Płyty kontynentalne. Jak poruszają się płyty litosferyczne?

. - Główne płyty litosferyczne. - - - Płyty litosferyczne Rosji.

Jaki jest skład litosfery.

W tym czasie na granicy przeciwległej do uskoku, zderzenie płyt litosferycznych. Ta kolizja może przebiegać na różne sposoby w zależności od rodzaju zderzających się płyt.

• Jeśli zderzają się płyty oceaniczne i kontynentalne, pierwsza opada pod drugą. W tym przypadku powstają rowy głębinowe, łuki wysp (wyspy japońskie) lub pasma górskie (Andy).
• Jeśli zderzają się dwie kontynentalne płyty litosferyczne, to w tym momencie krawędzie płyt zostają zgniecione w fałdy, co prowadzi do powstania wulkanów i pasm górskich. W ten sposób Himalaje powstały na granicy płyt euroazjatyckich i indoaustralijskich. Ogólnie rzecz biorąc, jeśli w centrum kontynentu znajdują się góry, oznacza to, że kiedyś było to miejsce zderzenia dwóch płyt litosferycznych zespawanych w jedną.

W ten sposób skorupa ziemska jest w ciągłym ruchu. W swoim nieodwracalnym rozwoju obszary mobilne - geosynkliny- przekształcają się poprzez długotrwałe przekształcenia w stosunkowo spokojne tereny - platformy.

Płyty litosferyczne Rosji.

Rosja znajduje się na czterech płytach litosferycznych.

• Płyta Eurazjatycka- większość zachodniej i północnej części kraju,
• Płyta północnoamerykańska- północno-wschodnia część Rosji,
• Płyta litosferyczna Amur- południe Syberii,
• Płyta Morze Ochockie Morze Ochockie i jego wybrzeże.

Ryc. 2. Mapa płyt litosferycznych Rosji.

W strukturze płyt litosferycznych wyróżniają się stosunkowo starożytne platformy i ruchome składane pasy. Równiny położone są na stabilnych obszarach platform, a pasma górskie w rejonie pasów fałdowych.

Rys. 3. Struktura tektoniczna Rosji.

Rosja znajduje się na dwóch starożytnych platformach (wschodnioeuropejskiej i syberyjskiej). W obrębie platform wyróżniają się talerze oraz tarcze. Płyta jest częścią skorupy ziemskiej, której złożona podstawa pokryta jest warstwą skał osadowych. Tarcze, w przeciwieństwie do płyt, mają bardzo mało osadów osadowych i tylko cienką warstwę gleby.

W Rosji Tarcza Bałtycka jest wyróżniona na Platformie Wschodnioeuropejskiej, a Tarcze Aldana i Anabara na Platformie Syberyjskiej.

Rysunek 4. Platformy, płyty i tarcze w Rosji.

Podstawą geologii teoretycznej na początku XX wieku była hipoteza skrócenia. Ziemia stygnie jak pieczone jabłko i pojawiają się na niej zmarszczki w postaci pasm górskich. Idee te zostały rozwinięte przez teorię geosynklin, stworzoną na podstawie badania złożonych struktur. Teoria ta została sformułowana przez Jamesa Danę, który dodał zasadę izostazy do hipotezy skrócenia. Zgodnie z tą koncepcją Ziemia składa się z granitów (kontynentów) i bazaltów (oceanów). Kiedy Ziemia jest ściskana w rynnach oceanicznych, powstają siły styczne, które wywierają nacisk na kontynenty. Te ostatnie wznoszą się w pasma górskie, a następnie zapadają się. W zagłębieniach osadza się materiał, który powstaje w wyniku zniszczenia.

Ponadto Wegener zaczął szukać dowodów geofizycznych i geodezyjnych. Jednak w tamtym czasie poziom tych nauk był wyraźnie niewystarczający, aby naprawić obecny ruch kontynentów. W 1930 roku Wegener zginął podczas wyprawy na Grenlandię, ale już przed śmiercią wiedział, że środowisko naukowe nie akceptuje jego teorii.

Początkowo teoria dryfu kontynentalnego został przychylnie przyjęty przez środowisko naukowe, ale w 1922 został ostro skrytykowany przez kilku znanych ekspertów jednocześnie. Głównym argumentem przeciwko teorii była kwestia siły poruszającej płyty. Wegener wierzył, że kontynenty poruszają się wzdłuż bazaltów dna oceanicznego, ale wymagało to ogromnego wysiłku i nikt nie potrafił wymienić źródła tej siły. Jako źródło ruchu płyt zaproponowano siłę Coriolisa, zjawiska pływowe i kilka innych, jednak najprostsze obliczenia wykazały, że wszystkie one absolutnie nie wystarczają do przemieszczenia ogromnych bloków kontynentalnych.

Krytycy teorii Wegenera stawiali na pierwszym planie pytanie o siłę poruszającą kontynenty, ignorując wszystkie liczne fakty, które bezwarunkowo potwierdzały tę teorię. W rzeczywistości znaleźli jedyny problem, w którym nowa koncepcja była bezsilna i bez konstruktywnej krytyki odrzucili główne dowody. Po śmierci Alfreda Wegenera teoria dryfu kontynentalnego została odrzucona ze względu na status nauki marginalnej, a zdecydowaną większość badań kontynuowano w ramach teorii geosynklin. Co prawda musiała też szukać wyjaśnień dla historii osadnictwa zwierząt na kontynentach. W tym celu wynaleziono mosty lądowe, które łączyły kontynenty, ale zanurzały się w głębiny morza. To były kolejne narodziny legendy Atlantydy. Warto zauważyć, że niektórzy naukowcy nie uznali werdyktu światowych autorytetów i nadal szukali dowodów na ruch kontynentów. Więc du Toit Alexander du Toit) wyjaśnił powstanie Himalajów zderzeniem Hindustanu i płyty euroazjatyckiej.

