen" door convectiestromen. Trouwens,een aantal andere factoren werken op de platen. In het bijzonder blijkt het oppervlak van de asthenosfeer enigszins verhoogd te zijn boven de zones van opgaande takken en meer verlaagd in de zones van onderdompeling, wat de zwaartekracht "glijden" bepaalt van de lithosferische plaat die zich op een hellend plastic oppervlak bevindt. Bovendien werken de processen van het trekken van de zware koude oceanische lithosfeer in de subductiezones naar de hete en als gevolg daarvan minder dichte asthenosfeer, evenals hydraulische wiggen door basalt in de MOR-zones. Bovendien werken de processen van het trekken van de zware koude oceanische lithosfeer in de subductiezones naar de hete en als gevolg daarvan minder dichte asthenosfeer, evenals hydraulische wiggen door basalt in de MOR-zones. Bovendien werken de processen van het trekken van de zware koude oceanische lithosfeer in de subductiezones naar de hete en als gevolg daarvan minder dichte asthenosfeer, evenals hydraulische wiggen door basalt in de MOR-zones.
De belangrijkste drijvende krachten van platentektoniek worden uitgeoefend op de basis van de intraplaatdelen van de lithosfeer - de krachten van mantelweerstand (weerstand) FDO onder de oceanen en FDC onder de continenten, waarvan de grootte voornamelijk afhangt van de asthenosferische stroomsnelheid, en de laatste wordt bepaald door de viscositeit en dikte van de asthenosferische laag. Omdat de dikte van de asthenosfeer onder de continenten veel kleiner is en de viscositeit veel hoger dan onder de oceanen, is de grootte van de kracht FDC bijna een orde van grootte lager dan de grootte van FDO. Onder de continenten, vooral hun oude delen (continentale schilden), springt de asthenosfeer bijna uit elkaar, zodat de continenten "gestrand" lijken te zijn. Aangezien de meeste lithosferische platen van de moderne aarde zowel oceanische als continentale delen omvatten, zou men kunnen verwachtendat de aanwezigheid van een continent in de plaat in het algemeen de beweging van de hele plaat zou moeten "vertragen". Dit is hoe het werkelijk gebeurt (de snelst bewegende, bijna puur oceanische platen van de Stille Oceaan, Cocos en Nazca; de langzaamste - de Euraziatische, Noord-Amerikaanse, Zuid-Amerikaanse, Antarctische en Afrikaanse, waarvan een aanzienlijk deel wordt bezet door continenten). Ten slotte, bij convergente plaatgrenzen, waar de zware en koude randen van lithosferische platen (platen) in de mantel zinken, creëert hun negatieve drijfvermogen een kracht FNB (de index in de aanduiding van kracht - van het Engelse negatieve drijfvermogen). De werking van de laatste leidt ertoe dat het subducterende deel van de plaat in de asthenosfeer zinkt en de hele plaat mee trekt, waardoor de snelheid van zijn beweging toeneemt. Het is duidelijk dat de FNB-kracht sporadisch werkt en alleen in bepaalde geodynamische instellingen,bijvoorbeeld in gevallen van instorting van de plaat zoals hierboven beschreven door het 670 km lange traject.
De mechanismen die lithosferische platen aandrijven, kunnen dus voorwaardelijk worden toegewezen aan de volgende twee groepen: 1) geassocieerd met de krachten van de mantelweerstand, uitgeoefend op elk punt van de plaatbasis, in de figuur - de krachten FDO en FDC; 2) geassocieerd met de krachten die op de randen van de platen worden uitgeoefend (randkrachtmechanisme), in de figuur - de krachten FRP en FNB. De rol van dit of gene aandrijfmechanisme, evenals die of andere krachten, wordt voor elke lithosferische plaat afzonderlijk beoordeeld.
De combinatie van deze processen weerspiegelt het algemene geodynamische proces, dat gebieden beslaat van het oppervlak tot diepe zones van de aarde. Momenteel ontwikkelt zich een tweecellige mantelconvectie met gesloten cellen (volgens het model van door-mantelconvectie) of aparte convectie in de boven- en ondermantel met opeenhoping van platen onder subductiezones (volgens een tweelaags model) in de aardmantel. De waarschijnlijke polen van de opheffing van mantelmaterie bevinden zich in het noordoosten van Afrika (ongeveer onder de verbindingszone van de Afrikaanse, Somalische en Arabische platen) en in het gebied van Paaseiland (onder de middelste rand van de Stille Oceaan - de East Pacific Uplift). De evenaar van de verzakking van mantelmateriaal volgt een ongeveer ononderbroken ketting van convergerende plaatgrenzen langs de periferie van de Stille en oostelijke Indische Oceaan. Het huidige regime van mantelconvectie,Het uiteenvallen van Pangaea, dat ongeveer 200 miljoen jaar geleden begon en moderne oceanen deed ontstaan, zal in de toekomst worden vervangen door een eencellig regime (volgens het model van door de mantel convectie) of (volgens een alternatief model) convectie zal door de mantel komen door het instorten van platen door het 670 km lange traject. Dit zal mogelijk leiden tot de botsing van continenten en de vorming van een nieuw supercontinent, het vijfde in de geschiedenis van de aarde.
