Hoe tektonische platen bewegen. Platentektoniek: definitie, beweging, typen

Lithosferische platen van de aarde zijn enorme blokken. Hun fundament wordt gevormd door graniet gemetamorfoseerde stollingsgesteenten die sterk verfrommeld zijn in plooien. De namen van de lithosferische platen worden in het onderstaande artikel gegeven. Van bovenaf zijn ze bedekt met een "cover" van drie tot vier kilometer. Het is gevormd uit sedimentair gesteente. Het platform heeft een reliëf bestaande uit individuele bergketens en uitgestrekte vlaktes. Verder zal de theorie van de beweging van lithosferische platen worden beschouwd.

Het ontstaan ​​van een hypothese

De theorie van de beweging van lithosferische platen verscheen aan het begin van de twintigste eeuw. Vervolgens was ze voorbestemd om een ​​belangrijke rol te spelen in de verkenning van planeten. Wetenschapper Taylor, en na hem Wegener, stelden een hypothese op dat er in de loop van de tijd een verschuiving van lithosferische platen in horizontale richting is. In de jaren dertig van de 20e eeuw ontstond echter een andere mening. Volgens hem werd de beweging van lithosferische platen verticaal uitgevoerd. Dit fenomeen was gebaseerd op het proces van differentiatie van de mantel van de planeet. Het werd fixisme genoemd. Deze naam was te danken aan het feit dat de permanent vaste positie van de aardkorstgebieden ten opzichte van de mantel werd herkend. Maar in 1960, na de ontdekking van het mondiale systeem van mid-oceanische ruggen die de hele planeet omringen en in sommige gebieden aan land komen, was er een terugkeer naar de hypothese van het begin van de 20e eeuw. De theorie nam echter een nieuwe vorm aan. Bloktektoniek is een leidende hypothese geworden in de wetenschappen die de structuur van de planeet bestuderen.

Basisvoorzieningen

Er werd vastgesteld dat er grote lithosferische platen zijn. Hun aantal is beperkt. Er zijn ook kleinere lithosferische platen van de aarde. De grenzen tussen hen worden getrokken langs de verdikking in de brandpunten van aardbevingen.

De namen van de lithosferische platen komen overeen met de continentale en oceanische gebieden die erboven liggen. Er zijn slechts zeven rotsblokken met een enorm oppervlak. De grootste lithosferische platen zijn Zuid- en Noord-Amerikaans, Euro-Aziatisch, Afrikaans, Antarctica, de Stille Oceaan en Indo-Australisch.

Brokken die in de asthenosfeer drijven, zijn stevig en stijf. De bovenstaande gebieden zijn de belangrijkste lithosferische platen. In overeenstemming met de oorspronkelijke ideeën geloofde men dat de continenten hun weg banen door de oceaanbodem. In dit geval werd de beweging van lithosferische platen uitgevoerd onder invloed van een onzichtbare kracht. Uit de uitgevoerde onderzoeken bleek dat de blokken passief over het mantelmateriaal drijven. Het is vermeldenswaard dat hun richting in eerste instantie verticaal is. Het mantelmateriaal stijgt naar boven onder de nokkam. Dan is er een spreiding in beide richtingen. Dienovereenkomstig is er een divergentie van de lithosferische platen. Dit model stelt de oceaanbodem voor als een gigantische, die naar de oppervlakte komt in de spleetgebieden van de mid-oceanische ruggen. Daarna verbergt het zich in diepzeetroggen.

De divergentie van lithosferische platen veroorzaakt de uitzetting van oceanische bedden. Het volume van de planeet blijft desondanks constant. Het feit is dat de geboorte van een nieuwe korst wordt gecompenseerd door de absorptie ervan in de gebieden van subductie (underthrust) in diepzeetroggen.

Waarom vindt de beweging van lithosferische platen plaats?

De reden ligt in de thermische convectie van het mantelmateriaal van de planeet. De lithosfeer wordt uitgerekt en opgetild, wat gebeurt boven de opstijgende takken van convectieve stromingen. Dit veroorzaakt de beweging van de lithosferische platen naar de zijkanten. Naarmate de afstand tot de mid-oceanische kloven toeneemt, treedt verdichting van het platform op. Het wordt zwaarder, het oppervlak zakt naar beneden. Dit verklaart de toename van de oceaandiepte. Hierdoor zakt het platform weg in diepzeetroggen. Wanneer het vervalt door de verwarmde mantel, koelt het af en zinkt het met de vorming van bassins die gevuld zijn met sedimenten.

Lithosferische plaatbotsingszones zijn gebieden waar korst en plaat worden samengedrukt. In dit opzicht wordt de kracht van de eerste vergroot. Als gevolg hiervan begint de opwaartse beweging van lithosferische platen. Het leidt tot de vorming van bergen.

Onderzoek

De studie van vandaag wordt uitgevoerd met behulp van geodetische methoden. Ze stellen ons in staat om een ​​conclusie te trekken over de continuïteit en alomtegenwoordigheid van processen. De botsingszones van lithosferische platen worden ook onthuld. De hefsnelheid kan oplopen tot tien millimeter.

Horizontaal grote lithosferische platen drijven iets sneller. In dit geval kan de snelheid gedurende het jaar oplopen tot tien centimeter. Zo is Sint-Petersburg bijvoorbeeld al met een meter gestegen gedurende de hele periode van zijn bestaan. Het Scandinavische schiereiland - 250 m in 25.000 jaar. Het mantelmateriaal beweegt relatief langzaam. Als gevolg hiervan treden echter aardbevingen en andere verschijnselen op. Dit stelt ons in staat om te concluderen over de grote kracht van materiële beweging.

Met behulp van de tektonische positie van de platen verklaren onderzoekers verschillende geologische verschijnselen. Tegelijkertijd werd in de loop van het onderzoek duidelijk dat de complexiteit van de processen die plaatsvinden met het platform veel groter is dan aan het begin van de hypothese leek.

Platentektoniek kon de veranderingen in de intensiteit van vervormingen en beweging, de aanwezigheid van een wereldwijd stabiel netwerk van diepe breuken en enkele andere verschijnselen niet verklaren. De kwestie van het historische begin van de actie blijft ook open. Sinds het late Proterozoïcum zijn er directe tekenen die wijzen op plaattektonische processen. Een aantal onderzoekers herkent hun manifestatie echter van het Archean of Early Proterozoic.

Onderzoeksmogelijkheden uitbreiden

De komst van seismische tomografie leidde tot de overgang van deze wetenschap naar een kwalitatief nieuw niveau. Halverwege de jaren tachtig van de vorige eeuw werd diepe geodynamica de meest veelbelovende en jonge richting van alle bestaande aardwetenschappen. De oplossing van nieuwe problemen werd echter niet alleen uitgevoerd met behulp van seismotomografie. Ook andere wetenschappen kwamen te hulp. Deze omvatten in het bijzonder experimentele mineralogie.