Ospała walka między fiksistami, jak nazywano zwolenników braku znaczących ruchów horyzontalnych, a mobilistami, którzy twierdzili, że kontynenty rzeczywiście się poruszały, rozgorzała z nową energią w latach 60., kiedy w wyniku badania dna oceanów, klucze do zrozumienia „maszyny” zwanej Ziemią.

Na początku lat 60. opracowano mapę topograficzną dna Oceanu Światowego, która wykazała, że ​​grzbiety śródoceaniczne znajdują się w centrum oceanów, które wznoszą się 1,5-2 km nad równinami otchłani pokrytymi osadami. Dane te pozwoliły R. Dietzowi i Harry'emu Hessowi postawić hipotezę rozprzestrzeniania się w 1963 roku. Zgodnie z tą hipotezą konwekcja zachodzi w płaszczu z szybkością około 1 cm/rok. Wznoszące się gałęzie komórek konwekcyjnych przenoszą materiał płaszcza pod grzbiety śródoceaniczne, które odnawiają dno oceaniczne w osiowej części grzbietu co 300-400 lat. Kontynenty nie pływają po skorupie oceanicznej, ale poruszają się wzdłuż płaszcza, biernie „wlutowane” w płyty litosfery. Zgodnie z koncepcją rozprzestrzeniania się, baseny oceaniczne struktury są niestabilne, niestabilne, natomiast kontynenty stabilne.

Ta sama siła napędowa (różnica wysokości) określa stopień sprężystego poziomego ściskania skorupy ziemskiej siłą lepkiego tarcia przepływu o skorupę ziemską. Wartość tego ściskania jest niewielka w rejonie wznoszącego się przepływu w płaszczu i wzrasta w miarę zbliżania się do miejsca opadania przepływu (na skutek przeniesienia naprężeń ściskających przez nieruchomą stałą skorupę w kierunku od miejsca wzniesienia do miejsca zejście przepływu). Powyżej przepływu opadającego siła ściskania w skorupie jest tak duża, że ​​co jakiś czas wytrzymałość skorupy jest przekraczana (w obszarze najniższej wytrzymałości i największego naprężenia), nieelastyczna (plastyczna, krucha) następuje deformacja skorupy - trzęsienie ziemi. Jednocześnie całe pasma górskie, na przykład Himalaje, są wyciskane z miejsca deformacji skorupy (w kilku etapach).

Przy odkształceniu plastycznym (kruche) naprężenie w nim maleje bardzo szybko (w tempie przemieszczania się skorupy podczas trzęsienia ziemi) - siła ściskająca w źródle trzęsienia ziemi i jego otoczeniu. Jednak zaraz po zakończeniu odkształcenia niesprężystego następuje bardzo powolny wzrost naprężeń (odkształcenie sprężyste) przerwane przez trzęsienie ziemi z powodu bardzo powolnego ruchu przepływu lepkiego płaszcza, rozpoczynając cykl przygotowań do następnego trzęsienia ziemi.

Tak więc ruch płyt jest konsekwencją przenoszenia ciepła z centralnych stref Ziemi przez bardzo lepką magmę. W tym przypadku część energii cieplnej jest zamieniana na pracę mechaniczną w celu pokonania sił tarcia, a część, po przejściu przez skorupę ziemską, jest wypromieniowywana do otaczającej przestrzeni. Tak więc nasza planeta jest w pewnym sensie silnikiem cieplnym.

Istnieje kilka hipotez dotyczących przyczyny wysokiej temperatury wnętrza Ziemi. Na początku XX wieku popularna była hipoteza o radioaktywności tej energii. Zdawało się to potwierdzać szacunki składu górnej skorupy, które wykazały bardzo znaczne stężenia uranu, potasu i innych pierwiastków promieniotwórczych, ale później okazało się, że zawartość pierwiastków promieniotwórczych w skałach skorupy ziemskiej jest całkowicie niewystarczająca aby zapewnić obserwowany przepływ głębokiego ciepła. A zawartość pierwiastków promieniotwórczych w materii podskorupowej (w składzie zbliżonym do bazaltów dna oceanicznego), można powiedzieć, jest znikoma. Nie wyklucza to jednak wystarczająco wysokiej zawartości ciężkich pierwiastków promieniotwórczych, które wytwarzają ciepło w centralnych strefach planety.

Inny model wyjaśnia ogrzewanie przez zróżnicowanie chemiczne Ziemi. Początkowo planeta była mieszaniną substancji krzemianowych i metalicznych. Ale jednocześnie z powstaniem planety rozpoczęło się jej różnicowanie na oddzielne muszle. Gęstsza metalowa część rzuciła się do środka planety, a krzemiany skoncentrowały się w górnych powłokach. W tym przypadku energia potencjalna układu zmniejszyła się i zamieniła w energię cieplną.

Inni badacze uważają, że ogrzewanie planety nastąpiło w wyniku akrecji podczas uderzeń meteorytów w powierzchnię powstającego ciała niebieskiego. To wyjaśnienie jest wątpliwe - podczas akrecji ciepło uwalniało się praktycznie na powierzchni, skąd łatwo uciekało w kosmos, a nie do centralnych rejonów Ziemi.

