Các mảng kiến ​​tạo di chuyển như thế nào. Kiến tạo mảng: Định nghĩa, chuyển động, các loại

Các mảng thạch quyển của Trái đất là những khối khổng lồ. Nền tảng của chúng được hình thành bởi đá lửa biến chất bằng đá granit bị gấp nếp mạnh mẽ. Tên gọi các mảng thạch quyển sẽ được đưa ra trong bài viết dưới đây. Từ trên cao, chúng được bao phủ bởi một “vỏ bọc” dài ba đến bốn km. Nó được hình thành từ đá trầm tích. Nền tảng này có địa hình bao gồm các dãy núi biệt lập và đồng bằng rộng lớn. Tiếp theo, lý thuyết về chuyển động của các mảng thạch quyển sẽ được xem xét.

Sự xuất hiện của một giả thuyết

Lý thuyết về sự chuyển động của các mảng thạch quyển xuất hiện vào đầu thế kỷ XX. Sau đó, cô được định sẵn sẽ đóng một vai trò quan trọng trong việc khám phá hành tinh. Nhà khoa học Taylor, và sau ông là Wegener, đưa ra giả thuyết rằng theo thời gian, các mảng thạch quyển trôi theo hướng nằm ngang. Tuy nhiên, vào những năm ba mươi của thế kỷ 20, một ý kiến ​​​​khác đã được áp dụng. Theo ông, sự chuyển động của các mảng thạch quyển được thực hiện theo phương thẳng đứng. Hiện tượng này dựa trên quá trình phân biệt vật chất lớp phủ của hành tinh. Nó được gọi là chủ nghĩa cố định. Tên này là do vị trí cố định vĩnh viễn của các phần của lớp vỏ so với lớp phủ đã được công nhận. Nhưng vào năm 1960, sau khi phát hiện ra một hệ thống toàn cầu gồm các rặng núi giữa đại dương bao quanh toàn bộ hành tinh và chạm tới đất liền ở một số khu vực, giả thuyết của đầu thế kỷ 20 đã quay trở lại. Tuy nhiên, lý thuyết này đã có một hình thức mới. Khối kiến ​​tạo đã trở thành giả thuyết hàng đầu trong các ngành khoa học nghiên cứu cấu trúc của hành tinh.

Quy định cơ bản

Người ta xác định rằng có tồn tại các mảng thạch quyển lớn. Số lượng của họ có hạn. Ngoài ra còn có các mảng thạch quyển nhỏ hơn của Trái đất. Ranh giới giữa chúng được vẽ theo nồng độ trong tâm chấn động đất.

Tên của các mảng thạch quyển tương ứng với các vùng lục địa và đại dương nằm phía trên chúng. Chỉ có bảy dãy nhà với diện tích rất lớn. Các mảng thạch quyển lớn nhất là Nam và Bắc Mỹ, Âu-Á, Châu Phi, Nam Cực, Thái Bình Dương và Ấn-Úc.

Các khối trôi nổi trên tầng quyển mềm được phân biệt bởi độ rắn chắc và độ cứng của chúng. Các khu vực trên là các mảng thạch quyển chính. Theo những ý tưởng ban đầu, người ta tin rằng các lục địa di chuyển qua đáy đại dương. Trong trường hợp này, chuyển động của các mảng thạch quyển được thực hiện dưới tác động của một lực vô hình. Kết quả của các nghiên cứu cho thấy các khối này trôi nổi một cách thụ động dọc theo vật liệu lớp phủ. Điều đáng chú ý là hướng của họ đầu tiên là theo chiều dọc. Chất liệu lớp phủ nhô lên phía dưới đỉnh của sườn núi. Sau đó sự lan truyền xảy ra theo cả hai hướng. Theo đó, sự phân kỳ của các mảng thạch quyển được quan sát thấy. Mô hình này thể hiện đáy đại dương là một đáy đại dương khổng lồ, nổi lên trên bề mặt ở các vùng rạn nứt của các rặng núi giữa đại dương. Sau đó nó ẩn náu trong các rãnh biển sâu.

Sự phân kỳ của các mảng thạch quyển gây ra sự giãn nở của đáy đại dương. Tuy nhiên, thể tích của hành tinh, bất chấp điều này, vẫn không đổi. Thực tế là sự ra đời của lớp vỏ mới được bù đắp bằng sự hấp thụ của nó ở các khu vực hút chìm (dưới lực đẩy) trong các rãnh biển sâu.

Tại sao các mảng thạch quyển chuyển động?