Dankzij de beschikbaarheid van nieuwe apparatuur werd het mogelijk om het gedrag van stoffen te bestuderen bij temperaturen en drukken die overeenkomen met het maximum op de diepten van de mantel. Ook maakte het onderzoek gebruik van de methoden van isotopengeochemie. Deze wetenschap bestudeert met name de isotopenbalans van zeldzame elementen, evenals edelgassen in verschillende aardschillen. In dit geval worden de indicatoren vergeleken met meteorietgegevens. De methoden van geomagnetisme worden gebruikt, met behulp waarvan wetenschappers proberen de oorzaken en het mechanisme van omkeringen in het magnetische veld te onthullen.

Moderne schilderkunst

De platformtektoniekhypothese blijft een bevredigende verklaring bieden voor het evolutieproces van de aardkorst gedurende ten minste de laatste drie miljard jaar. Tegelijkertijd zijn er satellietmetingen, volgens welke het feit wordt bevestigd dat de belangrijkste lithosferische platen van de aarde niet stil staan. Hierdoor ontstaat een bepaald beeld.

Er zijn drie meest actieve lagen in de dwarsdoorsnede van de planeet. De capaciteit van elk van hen is enkele honderden kilometers. Aangenomen wordt dat aan hen de hoofdrol wordt toebedeeld in de mondiale geodynamica. In 1972 onderbouwde Morgan de hypothese van oplopende mantelstralen die Wilson in 1963 naar voren had gebracht. Deze theorie verklaarde het fenomeen van intraplaatmagnetisme. De resulterende pluimtektoniek is in de loop van de tijd steeds populairder geworden.

Geodynamica

Met zijn hulp wordt rekening gehouden met de interactie van vrij complexe processen die plaatsvinden in de mantel en korst. In overeenstemming met het concept dat Artyushkov in zijn werk "Geodynamics" heeft geschetst, fungeert zwaartekrachtdifferentiatie van materie als de belangrijkste energiebron. Dit proces wordt genoteerd in de onderste mantel.

Nadat de zware componenten (ijzer, enz.) van het gesteente zijn gescheiden, blijft er een lichtere massa vaste stoffen over. Ze zakt weg in de kern. De locatie van de lichtere laag onder de zware is onstabiel. In dit opzicht verzamelt het accumulerende materiaal zich periodiek in voldoende grote blokken die naar de bovenste lagen drijven. De grootte van dergelijke formaties is ongeveer honderd kilometer. Dit materiaal was de basis voor de vorming van de upper

De onderste laag is waarschijnlijk een ongedifferentieerde primaire stof. Tijdens de evolutie van de planeet groeit door de ondermantel de bovenmantel en neemt de kern toe. Het is waarschijnlijker dat blokken licht materiaal in de onderste mantel langs de kanalen omhoog komen. De temperatuur van de massa erin is vrij hoog. Tegelijkertijd wordt de viscositeit aanzienlijk verminderd. Een temperatuurstijging wordt vergemakkelijkt door het vrijkomen van een groot volume potentiële energie tijdens het opstijgen van materie naar het zwaartekrachtgebied over een afstand van ongeveer 2000 km. Tijdens de beweging langs een dergelijk kanaal treedt een sterke verwarming van lichte massa's op. In dit opzicht komt materie de mantel binnen, met een voldoende hoge temperatuur en aanzienlijk minder gewicht in vergelijking met de omringende elementen.

Door de verlaagde dichtheid drijft licht materiaal in de bovenste lagen tot een diepte van 100-200 kilometer of minder. Bij afnemende druk neemt het smeltpunt van de componenten van de stof af. Na primaire differentiatie op het kern-mantelniveau treedt een secundaire op. Op ondiepe diepten ondergaat lichte materie gedeeltelijk smelten. Bij differentiatie komen dichtere stoffen vrij. Ze zinken in de onderste lagen van de bovenste mantel. De lichtere componenten die opvallen, komen respectievelijk omhoog.

Het complex van bewegingen van stoffen in de mantel dat gepaard gaat met de herverdeling van massa's met verschillende dichtheden als gevolg van differentiatie, wordt chemische convectie genoemd. De opkomst van lichtmassa's vindt plaats met een frequentie van ongeveer 200 miljoen jaar. Tegelijkertijd wordt niet overal een indringing in de bovenmantel waargenomen. In de onderste laag bevinden de kanalen zich op vrij grote afstand van elkaar (tot enkele duizenden kilometers).

Knobbel tillen

Zoals hierboven vermeld, in die zones waar grote massa's licht verwarmd materiaal in de asthenosfeer worden geïntroduceerd, smelt het gedeeltelijk en differentieert het. In het laatste geval wordt de selectie van componenten en hun daaropvolgende opkomst genoteerd. Ze gaan snel door de asthenosfeer. Bij het bereiken van de lithosfeer neemt hun snelheid af. In sommige gebieden vormt materie clusters van afwijkende mantel. Ze komen meestal voor in de bovenste lagen van de planeet.

Abnormale mantel

De samenstelling komt ongeveer overeen met normaal mantelmateriaal. Het verschil tussen de abnormale accumulatie is een hogere temperatuur (tot 1300-1500 graden) en een verminderde snelheid van elastische longitudinale golven.

De instroom van materie onder de lithosfeer veroorzaakt isostatische opheffing. Door de verhoogde temperatuur heeft het afwijkende cluster een lagere dichtheid dan de normale mantel. Bovendien is er een lage viscositeit van de samenstelling.

Bij het betreden van de lithosfeer wordt de afwijkende mantel vrij snel over de basis verdeeld. Tegelijkertijd verdringt het de dichtere en minder verwarmde materie van de asthenosfeer. In de loop van de beweging vult de abnormale accumulatie die gebieden waar de basis van het platform zich in een verhoogde staat bevindt (vallen), en het stroomt rond diep ondergedompelde gebieden. Als resultaat wordt in het eerste geval isostatische opheffing opgemerkt. Boven de verzonken gebieden blijft de korst stabiel.

vallen

Het proces van afkoeling van de bovenste mantellaag en korst tot een diepte van ongeveer honderd kilometer is traag. Over het algemeen duurt het enkele honderden miljoenen jaren. In dit opzicht hebben heterogeniteiten in de dikte van de lithosfeer, verklaard door horizontale temperatuurverschillen, een vrij grote traagheid. In het geval dat de val zich dichtbij de opwaartse stroom van de afwijkende cluster uit de diepten bevindt, wordt een grote hoeveelheid materie opgevangen door de sterk verhitte. Als resultaat wordt een vrij groot rotselement gevormd. In overeenstemming met dit schema vinden hoge opheffingen plaats op de plaats van epiplatform-orogenese in

Beschrijving van processen

In de val wordt de afwijkende laag tijdens het afkoelen met 1-2 kilometer samengedrukt. De schors die zich bovenaan bevindt, zinkt. In de gevormde trog beginnen sedimenten zich op te hopen. Hun ernst draagt ​​bij aan een nog grotere verzakking van de lithosfeer. Als gevolg hiervan kan de diepte van het bassin 5 tot 8 km bedragen. Tegelijkertijd kan tijdens de verdichting van de mantel in het onderste deel van de basaltlaag in de korst een fasetransformatie van het gesteente in eclogiet en granaatgranuliet worden waargenomen. Door de warmtestroom die uit de afwijkende stof ontsnapt, warmt de bovenliggende mantel op en neemt de viscositeit af. In dit opzicht wordt een geleidelijke verplaatsing van de normale accumulatie waargenomen.