Siły wtórne

Siła tarcia lepkiego wynikająca z konwekcji termicznej odgrywa decydującą rolę w ruchach płyt, ale oprócz tego na płyty działają inne, mniejsze, ale również ważne siły. Są to siły Archimedesa, które zapewniają, że lżejsza skorupa unosi się na powierzchni cięższego płaszcza. Siły pływowe, ze względu na grawitacyjny wpływ Księżyca i Słońca (różnica ich grawitacyjnego wpływu na punkty Ziemi w różnych odległościach od nich). Teraz „garb” pływowy na Ziemi, spowodowany przyciąganiem Księżyca, wynosi średnio około 36 cm, wcześniej Księżyc był bliżej i to na dużą skalę, deformacja płaszcza prowadzi do jego ogrzewania. Na przykład wulkanizm obserwowany na Io (satelita Jowisza) jest spowodowany właśnie tymi siłami - pływ na Io wynosi około 120 m. Jak również siły wynikające ze zmian ciśnienia atmosferycznego na różnych częściach powierzchni ziemi - atmosferyczne siły nacisku dość często zmieniają się o 3%, co odpowiada ciągłej warstwie wody o grubości 0,3 m (lub granitu o grubości co najmniej 10 cm). Co więcej, zmiana ta może zachodzić w strefie o szerokości setek kilometrów, podczas gdy zmiana sił pływowych zachodzi bardziej płynnie - na dystansach tysięcy kilometrów.

Rozbieżne lub granice separacji płyt

Są to granice między płytami poruszającymi się w przeciwnych kierunkach. Na płaskorzeźbie Ziemi granice te wyrażają szczeliny, dominują w nich odkształcenia rozciągające, zmniejsza się grubość skorupy, przepływ ciepła jest maksymalny i występuje aktywny wulkanizm. Jeśli taka granica powstaje na kontynencie, powstaje szczelina kontynentalna, która później może przekształcić się w basen oceaniczny z szczeliną oceaniczną pośrodku. W szczelinach oceanicznych rozprzestrzenianie się powoduje powstanie nowej skorupy oceanicznej.

szczeliny oceaniczne

Schemat budowy grzbietu śródoceanicznego

szczeliny kontynentalne

Podział kontynentu na części zaczyna się od powstania szczeliny. Skorupa chudnie i oddala się, zaczyna się magmatyzm. Powstaje rozbudowane zagłębienie liniowe o głębokości około setek metrów, ograniczone szeregiem normalnych uskoków. Potem możliwe są dwa scenariusze: albo rozszerzanie się szczeliny ustaje i wypełniają ją skały osadowe, zamieniając się w aulakogen, albo kontynenty dalej się oddalają i między nimi, już w typowo oceanicznych szczelinach, zaczyna tworzyć się skorupa oceaniczna .

zbieżne granice

Granice zbieżne to granice, w których zderzają się płyty. Możliwe są trzy opcje:

1. Płyta kontynentalna z oceanem. Skorupa oceaniczna jest gęstsza niż skorupa kontynentalna i subdukty pod kontynentem w strefie subdukcji.
2. Talerz oceaniczny z oceanicznym. W tym przypadku jedna z płyt czołga się pod drugą i tworzy się również strefa subdukcji, powyżej której tworzy się łuk wyspowy.
3. Płyta kontynentalna z kontynentem. Następuje kolizja, pojawia się potężny zagięty obszar. Klasycznym przykładem są Himalaje.

W rzadkich przypadkach dochodzi do napierania skorupy oceanicznej na kontynent - obdukcja. Dzięki temu procesowi powstały ofiolitów z Cypru, Nowej Kaledonii, Omanu i innych.

W strefach subdukcji skorupa oceaniczna jest absorbowana, a tym samym jej wygląd w grzbietach śródoceanicznych jest kompensowany. Zachodzą w nich niezwykle złożone procesy, zachodzą w nich interakcje między skorupą a płaszczem. Skorupa oceaniczna może więc wciągać do płaszcza bloki skorupy kontynentalnej, które ze względu na małą gęstość są z powrotem ekshumowane do skorupy. Tak powstają metamorficzne kompleksy ultrawysokich ciśnień, jeden z najpopularniejszych obiektów współczesnych badań geologicznych.

Większość nowoczesnych stref subdukcji znajduje się na obrzeżach Oceanu Spokojnego, tworząc pacyficzny pierścień ognia. Procesy zachodzące w strefie konwergencji płyt uważane są za jedne z najbardziej złożonych w geologii. Miesza bloki różnego pochodzenia, tworząc nową skorupę kontynentalną.

Aktywne marginesy kontynentalne

Aktywny margines kontynentalny

Aktywny brzeg kontynentalny występuje tam, gdzie oceaniczna skorupa zapada się pod kontynentem. Zachodnie wybrzeże Ameryki Południowej jest uważane za standard tego geodynamicznego otoczenia, często nazywane jest andyjski rodzaj obrzeża kontynentalnego. Aktywny brzeg kontynentalny charakteryzuje się licznymi wulkanami i ogólnie silnym magmatyzmem. Wytopy składają się z trzech elementów: skorupy oceanicznej, znajdującego się nad nią płaszcza i dolnych części skorupy kontynentalnej.

Pod aktywnym brzegiem kontynentu zachodzi aktywna mechaniczna interakcja między płytami oceanicznymi i kontynentalnymi. W zależności od prędkości, wieku i grubości skorupy oceanicznej możliwych jest kilka scenariuszy równowagi. Jeśli płyta porusza się powoli i ma stosunkowo małą grubość, kontynent zeskrobuje z niej pokrywę osadową. Skały osadowe są kruszone w intensywne fałdy, przeobrażane i stają się częścią skorupy kontynentalnej. Powstała struktura nazywa się klin akrecyjny. Jeśli prędkość płyty subdukcji jest wysoka, a pokrywa osadowa jest cienka, skorupa oceaniczna wymazuje dno kontynentu i wciąga je do płaszcza.

łuki wysp

łuk wyspowy

Łuki wysp to łańcuchy wysp wulkanicznych nad strefą subdukcji, występujące tam, gdzie płyta oceaniczna subdukuje się pod inną płytą oceaniczną. Aleuty, Kuryle, Mariany i wiele innych archipelagów można nazwać typowymi współczesnymi łukami wysp. Wyspy japońskie są również często określane jako łuk wyspowy, ale ich podstawy są bardzo stare i w rzeczywistości tworzą je kilka kompleksów łuków wyspowych z różnych czasów, dzięki czemu wyspy japońskie są mikrokontynentem.