Nguyên nhân là do sự đối lưu nhiệt của vật liệu lớp phủ hành tinh. Thạch quyển bị kéo căng và dâng lên, xảy ra phía trên các nhánh đi lên của dòng đối lưu. Điều này kích thích sự chuyển động của các mảng thạch quyển sang hai bên. Khi nền tảng di chuyển ra khỏi các rạn nứt giữa đại dương, nền tảng này trở nên dày đặc hơn. Nó trở nên nặng hơn, bề mặt nó chìm xuống. Điều này giải thích sự gia tăng độ sâu đại dương. Kết quả là giàn khoan chìm xuống rãnh biển sâu. Khi lớp phủ nóng phân hủy, nó nguội đi và chìm xuống, tạo thành các bể chứa đầy trầm tích.

Các vùng va chạm mảng là các khu vực mà lớp vỏ và nền chịu nén. Về vấn đề này, sức mạnh của người đầu tiên tăng lên. Kết quả là sự chuyển động đi lên của các mảng thạch quyển bắt đầu. Nó dẫn đến sự hình thành các ngọn núi.

Nghiên cứu

Nghiên cứu ngày nay được thực hiện bằng phương pháp trắc địa. Chúng cho phép chúng ta rút ra kết luận về tính liên tục và phổ biến của các quá trình. Các vùng va chạm của các mảng thạch quyển cũng được xác định. Tốc độ nâng có thể lên tới hàng chục mm.

Các tấm thạch quyển lớn theo chiều ngang trôi nổi nhanh hơn một chút. Trong trường hợp này, tốc độ có thể lên tới 10 cm trong suốt một năm. Vì vậy, ví dụ, St. Petersburg đã cao thêm một mét trong toàn bộ thời gian tồn tại của nó. Bán đảo Scandinavi - cao 250 m sau 25.000 năm. Vật liệu lớp phủ di chuyển tương đối chậm. Tuy nhiên, kết quả là động đất và các hiện tượng khác xảy ra. Điều này cho phép chúng ta kết luận về sức mạnh cao của sự chuyển động vật chất.

Sử dụng vị trí kiến ​​tạo của các mảng, các nhà nghiên cứu giải thích được nhiều hiện tượng địa chất. Đồng thời, trong quá trình nghiên cứu, người ta thấy rõ rằng mức độ phức tạp của các quá trình xảy ra với nền tảng này lớn hơn nhiều so với lúc ban đầu của giả thuyết.

Kiến tạo mảng không thể giải thích những thay đổi về cường độ biến dạng và chuyển động, sự hiện diện của một mạng lưới ổn định toàn cầu gồm các đứt gãy sâu và một số hiện tượng khác. Nó cũng vẫn còn câu hỏi mở về sự khởi đầu lịch sử của hành động. Dấu hiệu trực tiếp cho thấy quá trình kiến ​​tạo mảng đã được biết đến từ cuối thời kỳ Proterozoi. Tuy nhiên, một số nhà nghiên cứu nhận ra biểu hiện của chúng từ Archean hoặc Proterozoi sớm.

Mở rộng cơ hội nghiên cứu

Sự ra đời của phương pháp chụp cắt lớp địa chấn đã dẫn đến sự chuyển đổi của ngành khoa học này lên một tầm cao mới về chất lượng. Vào giữa những năm tám mươi của thế kỷ trước, địa động lực sâu đã trở thành hướng đi hứa hẹn nhất và trẻ nhất trong tất cả các ngành khoa học địa chất hiện có. Tuy nhiên, những vấn đề mới đã được giải quyết không chỉ bằng phương pháp chụp cắt lớp địa chấn. Các ngành khoa học khác cũng ra tay giải cứu. Chúng bao gồm, đặc biệt, khoáng vật học thực nghiệm.

Nhờ có sẵn thiết bị mới, người ta có thể nghiên cứu hoạt động của các chất ở nhiệt độ và áp suất tương ứng với mức tối đa ở độ sâu của lớp phủ. Nghiên cứu cũng sử dụng phương pháp địa hóa đồng vị. Khoa học này nghiên cứu đặc biệt về sự cân bằng đồng vị của các nguyên tố hiếm, cũng như các khí hiếm trong các loại vỏ trái đất khác nhau. Trong trường hợp này, các chỉ số được so sánh với dữ liệu thiên thạch. Các phương pháp địa từ được sử dụng, với sự trợ giúp của các nhà khoa học cố gắng khám phá nguyên nhân và cơ chế đảo ngược trong từ trường.