Horizontale verplaatsingen

Met de vorming van opheffingen in het proces van abnormale mantelinstroom naar de korst op de continenten en oceanen, is er een toename van de potentiële energie opgeslagen in de bovenste lagen van de planeet. Om overtollige stoffen te dumpen, hebben ze de neiging om naar de zijkanten te verspreiden. Als gevolg hiervan worden extra spanningen gevormd. Verschillende soorten beweging van platen en korst worden ermee geassocieerd.

De uitzetting van de oceaanbodem en het drijven van continenten zijn een gevolg van de gelijktijdige uitzetting van de ruggen en de onderdompeling van het platform in de mantel. Onder de eerste bevinden zich grote massa's zeer verhitte abnormale materie. In het axiale deel van deze richels bevindt deze zich direct onder de korst. De lithosfeer is hier veel minder krachtig. Tegelijkertijd verspreidt de abnormale mantel zich in het gebied van verhoogde druk - in beide richtingen van onder de rand. Tegelijkertijd scheurt het vrij gemakkelijk de oceaankorst uit elkaar. De spleet is gevuld met basaltmagma. Zij, op haar beurt, wordt gesmolten uit de afwijkende mantel. Tijdens het stollen van magma wordt een nieuwe gevormd, zo groeit de bodem.

Proceskenmerken

Onder de middelste richels heeft de afwijkende mantel een verminderde viscositeit door de verhoogde temperatuur. De stof kan zich snel genoeg verspreiden. In dit opzicht vindt de groei van de bodem in een verhoogd tempo plaats. De oceanische asthenosfeer heeft ook een relatief lage viscositeit.

De belangrijkste lithosferische platen van de aarde drijven van bergkammen naar duikplekken. Als deze gebieden zich in dezelfde oceaan bevinden, verloopt het proces met een relatief hoge snelheid. Deze situatie is tegenwoordig typerend voor de Stille Oceaan. Als de uitzetting van de bodem en de bodemdaling in verschillende gebieden plaatsvinden, dan drijft het daartussen gelegen continent in de richting waar de verdieping plaatsvindt. Onder de continenten is de viscositeit van de asthenosfeer hoger dan onder de oceanen. Door de wrijving die optreedt, ontstaat er een aanzienlijke weerstand tegen beweging. Hierdoor wordt de snelheid waarmee de bodem uitzet lager als er geen compensatie is voor het inzakken van de mantel in hetzelfde gebied. De proliferatie in de Stille Oceaan is dus sneller dan in de Atlantische Oceaan.

Tektoniek is een tak van de geologie die de structuur van de aardkorst en de beweging van lithosferische platen bestudeert. Maar het is zo veelzijdig dat het een belangrijke rol speelt in veel andere aardwetenschappen. Tektoniek wordt gebruikt in de architectuur, geochemie, seismologie, bij de studie van vulkanen en op vele andere gebieden.

wetenschap tektoniek

Tektoniek is een relatief jonge wetenschap, het bestudeert de beweging van lithosferische platen. Voor het eerst werd het idee van plaatbeweging geuit in de theorie van continentale drift door Alfred Wegener in de jaren 1920. Maar het kreeg zijn ontwikkeling pas in de jaren 60 van de twintigste eeuw, na onderzoek naar het reliëf op de continenten en de oceaanbodem. Het verkregen materiaal stelde ons in staat om met een frisse blik naar de eerder bestaande theorieën te kijken. De theorie van lithosferische platen verscheen als een resultaat van de ontwikkeling van de ideeën van de theorie van continentale drift, de theorie van geosynclines en de hypothese van contracties.

Tektoniek is een wetenschap die de kracht en aard bestudeert van de krachten die bergketens vormen, rotsen in plooien verpletteren en de aardkorst uitrekken. Het ligt ten grondslag aan alle geologische processen die op de planeet plaatsvinden.

De contractuele hypothese

De contractiehypothese werd in 1829 naar voren gebracht door de geoloog Elie de Beaumont tijdens een bijeenkomst van de Franse Academie van Wetenschappen. Ze legt de processen uit van het vormen van bergen en het vouwen van de aardkorst onder invloed van de afname van het volume van de aarde door afkoeling. De hypothese is gebaseerd op de ideeën van Kant en Laplace over de primaire vurig-vloeibare toestand van de aarde en de verdere afkoeling ervan. Daarom werden de processen van het bouwen en vouwen van bergen uitgelegd als processen van samendrukking van de aardkorst. Later, afgekoeld, verminderde de aarde haar volume en verkreukelde ze in plooien.

Contractietektoniek, waarvan de definitie de nieuwe doctrine van geosynclines bevestigde, de ongelijke structuur van de aardkorst verklaarde, werd een solide theoretische basis voor de verdere ontwikkeling van de wetenschap.

Geosynclinale theorie

Het bestond aan het einde van de 19e en het begin van de 20e eeuw. Ze verklaart tektonische processen door cyclische oscillerende bewegingen van de aardkorst.

De aandacht van geologen werd gevestigd op het feit dat gesteenten zowel horizontaal als ontwricht kunnen voorkomen. De horizontaal afgezette rotsen werden platforms genoemd, terwijl de ontwrichte rotsen gevouwen gebieden werden genoemd.

Volgens de theorie van geosynclines is er in de beginfase, als gevolg van actieve tektonische processen, een doorbuiging en verzakking van de aardkorst. Dit proces gaat gepaard met het opdrijven van sedimenten en de vorming van een dikke laag sedimentaire afzettingen. In de toekomst vindt het proces van het bouwen van bergen en het verschijnen van vouwen plaats. Het geosynclinale regime wordt geschat door het platformregime, dat wordt gekenmerkt door onbeduidende tektonische bewegingen met de vorming van een kleine dikte van sedimentair gesteente. De laatste fase is de fase van de vorming van het continent.

Geosynclinale tektoniek heerste bijna 100 jaar. De geologie van die tijd ontbrak feitelijk materiaal, vervolgens leidden de verzamelde gegevens tot de creatie van een nieuwe theorie.

Lithosferische plaattheorie

Tektoniek is een van de richtingen in de geologie die de basis vormde van de moderne theorie van de beweging van lithosferische platen.

Volgens de theorie bestaat een deel van de aardkorst uit lithosferische platen, die continu in beweging zijn. Hun beweging is relatief ten opzichte van elkaar. In de zones van strekking van de aardkorst (mid-oceanische ruggen en continentale kloven), wordt een nieuwe gevormd (sproeizone). In de zones van onderdompeling van blokken van de aardkorst, wordt de oude korst geabsorbeerd, evenals de verzakking van de oceanische korst onder de continentale (subductiezone). Ook worden in het kader van de theorie de processen van bergbouw en vulkanische activiteit uitgelegd.