Łuki wyspowe powstają, gdy zderzają się dwie płyty oceaniczne. W tym przypadku jedna z płyt znajduje się na dole i jest wchłonięta przez płaszcz. Na górnej płycie tworzą się wulkany łukowe. Zakrzywiona strona łuku wyspy jest skierowana w stronę płyty wchłoniętej. Z tej strony znajduje się rów głębokowodny i niecka przedłukowa.

Za łukiem wyspy znajduje się basen załukowy (typowe przykłady: Morze Ochockie, Morze Południowochińskie itp.), w którym może również występować rozprzestrzenianie się.

Zderzenie kontynentów

Zderzenie kontynentów

Zderzenie płyt kontynentalnych prowadzi do zapadnięcia się skorupy ziemskiej i powstania łańcuchów górskich. Przykładem kolizji jest pas górski alpejsko-himalajski powstały w wyniku zamknięcia Oceanu Tetydy oraz kolizja z płytą Eurazjatycką Hindustanu i Afryki. W efekcie grubość skorupy znacznie się zwiększa, pod Himalajami jest to 70 km. Jest to struktura niestabilna, intensywnie niszczona przez erozję powierzchniową i tektoniczną. Granity wytapiane są z przeobrażonych w skorupie skał osadowych i magmowych o znacznie zwiększonej miąższości. Tak powstały największe batolity, na przykład Angara-Vitimsky i Zerenda.

Przekształć granice

Tam, gdzie płyty poruszają się równolegle, ale z różnymi prędkościami, pojawiają się uskoki transformacyjne - majestatyczne uskoki ścinania, które są szeroko rozpowszechnione w oceanach i rzadkie na kontynentach.

Szczeliny transformacji

W oceanach uskoki transformacyjne biegną prostopadle do grzbietów śródoceanicznych (MOR) i dzielą je na segmenty o średniej szerokości 400 km. Pomiędzy segmentami grzbietu znajduje się aktywna część uskoku transformacji. Na tym obszarze stale występują trzęsienia ziemi i zabudowa górska, wokół uskoku tworzą się liczne struktury upierzające - nasunięcia, fałdy i wzniesienia. W efekcie w strefie uskokowej często odsłaniają się skały płaszcza.

Po obu stronach segmentów MOR znajdują się nieaktywne części zwarć transformatowych. Nie występują w nich ruchy aktywne, ale wyraźnie wyrażają się one w topografii dna oceanicznego jako liniowe wypiętrzenia z centralną depresją.

Uskoki transformacji tworzą regularną siatkę i oczywiście nie powstają przypadkowo, ale z obiektywnych przyczyn fizycznych. Połączenie danych modelowania numerycznego, eksperymentów termofizycznych i obserwacji geofizycznych pozwoliło stwierdzić, że konwekcja w płaszczu ma strukturę trójwymiarową. Oprócz głównego przepływu z MOR, w komorze konwekcyjnej powstają przepływy podłużne z powodu chłodzenia górnej części przepływu. Ta schłodzona materia spływa wzdłuż głównego kierunku przepływu płaszcza. To właśnie w strefach tego wtórnego zstępującego przepływu zlokalizowane są błędy transformacji. Model ten jest dobrze zgodny z danymi dotyczącymi przepływu ciepła: obserwuje się spadek w przypadku zwarć transformatowych.

Przesunięcia na kontynentach

Granice płyt ścinanych na kontynentach są stosunkowo rzadkie. Być może jedynym obecnie aktywnym przykładem tego typu granicy jest uskok San Andreas, który oddziela płytę północnoamerykańską od Pacyfiku. 800-kilometrowy uskok San Andreas jest jednym z najbardziej aktywnych sejsmicznie regionów na świecie: płyty przesuwają się względem siebie o 0,6 cm rocznie, trzęsienia ziemi o sile ponad 6 jednostek występują średnio raz na 22 lata. Miasto San Francisco i znaczna część obszaru zatoki San Francisco są zbudowane w bliskim sąsiedztwie tego uskoku.

Procesy wewnątrzpłytkowe

Pierwsze sformułowania tektoniki płyt głosiły, że zjawiska wulkaniczne i sejsmiczne koncentrują się wzdłuż granic płyt, ale wkrótce stało się jasne, że wewnątrz płyt zachodzą specyficzne procesy tektoniczne i magmowe, które również interpretowano w ramach tej teorii. Wśród procesów wewnątrzpłytowych szczególne miejsce zajmowały zjawiska długotrwałego magmatyzmu bazaltowego na niektórych obszarach, tak zwanych gorących punktów.

Gorące miejsca

Na dnie oceanów znajdują się liczne wyspy wulkaniczne. Część z nich ulokowana jest w sieciach o sukcesywnie zmieniającym się wieku. Klasycznym przykładem takiego podwodnego grzbietu jest hawajski grzbiet łodzi podwodnej. Wznosi się nad powierzchnią oceanu w postaci Wysp Hawajskich, z których na północny zachód rozciąga się łańcuch podwodnych gór, z których niektóre, na przykład Atol Midway, wychodzą na powierzchnię. W odległości około 3000 km od Hawajów łańcuch skręca lekko na północ i jest już nazywany Pasmem Cesarskim. Jest przerwany w głębokim rowie przed łukiem wyspy Aleuty.

Aby wyjaśnić tę niesamowitą strukturę, zasugerowano, że pod Wyspami Hawajskimi znajduje się gorący punkt - miejsce, w którym gorący przepływ płaszcza unosi się na powierzchnię, co topi poruszającą się nad nim skorupę oceaniczną. Na Ziemi jest teraz wiele takich punktów. Przepływ płaszcza, który je powoduje, został nazwany pióropuszem. W niektórych przypadkach zakłada się wyjątkowo głębokie pochodzenie materii pióropuszu, aż do granicy rdzeń-płaszcz.