Verplaatsingen van platen voldoen aan de wetten van de sferische geometrie en kunnen worden beschreven op basis van de stelling van Euler. De rotatiestelling van Euler stelt dat elke rotatie in een driedimensionale ruimte een as heeft. De rotatie kan dus worden beschreven aan de hand van drie parameters: de coördinaten van de rotatieas (bijvoorbeeld de breedte- en lengtegraad) en de rotatiehoek. Op basis van deze positie kan de positie van de continenten in de afgelopen geologische tijdperken worden gereconstrueerd. Analyse van de bewegingen van de continenten leidde tot de conclusie dat ze zich elke 400-600 miljoen jaar verenigen tot een enkel supercontinent, dat verder uiteenvalt. Als resultaat van de splitsing van zo'n supercontinent Pangaea, die 200-150 miljoen jaar geleden plaatsvond, werden de moderne continenten gevormd.
Platentektoniek is het eerste algemene geologische concept dat kan worden getest. Deze controle is uitgevoerd. In de jaren 70. er werd een boorprogramma in diep water georganiseerd. In het kader van dit programma boorde het boorschip "Glomar Challenger" enkele honderden putten, die een goede convergentie vertoonden van leeftijden geschat op basis van magnetische anomalieën met leeftijden bepaald op basis van basalt of sedimentaire horizonten. Het distributieschema van verschillende verouderde delen van de oceanische korst wordt getoond in Fig.:
Leeftijd van de oceanische korst op basis van magnetische anomalieën (Kenneth, 1987): 1 - gebieden met gebrek aan gegevens en land; 2-8 - leeftijd: 2 - Holoceen, Pleistoceen, Plioceen (0-5 Ma); 3 - het Mioceen (5–23 Ma); 4 - Oligoceen (23-38 Ma); 5 & mdash; Eoceen (38-53 Ma); 6 - Paleoceen (53-65 Ma) 7 - krijt (65-135 Ma) 8 - Jurassic (135-190 Ma).
Eind jaren 80. een ander experiment om de beweging van lithosferische platen te testen werd voltooid. Het was gebaseerd op het meten van basislijnen in relatie tot verre quasars. Op twee platen werden punten geselecteerd waarop met behulp van moderne radiotelescopen de afstand tot de quasars en de hoek van hun declinatie werden bepaald, en dienovereenkomstig werden de afstanden tussen de punten op de twee platen berekend, d.w.z. de basislijn werd bepaald. De nauwkeurigheid van de bepaling was de eerste centimeters. Enkele jaren later werden de metingen herhaald. Er werd een zeer goede overeenkomst verkregen tussen de resultaten berekend op basis van de magnetische anomalieën en de gegevens bepaald op basis van de basislijnen.
Diagram dat de resultaten illustreert van metingen van de onderlinge verplaatsing van lithosferische platen verkregen door de methode van interferometrie met een ultralange basislijn - ISDB (Carter en Robertson, 1987). De beweging van de platen verandert de lengte van de basislijn tussen radiotelescopen op verschillende platen. De kaart van het noordelijk halfrond toont basislijnen die zijn gemeten met de ISDB-methode met voldoende gegevens om een betrouwbare schatting te maken van de mate van verandering in hun lengte (in centimeters per jaar). De cijfers tussen haakjes geven de hoeveelheid plaatverplaatsing aan die is berekend op basis van het theoretische model. In bijna alle gevallen liggen de berekende en gemeten waarden erg dicht bij elkaar.
Zo is de platentektoniek door de jaren heen getest met een aantal onafhankelijke methoden. Het wordt op dit moment door de wetenschappelijke wereldgemeenschap erkend als het paradigma van de geologie.
Als we de positie van de polen kennen en de snelheid van de moderne beweging van de lithosferische platen, de snelheid van de uitzetting en absorptie van de oceaanbodem, is het mogelijk om het bewegingspad van de continenten in de toekomst te schetsen en hun positie voor een bepaalde tijd voor te stellen.
Deze voorspelling is gemaakt door de Amerikaanse geologen R. Dietz en J. Holden. Over 50 miljoen jaar zullen volgens hun aannames de Atlantische en Indische oceanen zich uitbreiden ten koste van de Stille Oceaan, zal Afrika naar het noorden verschuiven en hierdoor zal de Middellandse Zee geleidelijk worden geliquideerd. De Straat van Gibraltar zal verdwijnen en het "gedraaide" Spanje zal de Golf van Biskaje sluiten. Afrika zal worden gespleten door de grote Afrikaanse kloven en het oostelijke deel zal naar het noordoosten worden verplaatst. De Rode Zee zal zo sterk uitbreiden dat het het Sinaï-schiereiland zal scheiden van Afrika, Arabië zal naar het noordoosten trekken en de Perzische Golf sluiten. India zal steeds meer richting Azië trekken, waardoor het Himalaya gebergte zal groeien. Californië langs de San Andreas-breuk zal zich scheiden van Noord-Amerika, en op deze plaats zal zich een nieuw oceaanbekken beginnen te vormen. Op het zuidelijk halfrond zullen belangrijke veranderingen plaatsvinden. Australië zal de evenaar oversteken en in contact komen met Eurazië. Deze prognose vereist een aanzienlijke verfijning. Veel is hier nog discutabel en onduidelijk.