Globale platentektoniek omvat zo'n sleutelconcept als geodynamische setting. Het wordt gekenmerkt door een reeks geologische processen, binnen hetzelfde territorium, op een bepaald moment. Dezelfde geologische processen zijn kenmerkend voor dezelfde geodynamische omgeving.

De structuur van de wereld

Tektoniek is een tak van de geologie die de structuur van de planeet Aarde bestudeert. De aarde heeft, ruw geschat, de vorm van een afgeplatte ellipsoïde en bestaat uit meerdere schillen (lagen).

De volgende lagen worden onderscheiden:

1. Aardkorst.
2. Mantel.
3. Kern.

De aardkorst is de buitenste vaste laag van de aarde; het wordt van de mantel gescheiden door een grens die het Mohorovich-oppervlak wordt genoemd.

De mantel is op zijn beurt onderverdeeld in boven en onder. De grens tussen de mantellagen is de golitsinlaag. De aardkorst en het bovenste deel van de mantel, tot aan de asthenosfeer, vormen de lithosfeer van de aarde.

De kern is het centrum van de aardbol, gescheiden van de mantel door de Gutenberg-grens. Het is verdeeld in een vloeibare buitenkern en een vaste binnenkern, daartussen bevindt zich een overgangszone.

De structuur van de aardkorst

De wetenschap van de tektoniek is direct gerelateerd aan de structuur van de aardkorst. Geologie bestudeert niet alleen de processen die plaatsvinden in de ingewanden van de aarde, maar ook de structuur ervan.

De aardkorst is het bovenste deel van de lithosfeer, het is een externe vaste stof, het is samengesteld uit rotsen van verschillende fysieke en chemische samenstelling. Volgens fysische en chemische parameters is er een onderverdeling in drie lagen:

1. Basalt.
2. Graniet-gneis.
3. Sedimentair.

Er is ook een verdeling in de structuur van de aardkorst. Er zijn vier hoofdtypen van de aardkorst:

1. Continentaal.
2. Oceanisch.
3. Subcontinentaal.
4. Suboceanisch.

De continentale korst wordt vertegenwoordigd door alle drie de lagen; de dikte varieert van 35 tot 75 km. De bovenste, sedimentaire laag is wijd ontwikkeld, maar heeft in de regel een kleine dikte. De volgende laag, graniet-gneis, heeft de maximale dikte. De derde laag, basalt, bestaat uit metamorfe gesteenten.

De oceanische korst wordt weergegeven door twee lagen - sedimentair en basalt, de dikte is 5-20 km.

De subcontinentale korst bestaat, net als de continentale korst, uit drie lagen. Het verschil is dat de dikte van de graniet-gneislaag in de subcontinentale korst veel kleiner is. Dit type korst wordt gevonden op de grens van het continent met de oceaan, in het gebied van actief vulkanisme.

De suboceanische korst ligt dicht bij de oceanische. Het verschil is dat de dikte van de sedimentaire laag 25 km kan bereiken. Dit type korst is beperkt tot diepe dalen van de aardkorst (binnenzeeën).

Lithosferische plaat

Lithosferische platen zijn grote blokken van de aardkorst die deel uitmaken van de lithosfeer. De platen kunnen ten opzichte van elkaar bewegen langs het bovenste deel van de mantel - de asthenosfeer. De platen zijn van elkaar gescheiden door diepzeetroggen, mid-oceanische ruggen en bergsystemen. Kenmerkend voor lithosferische platen is dat ze gedurende lange tijd stijfheid, vorm en structuur kunnen behouden.

Aardtektoniek suggereert dat lithosferische platen constant in beweging zijn. Na verloop van tijd veranderen ze hun contour - ze kunnen splitsen of samen groeien. Tot op heden zijn 14 grote lithosferische platen geïdentificeerd.

Platentektoniek

Het proces dat het uiterlijk van de aarde vormt, is direct gerelateerd aan de tektoniek van lithosferische platen. Wereldtektoniek houdt in dat de beweging niet van continenten is, maar van lithosferische platen. Wanneer ze met elkaar botsen, vormen ze bergketens of diepe oceanische loopgraven. Aardbevingen en vulkaanuitbarstingen zijn het gevolg van de beweging van lithosferische platen. Actieve geologische activiteit is voornamelijk beperkt tot de randen van deze formaties.

De beweging van lithosferische platen wordt vastgelegd door satellieten, maar de aard en het mechanisme van dit proces blijft een mysterie.

In de oceanen zijn de processen van vernietiging en accumulatie van sedimenten traag, daarom worden tektonische bewegingen goed weerspiegeld in het reliëf. Het onderste reliëf heeft een ingewikkeld ontlede structuur. Er wordt onderscheid gemaakt tussen structuren die ontstaan ​​als gevolg van verticale bewegingen van de aardkorst en structuren die worden verkregen door horizontale bewegingen.

De structuren van de oceaanbodem omvatten landvormen zoals abyssale vlaktes, oceanische bekkens en mid-oceanische ruggen. In de zone van depressies wordt in de regel een rustige tektonische omgeving waargenomen, in de zone van mid-oceanische ruggen wordt tektonische activiteit van de aardkorst waargenomen.

Oceaantektoniek omvat ook structuren zoals diepzeetroggen, oceaanbergen en guyots.

Redenen om platen te verplaatsen

De drijvende geologische kracht is de tektoniek van de wereld. De belangrijkste reden voor de beweging van platen is mantelconvectie, veroorzaakt door warmte-zwaartekrachtstromen in de mantel. Dit komt door het temperatuurverschil tussen het oppervlak en het centrum van de aarde. In de rotsen warmen ze op, ze zetten uit en nemen af ​​in dichtheid. De lichte fracties beginnen te verschijnen en koude en zware massa's dalen in hun plaats. Het warmteoverdrachtsproces vindt continu plaats.

Een aantal andere factoren beïnvloeden de beweging van de platen. De asthenosfeer wordt bijvoorbeeld verhoogd in zones en verlaagd in duikzones. Zo wordt een hellend vlak gevormd en vindt het proces van "zwaartekracht" schuiven van de lithosferische plaat plaats. Subductiezones worden ook beïnvloed, waar de koude en zware oceanische korst onder de hete continentale korst wordt getrokken.

De dikte van de asthenosfeer onder de continenten is veel minder en de viscositeit is groter dan onder de oceanen. Onder de oude delen van de continenten is de asthenosfeer praktisch afwezig, dus op deze plaatsen bewegen ze niet en blijven ze op hun plaats. En aangezien de lithosferische plaat zowel het continentale als het oceanische deel omvat, zal de aanwezigheid van het oude continentale deel de beweging van de plaat belemmeren. De beweging van puur oceanische platen is sneller dan gemengd, en nog meer continentaal.

Er zijn veel mechanismen die de platen in beweging brengen; voorwaardelijk kunnen ze in twee groepen worden verdeeld:

De reeks processen van drijvende krachten weerspiegelt als geheel het geodynamische proces dat alle lagen van de aarde bedekt.