Pułapki i płaskowyże oceaniczne

Oprócz długotrwałych gorących punktów, czasami wewnątrz płyt występują ogromne wylewy roztopów, które tworzą pułapki na kontynentach i oceaniczne płaskowyże w oceanach. Osobliwością tego typu magmatyzmu jest to, że pojawia się on w geologicznie krótkim czasie - rzędu kilku milionów lat, ale obejmuje rozległe obszary (dziesiątki tysięcy km²); jednocześnie wylewa się kolosalna ilość bazaltów, porównywalna z ich liczbą, krystalizująca się w grzbietach śródoceanicznych.

Pułapki syberyjskie znane są na Platformie Wschodniosyberyjskiej, pułapki z Płaskowyżu Dekańskiego na kontynencie Hindustan i wiele innych. Uważa się również, że pułapki są spowodowane przepływami gorącego płaszcza, ale w przeciwieństwie do gorących punktów, są one krótkotrwałe i różnica między nimi nie jest do końca jasna.

Hot spoty i pułapki dały początek powstaniu tzw geotektonika pióropusza, który stwierdza, że ​​nie tylko konwekcja regularna, ale także smugi odgrywają istotną rolę w procesach geodynamicznych. Tektonika pióropusza nie jest sprzeczna z tektoniką płyt, ale ją uzupełnia.

Tektonika płyt jako system nauk

Tektoniki nie można już postrzegać jako koncepcji czysto geologicznej. Odgrywa kluczową rolę we wszystkich naukach o Ziemi; zidentyfikowano w nim kilka podejść metodologicznych z różnymi podstawowymi koncepcjami i zasadami.

Z punktu widzenia podejście kinematyczne, ruchy płyt można opisać geometrycznymi prawami ruchu figur na kuli. Ziemia jest postrzegana jako mozaika płyt o różnych rozmiarach poruszających się względem siebie i samej planety. Dane paleomagnetyczne umożliwiają rekonstrukcję położenia bieguna magnetycznego względem każdej płyty w różnym czasie. Uogólnienie danych na różnych płytach doprowadziło do odtworzenia całej sekwencji względnych przemieszczeń płyt. Połączenie tych danych z informacjami ze statycznych gorących punktów umożliwiło określenie bezwzględnych ruchów płyt i historii ruchu biegunów magnetycznych Ziemi.

Podejście termofizyczne traktuje Ziemię jak silnik cieplny, w którym energia cieplna jest częściowo zamieniana na energię mechaniczną. W ramach tego podejścia ruch materii w wewnętrznych warstwach Ziemi jest modelowany jako przepływ lepkiego płynu, opisany równaniami Naviera-Stokesa. Konwekcji w płaszczu towarzyszą przemiany fazowe i reakcje chemiczne, które odgrywają decydującą rolę w strukturze przepływów w płaszczu. W oparciu o dane sondowania geofizycznego, wyniki eksperymentów termofizycznych oraz obliczenia analityczne i numeryczne, naukowcy próbują uszczegółowić strukturę konwekcji w płaszczu, znaleźć szybkości przepływu i inne ważne cechy procesów głębokich. Dane te są szczególnie ważne dla zrozumienia budowy najgłębszych części Ziemi – dolnego płaszcza i jądra, które są niedostępne do bezpośrednich badań, ale niewątpliwie mają ogromny wpływ na procesy zachodzące na powierzchni planety.

Podejście geochemiczne. W geochemii tektonika płyt jest ważna jako mechanizm ciągłej wymiany materii i energii między różnymi powłokami Ziemi. Każde ustawienie geodynamiczne charakteryzuje się specyficznymi skojarzeniami skał. Z kolei te charakterystyczne cechy można wykorzystać do określenia położenia geodynamicznego, w którym powstała skała.

Podejście historyczne. W sensie historii planety Ziemia tektonika płyt to historia łączenia i rozdzielania kontynentów, narodzin i wygaśnięcia łańcuchów wulkanicznych, pojawienia się i zamknięcia oceanów i mórz. Obecnie, dla dużych bloków skorupy, historia ruchów została ustalona bardzo szczegółowo i przez znaczny okres czasu, ale dla małych płyt trudności metodologiczne są znacznie większe. Najbardziej złożone procesy geodynamiczne zachodzą w strefach kolizji płyt, gdzie tworzą się pasma górskie złożone z wielu małych niejednorodnych bloków - terranów. Podczas badania Gór Skalistych narodził się specjalny kierunek badań geologicznych - analiza terranów, która obejmowała zestaw metod identyfikacji terranów i rekonstrukcji ich historii.

Tektonika płyt na innych planetach

Obecnie nie ma dowodów na współczesną tektonikę płyt na innych planetach Układu Słonecznego. Badania pola magnetycznego Marsa, przeprowadzone przez stację kosmiczną Mars Global Surveyor, wskazują na możliwość istnienia tektoniki płyt na Marsie w przeszłości.

W przeszłości [ gdy?] przepływ ciepła z wnętrzności planety był większy, więc skorupa była cieńsza, ciśnienie pod znacznie cieńszą skorupą też było znacznie niższe. A przy znacznie niższym ciśnieniu i nieco wyższej temperaturze lepkość przepływów konwekcyjnych płaszcza bezpośrednio pod skorupą była znacznie niższa niż obecnie. Dlatego w skorupie unoszącej się na powierzchni spływu płaszcza, który jest mniej lepki niż obecnie, powstały jedynie stosunkowo niewielkie odkształcenia sprężyste. A naprężenia mechaniczne generowane w skorupie przez mniej lepkie niż obecnie prądy konwekcyjne nie były wystarczające, aby przekroczyć ostateczną wytrzymałość skał skorupy. Możliwe więc, że nie było takiej aktywności tektonicznej jak w późniejszym czasie.

Wcześniejsze ruchy płyt

Więcej na ten temat w: Historia ruchu płyt.

Rekonstrukcja dawnych ruchów płyt jest jednym z głównych tematów badań geologicznych. Z różnym stopniem szczegółowości odtworzono pozycje kontynentów i bloki, z których powstały, aż do Archaanu.

Z analizy ruchów kontynentów dokonano empirycznej obserwacji, że co 400-600 milionów lat kontynenty łączą się w ogromny kontynent zawierający prawie całą skorupę kontynentalną - superkontynent. Współczesne kontynenty powstały 200-150 milionów lat temu w wyniku podziału superkontynentu Pangea. Teraz kontynenty są na etapie prawie maksymalnego oddzielenia. Ocean Atlantycki rozszerza się, a Pacyfik się zamyka. Hindustan przesuwa się na północ i miażdży płytę euroazjatycką, ale najwyraźniej zasoby tego ruchu są już prawie wyczerpane, a w niedalekiej przyszłości na Oceanie Indyjskim pojawi się nowa strefa subdukcji, w której oceaniczna skorupa Oceanu Indyjskiego zostanie wchłonięty pod kontynent indyjski.

Wpływ ruchów płyt na klimat

Lokalizacja dużych mas kontynentalnych w regionach polarnych przyczynia się do ogólnego spadku temperatury planety, ponieważ na kontynentach mogą tworzyć się pokrywy lodowe. Im bardziej rozwinięte zlodowacenie, tym większe albedo planety i niższa średnia roczna temperatura.

Ponadto względne położenie kontynentów determinuje cyrkulację oceaniczną i atmosferyczną.

Jednak prosty i logiczny schemat: kontynenty w rejonach polarnych – zlodowacenie, kontynenty w rejonach równikowych – wzrost temperatury, okazuje się błędny w porównaniu z danymi geologicznymi o przeszłości Ziemi. Zlodowacenie czwartorzędu naprawdę wydarzyło się, gdy Antarktyda pojawiła się w rejonie bieguna południowego, a na półkuli północnej Eurazja i Ameryka Północna zbliżyły się do bieguna północnego. Z drugiej strony najsilniejsze zlodowacenie proterozoiczne, podczas którego Ziemia była prawie całkowicie pokryta lodem, wystąpiło, gdy większość mas kontynentalnych znajdowała się w rejonie równikowym.

Ponadto znaczące zmiany położenia kontynentów zachodzą w okresie około kilkudziesięciu milionów lat, podczas gdy łączny czas trwania epok lodowcowych wynosi około kilku milionów lat, a podczas jednej epoki lodowcowej następują cykliczne zmiany zlodowaceń i okresów interglacjalnych . Wszystkie te zmiany klimatyczne zachodzą szybko w porównaniu z prędkościami, z jakimi poruszają się kontynenty, a zatem ruch płyt nie może być przyczyną.

Z powyższego wynika, że ​​ruchy płyt nie odgrywają decydującej roli w zmianach klimatu, ale mogą być ważnym dodatkowym czynnikiem „popychającym” je.

Znaczenie tektoniki płyt

Tektonika płyt odegrała w naukach o Ziemi rolę porównywalną z koncepcją heliocentryczną w astronomii lub odkryciem DNA w genetyce. Przed przyjęciem teorii tektoniki płyt nauki o Ziemi miały charakter opisowy. Osiągnęli wysoki poziom perfekcji w opisywaniu obiektów przyrodniczych, ale rzadko byli w stanie wyjaśnić przyczyny procesów. W różnych gałęziach geologii mogłyby dominować przeciwstawne koncepcje. Tektonika płyt połączyła różne nauki o Ziemi, dała im moc przewidywania.

Zobacz też

Uwagi

Literatura

• Wegenera A. Pochodzenie kontynentów i oceanów / tłum. z nim. PG Kaminsky, wyd. P.N. Kropotkin. - L.: Nauka, 1984. - 285 s.
• Dobretsov N. L., Kirdyashkin A. G. Geodynamika głęboka. - Nowosybirsk, 1994. - 299 s.
• Zonenshain, Kuzmin MI. Tektonika płyt ZSRR. W 2 tomach.
• Kuzmin M. I., Korolkov A. T., Dril S. I., Kovalenko S. N. Geologia historyczna z podstawami tektoniki płyt i metalogenezy. - Irkuck: Irkuck. nie-t, 2000. - 288 s.
• Cox A, Hart R. Płyty tektoniczne. - M.: Mir, 1989. - 427 s.
• N. V. Koronovsky, V. E. Khain, Yasamanov N. A. Geologia historyczna: podręcznik. M.: Wydawnictwo Akademii, 2006.
• Lobkovsky L.I., Nikishin A.M., Khain V.E. Współczesne problemy geotektoniki i geodynamiki. - M.: Świat nauki, 2004. - 612 s. - ISBN 5-89176-279-X.
• Khain, Wiktor Jefimowicz. Główne problemy współczesnej geologii. M.: Świat Naukowy, 2003.

Spinki do mankietów

Po rosyjsku

• Khain, Viktor Efimovich Współczesna geologia: problemy i perspektywy
• V.P. Trubitsyn, V.V. Rykov. Konwekcja w płaszczu i globalna tektonika Earth Joint Institute for the Earth RAS, Moskwa
• Przyczyny uskoków tektonicznych, dryfu kontynentów i fizycznego bilansu cieplnego planety (USAP)
• Khain, Victor Efimovich Tektonika płyt, ich struktury, ruchy i deformacje

Po angielsku

EWOLUCJA ZIEMI

ZIEMIA W UKŁADIE SŁONECZNYM

Ziemia należy do planet ziemskich, co oznacza, że ​​w przeciwieństwie do gazowych gigantów, takich jak Jowisz, ma stałą powierzchnię. Jest to największa z czterech ziemskich planet Układu Słonecznego, zarówno pod względem wielkości, jak i masy. Ponadto Ziemia ma największą gęstość, najsilniejszą grawitację powierzchniową i najsilniejsze pole magnetyczne spośród czterech planet.

kształt ziemi

Porównanie rozmiarów planet ziemskich (od lewej do prawej): Merkury, Wenus, Ziemia, Mars.