Architectuur en tektoniek

Tektoniek is niet alleen een puur geologische wetenschap die verband houdt met de processen die plaatsvinden in de ingewanden van de aarde. Het wordt ook gebruikt in het dagelijks leven van een persoon. In het bijzonder wordt tektoniek gebruikt in de architectuur en de constructie van alle constructies, of het nu gebouwen, bruggen of ondergrondse constructies zijn. Hier zijn de wetten van de mechanica de basis. In dit geval wordt onder tektoniek verstaan ​​de mate van sterkte en stabiliteit van de constructie in een bepaald gebied.

De theorie van lithosferische platen verklaart niet het verband tussen plaatbewegingen en diepe processen. We hebben een theorie nodig die niet alleen de structuur en beweging van lithosferische platen zou verklaren, maar ook de processen die in de aarde plaatsvinden. De ontwikkeling van een dergelijke theorie gaat gepaard met de eenwording van specialisten zoals geologen, geofysici, geografen, natuurkundigen, wiskundigen, scheikundigen en vele anderen.

Dit is een moderne geologische theorie over de beweging van de lithosfeer, volgens welke de aardkorst bestaat uit relatief integrale blokken - lithosferische platen, die ten opzichte van elkaar constant in beweging zijn. Tegelijkertijd wordt in de expansiezones (mid-oceanische ruggen en continentale kloven) als gevolg van de verspreiding van de zeebodem een ​​nieuwe oceanische korst gevormd en wordt de oude geabsorbeerd in subductiezones. De platentektoniektheorie verklaart het optreden van aardbevingen, vulkanische activiteit en bergbouwprocessen, meestal geassocieerd met plaatgrenzen.

Voor het eerst werd het idee van de beweging van aardkorstblokken uitgedrukt in de theorie van continentale drift, voorgesteld door Alfred Wegener in de jaren 1920. Deze theorie werd aanvankelijk verworpen. De heropleving van het idee van bewegingen in de vaste schaal van de aarde ("mobilisme") vond plaats in de jaren zestig, toen, als resultaat van studies naar het reliëf en de geologie van de oceaanbodem, gegevens werden verkregen die de processen aangeven van uitzetting (verspreiding) van de oceanische korst en het duwen van sommige delen van de korst onder andere (subductie). Door deze ideeën te combineren met de oude theorie van continentale drift ontstond de moderne theorie van de platentektoniek, die al snel een algemeen aanvaard concept werd in de aardwetenschappen.

In de theorie van de platentektoniek wordt de sleutelpositie ingenomen door het concept van de geodynamische setting - een karakteristieke geologische structuur met een bepaalde verhouding van platen. In dezelfde geodynamische omgeving vinden dezelfde tektonische, magmatische, seismische en geochemische processen plaats.

Huidige staat van platentektoniek

In de afgelopen decennia heeft de platentektoniek zijn fundamenten aanzienlijk veranderd. Nu kunnen ze als volgt worden geformuleerd:

Het bovenste deel van de vaste aarde is verdeeld in een fragiele lithosfeer en een plastic asthenosfeer. Convectie in de asthenosfeer is de belangrijkste oorzaak van plaatbeweging.

De moderne lithosfeer is verdeeld in 8 grote platen, tientallen middelgrote platen en vele kleine. Kleine platen bevinden zich in banden tussen grote platen. Seismische, tektonische en magmatische activiteit is geconcentreerd aan plaatgrenzen.

Lithosferische platen in de eerste benadering worden beschreven als starre lichamen en hun beweging gehoorzaamt aan de stelling van Euler van rotatie.

Er zijn drie hoofdtypen relatieve plaatbewegingen.

1) divergentie (divergentie), uitgedrukt door rifting en verspreiding;

2) convergentie (convergentie) uitgedrukt door subductie en botsing;

3) afschuifverplaatsingen langs geologische transformatiefouten.

Verspreiding in de oceanen wordt gecompenseerd door subductie en botsing langs hun periferie, en de straal en het volume van de aarde zijn constant tot aan de thermische samentrekking van de planeet (in ieder geval neemt de gemiddelde temperatuur van het binnenste van de aarde langzaam af over miljarden jaren).

De beweging van lithosferische platen wordt veroorzaakt door hun meesleuren door convectieve stromen in de asthenosfeer.

Er zijn twee fundamenteel verschillende soorten aardkorst: continentale korst (ouder) en oceanische korst (minder dan 200 miljoen jaar oud). Sommige lithosferische platen zijn uitsluitend samengesteld uit oceanische korst (bijvoorbeeld de grootste Pacifische plaat), andere bestaan ​​uit een blok continentale korst dat in de oceanische korst is gesoldeerd.

Meer dan 90% van het aardoppervlak in de moderne tijd is bedekt met 8 grootste lithosferische platen:

1. Australische plaat.

2. Antarctische plaat.

3. Afrikaanse plaat.

4. Euraziatische plaat.

5. Hindoestaanse plaat.

6. Pacifische plaat.

7. Noord-Amerikaanse plaat.

8. Zuid-Amerikaanse plaat.

Tot middelgrote platen behoren de Arabische plaat, evenals de Cocosplaat en de Juan de Fuca-plaat, overblijfselen van de enorme Faralon-plaat, die een aanzienlijk deel van de bodem van de Stille Oceaan vormde, maar nu is verdwenen in de subductiezone onder de Amerika.

volgens modern lithosferische plaattheorie De hele lithosfeer is verdeeld door smalle en actieve zones - diepe breuken - in afzonderlijke blokken die met een snelheid van 2-3 cm per jaar in de plastic laag van de bovenmantel ten opzichte van elkaar bewegen. Deze blokken heten lithosferische platen.

De eigenaardigheid van lithosferische platen is hun stijfheid en het vermogen om, bij afwezigheid van externe invloeden, hun vorm en structuur lange tijd onveranderd te houden.

Lithosferische platen zijn mobiel. Hun beweging langs het oppervlak van de asthenosfeer vindt plaats onder invloed van convectieve stromingen in de mantel. Individuele lithosferische platen kunnen ten opzichte van elkaar divergeren, naderen of verschuiven. In het eerste geval verschijnen spanningszones met scheuren tussen de platen langs de grenzen van de platen, in de tweede - zones van compressie, vergezeld van de stuwkracht van de ene plaat op de andere (stuwkracht - obductie; stuwkracht - subductie), in de derde - afschuifzones - breuken waarlangs de aangrenzende platen glijden. ...

Op de convergentiepunten van de continentale platen botsen ze en worden berggordels gevormd. Zo verscheen bijvoorbeeld het Himalaya-gebergte op de grens van de Euraziatische en Indo-Australische platen (Fig. 1).

Rijst. 1. Botsing van continentale lithosferische platen

Door de interactie van de continentale en oceanische platen beweegt de plaat met de oceanische korst onder de plaat met de continentale korst (Fig. 2).

Rijst. 2. Botsing van continentale en oceanische lithosferische platen

Als gevolg van de botsing van continentale en oceanische lithosferische platen, worden diepzeetroggen en eilandbogen gevormd.

De divergentie van lithosferische platen en de resulterende vorming van een oceanisch type korst wordt getoond in Fig. 3.