Ruch Ziemi

Ziemia porusza się wokół Słońca po eliptycznej orbicie w odległości około 150 milionów km ze średnią prędkością 29,765 km/s. Prędkość orbity Ziemi nie jest stała: w lipcu zaczyna przyspieszać (po przejściu aphelium), aw styczniu znów zwalnia (po przejściu peryhelium). Słońce i cały Układ Słoneczny krążą wokół centrum Drogi Mlecznej po niemal kołowej orbicie z prędkością około 220 km/s. Porwana przez ruch Słońca Ziemia opisuje spiralę w przestrzeni.

Obecnie peryhelium Ziemi przypada około 3 stycznia, a aphelium około 4 lipca.

Dla Ziemi promień sfery Wzgórza (strefy wpływu ziemskiej grawitacji) wynosi około 1,5 miliona km. Jest to maksymalna odległość, przy której wpływ grawitacji Ziemi jest większy niż wpływ grawitacji innych planet i Słońca.

Struktura ziemi Struktura wewnętrzna

Ogólna struktura planety Ziemia

Ziemia, podobnie jak inne ziemskie planety, ma warstwową strukturę wewnętrzną. Składa się z solidnych skorup krzemianowych (skorupa, wyjątkowo lepki płaszcz) i metalowego rdzenia. Zewnętrzna część rdzenia jest płynna (znacznie mniej lepka niż płaszcz), podczas gdy wewnętrzna część jest stała.

Ciepło wewnętrzne planety jest najprawdopodobniej dostarczane przez radioaktywny rozpad izotopów potasu-40, uranu-238 i toru-232. Wszystkie trzy pierwiastki mają okres półtrwania ponad miliard lat. W centrum planety temperatura może wzrosnąć do 7000 K, a ciśnienie może osiągnąć 360 GPa (3,6 tys. atm.).

Skorupa ziemska to górna część stałej ziemi.

Skorupa ziemska jest podzielona na płyty litosferyczne o różnych rozmiarach, poruszające się względem siebie.

Płaszcz jest krzemianową skorupą Ziemi, złożoną głównie ze skał składających się z krzemianów magnezu, żelaza, wapnia itp.

Płaszcz rozciąga się od głębokości 5–70 km poniżej granicy ze skorupą ziemską do granicy z jądrem na głębokości 2900 km.

Rdzeń składa się ze stopu żelaza i niklu zmieszanego z innymi pierwiastkami.

Teoria płyt tektonicznych Platformy tektoniczne

Według teorii płyt tektonicznych zewnętrzna część Ziemi składa się z litosfery, która obejmuje skorupę ziemską i utwardzoną górną część płaszcza. Pod litosferą znajduje się astenosfera, która stanowi wewnętrzną część płaszcza. Astenosfera zachowuje się jak przegrzany i niezwykle lepki płyn.

Litosfera jest podzielona na płyty tektoniczne i jakby unosi się na astenosferze. Płyty to sztywne segmenty, które poruszają się względem siebie. Te okresy migracji trwają wiele milionów lat. Na uskokach między płytami tektonicznymi mogą wystąpić trzęsienia ziemi, aktywność wulkaniczna, budowanie gór i tworzenie się depresji oceanicznych.

Wśród płyt tektonicznych największą prędkość ruchu mają płyty oceaniczne. Tak więc płyta Pacyfiku porusza się z prędkością 52 - 69 mm rocznie. Najniższa prędkość jest na płycie euroazjatyckiej – 21 mm rocznie.

superkontynent

Superkontynent to kontynent w tektonice płyt, który zawiera prawie całą skorupę kontynentalną Ziemi.

Badanie historii ruchów kontynentów wykazało, że z częstotliwością około 600 milionów lat wszystkie bloki kontynentalne są zbierane w jeden blok, który następnie się rozdziela.

Powstanie kolejnego superkontynentu za 50 milionów lat przewidują amerykańscy naukowcy na podstawie satelitarnych obserwacji ruchu kontynentów. Afryka połączy się z Europą, Australia będzie dalej przesuwać się na północ i zjednoczyć z Azją, a Ocean Atlantycki po pewnej ekspansji całkowicie zniknie.

Wulkany

Wulkany - formacje geologiczne na powierzchni skorupy ziemskiej lub skorupy innej planety, gdzie magma wychodzi na powierzchnię, tworząc lawę, gazy wulkaniczne, kamienie.

Słowo „Vulcan” pochodzi od imienia starożytnego rzymskiego boga ognia, Vulcan.

Nauka badająca wulkany to wulkanologia.

1. Aktywność wulkaniczna

Wulkany dzielimy w zależności od stopnia aktywności wulkanicznej na aktywne, uśpione i wymarłe.

Wśród wulkanologów nie ma zgody co do definicji aktywnego wulkanu. Okres aktywności wulkanu może trwać od kilku miesięcy do kilku milionów lat. Wiele wulkanów wykazywało aktywność wulkaniczną kilkadziesiąt tysięcy lat temu, ale obecnie nie są uważane za aktywne.

Często w kraterach wulkanów znajdują się jeziora płynnej lawy. Jeśli magma jest lepka, może zatkać otwór wentylacyjny, jak „korek”. Prowadzi to do najsilniejszych erupcji wybuchowych, gdy przepływ gazów dosłownie wybija „korek” z otworu wentylacyjnego.