De axiale zones van de mid-oceanische ruggen worden gekenmerkt door: kloven(uit het Engels. breuk - spleet, barst, breuk) - een grote lineaire tektonische structuur van de aardkorst met een lengte van honderden, duizenden, tientallen en soms honderden kilometers, voornamelijk gevormd tijdens het horizontaal uitrekken van de korst (Fig. 4). Zeer grote kloven worden genoemd spleetriemen, zones of systemen.

Aangezien de lithosferische plaat een enkele plaat is, is elk van zijn fouten een bron van seismische activiteit en vulkanisme. Deze bronnen zijn geconcentreerd binnen relatief smalle zones, waarlangs onderlinge bewegingen en wrijving van aangrenzende platen optreden. Deze zones werden genoemd seismische banden. Riffen, mid-oceanische ruggen en diepzeetroggen zijn mobiele gebieden van de aarde en bevinden zich op de grenzen van lithosferische platen. Dit geeft aan dat het proces van de vorming van de aardkorst in deze zones momenteel zeer intensief gaande is.

Rijst. 3. Divergentie van lithosferische platen in de zone tussen de niet-oceanische rug

Rijst. 4. Schema van scheurvorming

De meeste breuken van lithosferische platen bevinden zich op de bodem van de oceanen, waar de aardkorst dunner is, maar ze worden ook op het land aangetroffen. De grootste breuk op het land bevindt zich in Oost-Afrika. Het strekt zich uit over 4000 km. De breedte van deze fout is 80-120 km.

Op dit moment zijn zeven van de grootste platen te onderscheiden (afb. 5). Hiervan is het grootste gebied de Stille Oceaan, die volledig uit de oceanische lithosfeer bestaat. In de regel wordt de Nazca-plaat ook wel groot genoemd, die meerdere malen kleiner is dan elk van de zeven grootste. Tegelijkertijd suggereren wetenschappers dat de Nazca-plaat in feite veel groter is dan we hem op de kaart zien (zie figuur 5), aangezien een aanzienlijk deel ervan onder de naburige platen ging. Ook deze plaat bestaat alleen uit de oceanische lithosfeer.

Rijst. 5. Lithosferische platen van de aarde

Een voorbeeld van een plaat die zowel continentale als oceanische lithosfeer omvat, is bijvoorbeeld de Indo-Australische lithosferische plaat. De Arabische Plaat bestaat bijna geheel uit de continentale lithosfeer.

De theorie van lithosferische platen is belangrijk. Allereerst kan het verklaren waarom er bergen zijn in sommige delen van de aarde en vlaktes in andere. Met behulp van de theorie van lithosferische platen is het mogelijk om de catastrofale verschijnselen die optreden aan de grenzen van de platen te verklaren en te voorspellen.

Rijst. 6. De contouren van de continenten lijken compatibel te zijn

Continentale drifttheorie

De theorie van lithosferische platen komt voort uit de theorie van continentale drift. Terug in de 19e eeuw. veel geografen hebben opgemerkt dat wanneer je naar de kaart kijkt, je kunt opmerken dat de kusten van Afrika en Zuid-Amerika, wanneer ze naderen, compatibel lijken te zijn (Fig. 6).

De opkomst van de hypothese van de beweging van continenten wordt geassocieerd met de naam van de Duitse wetenschapper Alfred Wegener(1880-1930) (Fig. 7), die dit idee het meest volledig heeft ontwikkeld.

Wegener schreef: "In 1910 kwam het idee om continenten te verplaatsen voor het eerst 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 gebieden van Zuid-Amerika, Afrika, Antarctica, Australië en Hindoestan.

Tussen Gondwana en Laurasia was de eerste zeevruchten - Tethys, als een enorme baai. De rest van de ruimte op aarde werd ingenomen door de Panthalassa-oceaan.

Ongeveer 200 miljoen jaar geleden waren Gondwana en Laurasia verenigd in één enkel continent - Pangaea (Pan - universeel, Ge - aarde) (Fig. 8).

Rijst. 8. Het bestaan ​​van een enkel continent Pangea (wit - land, punten - ondiepe zee)

Ongeveer 180 miljoen jaar geleden begon het Pangea-continent opnieuw te scheiden in zijn samenstellende delen, die op het oppervlak van onze planeet werden gemengd. De verdeling vond als volgt plaats: eerst kwamen Laurasia en Gondwana terug, daarna werd Laurasia gesplitst en vervolgens werd Gondwana gesplitst. Door de splitsing en divergentie van delen van Pangea werden oceanen gevormd. De Atlantische en Indische oceanen kunnen als jong worden beschouwd; oud - Rustig. De Noordelijke IJszee is geïsoleerd geraakt door een toename van de landmassa op het noordelijk halfrond.

Rijst. 9. Locatie en richtingen van continentale drift in het Krijt, 180 miljoen jaar geleden

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 - de 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 opnieuw, toen, als resultaat van studies van het reliëf en de geologie van de oceaanbodem, gegevens werden verkregen die de processen van uitzetting (verspreiding) van de oceanische korst en "duiken" van sommige delen aangeven van de korst onder andere (subductie).

Platentektoniek (platentektoniek) is een modern geodynamisch concept gebaseerd op het verschaffen van grootschalige horizontale verplaatsingen ten opzichte van integrale fragmenten van de lithosfeer (lithosferische platen). Zo houdt platentektoniek rekening met de bewegingen en interacties van lithosferische platen.

Voor het eerst werd de hypothese van de horizontale beweging van aardkorstblokken in de jaren 1920 gemaakt door Alfred Wegener in het kader van de hypothese van "continentale drift", maar deze hypothese kreeg toen geen steun. Pas in de jaren zestig leverden studies van de oceaanbodem overtuigend bewijs van horizontale plaatbewegingen en de processen van uitzetting van de oceanen 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 bepalingen van plaattektoniek werden in 1967-68 geformuleerd door een groep Amerikaanse geofysici - WJ Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes bij de ontwikkeling van de eerdere (1961-62) ideeën van de Amerikaanse wetenschappers G. Hess en R. Digz over de uitzetting (verspreiding) van de oceaanbodem

Basisprincipes van platentektoniek

De grondbeginselen van platentektoniek kunnen worden samengevat in verschillende fundamentele:

1. Het bovenste rotsachtige deel van de planeet is verdeeld in twee schillen, die significant verschillen in reologische eigenschappen: de stijve en fragiele lithosfeer en de onderliggende plastic en mobiele asthenosfeer.

2. De lithosfeer is verdeeld in platen, die constant langs het oppervlak van de plastic asthenosfeer bewegen. De lithosfeer is verdeeld in 8 grote platen, tientallen middelgrote platen en vele kleine. Tussen de grote en middelgrote platen bevinden zich banden die zijn samengesteld uit mozaïeken van kleine korstplaten.

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:

Australische plaat,
Antarctische plaat,
Afrikaanse plaat,
Euraziatische plaat,
Hindoestaanse plaat,
Pacifische plaat,
Noord-Amerikaanse plaat,
Zuid-Amerikaanse plaat.

Middenplaten: Arabisch (subcontinent), Caribisch gebied, Filipijns, Nazca en Cocos en Juan de Fuca, enz.