Istnieją dwa rodzaje litosfery. W litosferze oceanicznej występuje skorupa oceaniczna o grubości około 6 km. Jest w większości pokryta morzem. Litosfera kontynentalna pokryta jest skorupą kontynentalną o grubości od 35 do 70 km. W większości ta kora wystaje ponad, tworząc ląd.

Talerze

Skały i minerały

ruchome talerze

Płyty skorupy ziemskiej nieustannie poruszają się w różnych kierunkach, choć bardzo powoli. Średnia prędkość ich przemieszczania się to 5 cm rocznie. Twoje paznokcie rosną mniej więcej w tym samym tempie. Ponieważ wszystkie płytki ściśle przylegają do siebie, ruch którejkolwiek z nich oddziałuje na sąsiednie płytki, powodując ich stopniowy ruch. Płyty mogą poruszać się na różne sposoby, co widać na ich granicach, ale przyczyny, które powodują ruch płyt, są nadal nieznane naukowcom. Podobno proces ten może nie mieć ani początku, ani końca. Niemniej jednak niektóre teorie twierdzą, że jeden rodzaj ruchu płyt może być, że tak powiem, „pierwotny”, a wszystkie inne płyty są już wprawiane w ruch.

Jednym z rodzajów ruchu płyt jest „nurkowanie” jednej płyty pod drugą. Niektórzy uczeni uważają, że to właśnie ten rodzaj ruchu powoduje wszystkie inne ruchy płyt. Na niektórych granicach roztopiona skała, przebijając się na powierzchnię między dwiema płytami, twardnieje wzdłuż ich krawędzi, rozpychając te płyty. Ten proces może również powodować ruch wszystkich innych płyt. Uważa się również, że oprócz pierwotnego popychania ruch płyt jest stymulowany przez gigantyczne przepływy ciepła krążące w płaszczu (patrz artykuł "").

dryfujące kontynenty

Naukowcy uważają, że od czasu powstania pierwotnej skorupy ziemskiej ruch płyt zmienił położenie, kształt i rozmiar kontynentów i oceanów. Ten proces został nazwany tektonika płyty. Podano różne dowody tej teorii. Na przykład kontury kontynentów, takich jak Ameryka Południowa i Afryka, wyglądają tak, jakby kiedyś tworzyły jedną całość. Niewątpliwe podobieństwa znaleziono również w strukturze i wieku skał, które tworzą pradawne pasma górskie na obu kontynentach.

1. Według naukowców masy lądowe, które obecnie tworzą Amerykę Południową i Afrykę, były połączone ze sobą ponad 200 milionów lat temu.

2. Najwyraźniej dno Oceanu Atlantyckiego stopniowo rozszerzało się, gdy na granicach płyt utworzyła się nowa skała.

3. Obecnie Ameryka Południowa i Afryka oddalają się od siebie w tempie około 3,5 cm rocznie z powodu ruchu płyt.

Płyty litosferyczne- duże sztywne bloki litosfery Ziemi, ograniczone sejsmicznie i tektonicznie aktywnymi strefami uskoków.

Płyty z reguły są oddzielone głębokimi uskokami i poruszają się wzdłuż lepkiej warstwy płaszcza względem siebie w tempie 2-3 cm rocznie. Tam, gdzie zderzają się płyty kontynentalne, tworzą się pasy górskie . Kiedy płyta kontynentalna i oceaniczna wchodzą w interakcję, płyta ze skorupą oceaniczną przesuwa się pod płytą ze skorupą kontynentalną, powodując powstawanie rowów głębinowych i łuków wysp.

Ruch płyt litosferycznych związany jest z ruchem materii w płaszczu. W oddzielnych częściach płaszcza istnieją potężne przepływy ciepła i materii wznoszące się z jego głębi na powierzchnię planety.

Pokrywa ponad 90% powierzchni Ziemi 13 największe płyty litosferyczne.

Strzelanina– ogromne pęknięcie w skorupie ziemskiej, powstałe podczas jej poziomego rozciągania (tj. tam, gdzie rozchodzą się przepływy ciepła i materii). W szczelinach wylewa się magma, pojawiają się nowe uskoki, horsts, grabens. Tworzą się grzbiety śródoceaniczne.

Pierwszy hipoteza dryfu kontynentalnego (czyli ruch poziomy skorupy ziemskiej) wysunięty na początku XX wieku A. Wegenera. Na jego podstawie stworzono teoria płyt litosferycznych m. Zgodnie z tą teorią litosfera nie jest monolitem, ale składa się z dużych i małych płyt „unoszących się” po astenosferze. Obszary graniczne między płytami litosferycznymi nazywają się pasy sejsmiczne - to najbardziej „niespokojne” obszary planety.

Skorupa ziemska dzieli się na sekcje stabilne (platformy) i ruchome (obszary złożone - geosynkliny).

- potężne podwodne struktury górskie na dnie oceanu, najczęściej zajmujące środkową pozycję. W pobliżu grzbietów śródoceanicznych płyty litosfery rozchodzą się i pojawia się młoda bazaltowa skorupa oceaniczna. Procesowi temu towarzyszy intensywny wulkanizm i wysoka sejsmiczność.

Kontynentalne strefy ryftowe to na przykład wschodnioafrykański system ryftowy, system ryftowy Bajkał. Rowy, podobnie jak grzbiety śródoceaniczne, charakteryzują się aktywnością sejsmiczną i wulkanizmem.

Płyty tektoniczne- hipoteza sugerująca, że ​​litosfera jest podzielona na duże płyty, które poruszają się wzdłuż płaszcza w kierunku poziomym. W pobliżu grzbietów śródoceanicznych płyty litosferyczne oddalają się i gromadzą z powodu materii unoszącej się z wnętrzności Ziemi; w rowach głębinowych jedna płyta przesuwa się pod drugą i jest pochłaniana przez płaszcz. W miejscach zderzenia płyt powstają złożone struktury.