Sommige lithosferische platen zijn uitsluitend samengesteld uit oceanische korst (bijvoorbeeld de Pacifische plaat), andere bevatten fragmenten van zowel oceanische als continentale korst.

3. Er zijn drie soorten relatieve verplaatsingen van platen: divergentie (divergentie), convergentie (convergentie) en afschuifverplaatsingen.

Dienovereenkomstig worden drie typen hoofdplaatgrenzen onderscheiden.

Uiteenlopende grenzen- grenzen waarlangs de platen uit elkaar bewegen.

De processen van horizontaal uitrekken van de lithosfeer worden genoemd scheuring... Deze grenzen zijn beperkt tot continentale kloven en mid-oceanische ruggen in oceanische bekkens.

De term "kloof" (van het Engelse breuk - breuk, barst, opening) wordt toegepast op grote lineaire structuren van diepe oorsprong, gevormd tijdens het uitrekken van de aardkorst. Qua structuur zijn het graben-achtige structuren.

Scheuren kunnen zowel op de continentale als op de oceanische korst worden gelegd, waardoor een enkel mondiaal systeem wordt gevormd dat is georiënteerd ten opzichte van de geoïde-as. In dit geval kan de evolutie van continentale breuken leiden tot de breuk van de continuïteit van de continentale korst en de transformatie van deze breuk in een oceanische breuk (als de uitzetting van de breuk stopt vóór het stadium van breuk van de continentale korst, zal het is gevuld met sedimenten en verandert in een aulacogen).

Het proces van het verschuiven van 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 vorming van een nieuwe oceanische korst als gevolg van de instroom van mantelmaterie wordt genoemd verspreiden(uit het Engels spread - to spread, ontvouwen).

De structuur van de mid-oceanische rug

In de loop van de verspreiding gaat elke verlengingspuls gepaard met de instroom van een nieuwe portie mantelsmelt, die, terwijl ze stolt, de randen opbouwt van platen die divergeren van de MOR-as.

Het is in deze zones dat de vorming van een jonge oceanische korst plaatsvindt.

convergente grenzen- grenzen waarlangs de botsing van platen plaatsvindt. Er kunnen drie hoofdvarianten van interactie zijn bij een botsing: "oceanische - oceanische", "oceanische - continentale" en "continentale - continentale" lithosfeer. Afhankelijk van de aard van de botsende platen kunnen verschillende processen plaatsvinden.

subductie- het proces van het verschuiven van de oceanische plaat onder de continentale of andere oceanische. Subductiezones zijn beperkt tot de axiale delen van diepzeetroggen, 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 botsen, is een natuurlijk fenomeen de onderlaag van de oceanische (zwaardere) plaat onder de rand van de continentale; wanneer twee oceanische botsen, zinkt de oudere (dat wil zeggen, de koelere en dichtere) ervan.

Subductiezones hebben een karakteristieke structuur: hun typische elementen zijn een diepzeegeul - een vulkanische eilandboog - een back-arc-bekken. In de buig- en onderdrukzone van de subductieplaat wordt een diepzeegeul gevormd. Terwijl het zinkt, begint deze plaat water te verliezen (dat overvloedig aanwezig is in de samenstelling van sedimenten en mineralen), de laatste, zoals bekend, verlaagt de smelttemperatuur van rotsen aanzienlijk, wat leidt tot de vorming van smeltcentra die de vulkanen voeden van de eilandbogen. Aan de achterkant van een vulkanische boog vindt meestal enige rek plaats, wat de vorming van een back-arc-bassin bepaalt. In de zone van het back-arc-bassin kan de spanning zo groot zijn dat dit leidt tot breuk van de plaatkorst en het openen van het bassin met de oceanische korst (het zogenaamde back-arc-spreidingsproces).

De verzakking van de subductieplaat in de mantel wordt gevolgd door aardbevingshaarden die ontstaan ​​bij het contact van de platen en in de subductieplaat (kouder en daarom kwetsbaarder dan de omringende mantelrotsen). Deze seismische brandpuntszone kreeg de naam Benioff-Zavaritsky-zone.

In de subductiezones begint het proces van de vorming van een nieuwe continentale korst.

Een veel zeldzamer proces van interactie tussen de continentale en oceanische platen is het proces obductie- het duwen 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.

Bij de botsing van continentale platen, waarvan de korst lichter is dan het materiaal van de mantel, en daardoor niet in staat is om erin onder te dompelen, vindt het proces plaats botsingen... In de loop van de botsing worden de randen van de botsende continentale platen verpletterd, verfrommeld en worden systemen van grote stuwkracht gevormd, wat leidt tot de groei van bergstructuren met een complexe vouw-stuwkrachtstructuur. Een klassiek voorbeeld van zo'n proces is de botsing van de Hindoestaanse plaat met de Euraziatische, vergezeld van de groei van de immense bergsystemen van de Himalaya en Tibet.

Botsingsprocesmodel

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 genaderd, wordt de botsing gecombineerd met het proces van subductie (de verzakking van de oceanische korst zet zich voort onder de rand van het continent).

Grootschalig regionaal metamorfisme en opdringerig granietachtig magmatisme zijn typerend voor botsingsprocessen. Deze processen leiden tot de vorming van een nieuwe continentale korst (met zijn typische graniet-gneislaag).

Grenzen transformeren- grenzen waarlangs schuifverplaatsingen van platen optreden.

De grenzen van de lithosferische platen van de aarde

1 – afwijkende grenzen ( een - mid-oceanische ruggen, B - continentale kloven); 2 – grenzen transformeren; 3 – convergerende grenzen ( een - eiland boog, B - actieve continentale marges, v- botsing); 4 – richting en snelheid (cm / jaar) van plaatbeweging.

4. Het volume van de oceanische korst dat in de subductiezones wordt geabsorbeerd, is gelijk aan het volume van de korst dat in de verspreidingszones ontstaat. 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 door afkoeling afneemt.

5. De belangrijkste oorzaak van plaatbeweging is mantelconvectie. veroorzaakt door warmte-zwaartekrachtstromen in de mantel.

De energiebron voor deze stromen is het temperatuurverschil tussen de centrale gebieden van de aarde en de temperatuur van de nabije oppervlaktedelen. In dit geval komt het grootste deel van de endogene warmte vrij aan de grens van de kern en de mantel tijdens het proces van diepe differentiatie, wat het verval van het primaire chondrietmateriaal bepaalt, waarbij het metalen deel naar het midden snelt, waardoor de kern toeneemt van de planeet, en het silicaatgedeelte is geconcentreerd in de mantel, waar het verder wordt gedifferentieerd.

De rotsen die in de centrale zones van de aarde worden verwarmd, zetten uit, hun dichtheid neemt af en ze stijgen en maken plaats voor koudere en dus zwaardere massa's die al een deel van de warmte hebben afgegeven in de nabije oppervlaktezones. Dit proces van warmteoverdracht gaat continu door, wat resulteert in de vorming van geordende gesloten convectieve cellen. In dit geval, in het bovenste deel van de cel, vindt de stroom van materie 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 platen erop bepaalt. Over het algemeen bevinden de opgaande takken van de convectieve cellen zich onder de zones van divergente grenzen (MOR en continentale kloven), de dalende takken - onder de zones van convergente grenzen.

De belangrijkste reden voor de beweging van lithosferische platen is dus "slepen" door convectieve stromen.

Daarnaast werken er nog een aantal andere factoren op de platen. In het bijzonder blijkt het oppervlak van de asthenosfeer enigszins verhoogd te zijn boven de zones van stijgende takken en meer verlaagd in de zones van onderdompeling, wat de zwaartekracht "glijden" van de lithosferische plaat op een hellend plastic oppervlak bepaalt. Bovendien zijn er processen waarbij de zware koude oceanische lithosfeer in de subductiezones naar de hete, en als gevolg daarvan, minder dichte asthenosfeer wordt getrokken, evenals hydraulische wiggen door basalt in de MOR-zones.

Figuur - Krachten die op lithosferische platen werken.

De belangrijkste drijvende krachten van platentektoniek worden toegepast op de bodem van de intraplaatdelen van de lithosfeer - de krachten van mantel slepen 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 onder de continenten de dikte van de asthenosfeer veel minder is en de viscositeit veel hoger dan onder de oceanen, is de grootte van de kracht FDC bijna een orde van grootte inferieur aan FDO... Onder de continenten, vooral hun oude delen (continentale schilden), wigt de asthenosfeer bijna uit, zodat de continenten lijken te zijn "gestrand". Aangezien de meeste lithosferische platen van de huidige aarde zowel oceanische als continentale delen omvatten, mag worden verwacht dat de aanwezigheid van een continent in de plaat in het algemeen de beweging van de hele plaat zou "vertragen". Dit is hoe het eigenlijk gebeurt (de snelst bewegende zijn de bijna puur oceanische platen van de Stille Oceaan, Cocos en Nazca; de langzaamste zijn de Euraziatische, Noord-Amerikaanse, Zuid-Amerikaanse, Antarctische en Afrikaanse, waarvan een aanzienlijk deel wordt ingenomen 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 sterkte - uit het Engels negatief drijfvermogen). De werking van de laatste leidt ertoe dat het subductieve deel van de plaat in de asthenosfeer zakt en de hele plaat meetrekt, waardoor de bewegingssnelheid toeneemt. Duidelijk de kracht FNB werkt sporadisch en alleen in bepaalde geodynamische omgevingen, bijvoorbeeld in het geval van de hierboven beschreven plaat instorting door het 670 km lange traject.

De mechanismen die de lithosferische platen in beweging zetten, kunnen dus voorwaardelijk worden toegewezen aan de volgende twee groepen: 1) geassocieerd met de krachten van het "slepen" van de mantel ( mantel sleepmechanisme), aangebracht op alle punten van de basis van de platen, in Fig. 2.5.5 - krachten FDO en FDC; 2) geassocieerd met de krachten die op de randen van de platen worden uitgeoefend ( edge-force mechanisme), in de figuur - krachten FRP en FNB... De rol van dit of dat 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 van het oppervlak tot diepe zones van de aarde beslaat.

Mantelconvectie en geodynamische processen

Momenteel ontwikkelt zich een tweecellige mantelconvectie met gesloten cellen (volgens het model van doorgaande mantelconvectie) of gescheiden convectie in de boven- en ondermantel met accumulatie van platen onder subductiezones (volgens een tweeledig 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 Oost-Pacific Uplift).

De evenaar van de verzakking van mantelmateriaal loopt langs een ongeveer continue keten van convergerende plaatgrenzen langs de periferie van de Stille en oostelijke Indische Oceaan.

Het huidige regime van mantelconvectie, dat ongeveer 200 miljoen jaar geleden begon met het uiteenvallen van Pangaea en aanleiding gaf tot moderne oceanen, zal in de toekomst worden vervangen door een eencellig regime (volgens het model van doorgaande mantelconvectie) of (volgens een alternatief model) convectie zal door de mantel komen als gevolg van 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.

6. Verplaatsingen van platen voldoen aan de wetten van de sferische meetkunde en kunnen worden beschreven op basis van de stelling van Euler. De rotatiestelling van Euler stelt dat elke rotatie in de driedimensionale ruimte een as heeft. Rotatie kan dus worden beschreven door drie parameters: de coördinaten van de rotatie-as (bijvoorbeeld de breedte- en lengtegraad) en de rotatiehoek. Op basis van deze positie kan de positie van de continenten in vroegere 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 één enkel supercontinent, dat verder uiteenvalt. Als gevolg van de splitsing van zo'n supercontinent Pangea, die 200-150 miljoen jaar geleden plaatsvond, werden de moderne continenten gevormd.

Enig bewijs van de realiteit van het mechanisme van platentektoniek

Veroudering van de oceanische korst leeftijd met afstand tot de spreidingsassen(zie figuur). Een toename van de dikte en stratigrafische volledigheid van de sedimentaire laag wordt in dezelfde richting opgemerkt.

Figuur - Kaart van de ouderdom van de rotsen van de oceaanbodem van de Noord-Atlantische Oceaan (naar W. Pitman en M. Talvani, 1972). Gebieden van de oceaanbodem met verschillende leeftijdsintervallen zijn gemarkeerd in verschillende kleuren; de cijfers geven de leeftijd in miljoenen jaren aan.

Geofysische gegevens.

Figuur - Tomografisch profiel door de Helleense Trench, Kreta en de Egeïsche Zee. Grijze cirkels zijn hypocentra van aardbevingen. Blauwe kleur toont een plaat van een dalende koude mantel, rood - een hete mantel (volgens V. Spekman, 1989)

Overblijfselen van de enorme Faralon-plaat, die verdween in de subductiezone onder Noord- en Zuid-Amerika, geregistreerd als platen van de "koude" mantel (doorsnede door Noord-Amerika, langs S-golven). Door Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, nr. 4, 1-7

​Lineaire magnetische anomalieën in de oceanen werden ontdekt in de jaren 1950 tijdens de geofysische studie van de Stille Oceaan. Deze ontdekking stelde Hess en Diez in 1968 in staat om de theorie van de verspreiding van de oceaanbodem te formuleren, die uitgroeide tot de theorie van de platentektoniek. Ze zijn een van de sterkste bewijzen van de juistheid van de theorie geworden.

Figuur - Vorming van magnetische stripafwijkingen tijdens het spreiden.

De reden voor de oorsprong van magnetische anomalieën van de strip is het proces van de geboorte van de oceanische korst in de zich verspreidende zones van mid-oceanische ruggen, de uitbarstende basalt, wanneer ze afkoelen tot onder het Curie-punt in het magnetische veld van de aarde, remanente magnetisatie verwerven. De richting van magnetisatie valt samen met de richting van het magnetisch veld van de aarde, maar door periodieke inversies van het magnetische veld van de aarde vormen de uitbarstende basalt strepen met verschillende magnetisatierichtingen: direct (samenvalt met de moderne richting van het magnetische veld) en achteruit.

Figuur - Schema van de vorming van de strookstructuur van de magnetoactieve laag en magnetische anomalieën van de oceaan (model Vine - Matthews).