Tranh hiện đại

Giả thuyết kiến ​​tạo nền tiếp tục giải thích thỏa đáng quá trình phát triển vỏ trái đất trong ít nhất ba tỷ năm qua. Đồng thời, có các phép đo vệ tinh, theo đó thực tế khẳng định rằng các mảng thạch quyển chính của Trái đất không đứng yên. Kết quả là, một hình ảnh nhất định xuất hiện.

Trong mặt cắt ngang của hành tinh có ba lớp hoạt động mạnh nhất. Độ dày của mỗi người trong số họ là vài trăm km. Người ta cho rằng họ được giao phó vai trò chính trong địa động lực toàn cầu. Năm 1972, Morgan chứng minh giả thuyết về các tia lớp phủ bay lên do Wilson đưa ra vào năm 1963. Lý thuyết này giải thích hiện tượng từ tính nội tấm. Kết quả kiến ​​tạo chùm tia ngày càng trở nên phổ biến theo thời gian.

Địa động lực

Với sự trợ giúp của nó, sự tương tác của các quá trình khá phức tạp xảy ra trong lớp phủ và lớp vỏ được kiểm tra. Theo khái niệm được Artyushkov nêu ra trong tác phẩm “Địa động lực học”, sự phân biệt trọng lực của vật chất đóng vai trò là nguồn năng lượng chính. Quá trình này được quan sát thấy ở lớp phủ dưới.

Sau khi các thành phần nặng (sắt, v.v.) được tách ra khỏi đá, còn lại một khối chất rắn nhẹ hơn. Nó đi xuống cốt lõi. Vị trí của lớp nhẹ hơn dưới lớp nặng hơn là không ổn định. Về vấn đề này, vật liệu tích lũy được định kỳ thu thập thành các khối khá lớn nổi lên các lớp trên. Kích thước của các thành tạo như vậy là khoảng một trăm km. Vật liệu này là cơ sở cho sự hình thành của phần trên

Lớp dưới có lẽ đại diện cho chất sơ cấp chưa phân biệt. Trong quá trình tiến hóa của hành tinh, do lớp phủ dưới nên lớp phủ trên phát triển và phần lõi tăng lên. Nhiều khả năng là các khối vật chất nhẹ nổi lên ở lớp phủ dưới dọc theo các kênh. Nhiệt độ khối lượng trong chúng khá cao. Độ nhớt giảm đáng kể. Sự gia tăng nhiệt độ được tạo điều kiện thuận lợi bằng việc giải phóng một lượng lớn thế năng trong quá trình vật chất bay lên vùng trọng lực ở khoảng cách xấp xỉ 2000 km. Trong quá trình chuyển động dọc theo một kênh như vậy, các khối lượng ánh sáng sẽ nóng lên mạnh mẽ. Về vấn đề này, chất này đi vào lớp phủ ở nhiệt độ khá cao và trọng lượng nhẹ hơn đáng kể so với các nguyên tố xung quanh.

Do mật độ giảm vật liệu nhẹ nổi lên các lớp trên ở độ sâu 100-200 km hoặc ít hơn. Khi áp suất giảm, điểm nóng chảy của các thành phần của chất giảm. Sau sự phân hóa sơ cấp ở cấp độ lõi-lớp phủ, sự phân hóa thứ cấp xảy ra. Ở độ sâu nông, chất nhẹ bị tan chảy một phần. Trong quá trình biệt hóa, các chất đậm đặc hơn được giải phóng. Chúng chìm vào các lớp dưới của lớp phủ trên. Các thành phần nhẹ hơn được giải phóng theo đó sẽ tăng lên.

Sự chuyển động phức tạp của các chất trong lớp phủ liên quan đến sự phân bố lại các khối lượng có mật độ khác nhau do sự khác biệt được gọi là đối lưu hóa học. Sự tăng lên của khối lượng ánh sáng xảy ra với chu kỳ khoảng 200 triệu năm. Tuy nhiên, sự xâm nhập vào lớp phủ trên không được quan sát thấy ở khắp mọi nơi. Ở lớp dưới, các kênh nằm cách nhau khá xa (lên tới vài nghìn km).

Khối nâng

Như đã đề cập ở trên, ở những khu vực có khối lượng lớn vật chất được làm nóng bằng ánh sáng được đưa vào quyển mềm, xảy ra sự tan chảy một phần và sự phân biệt. Trong trường hợp sau, việc giải phóng các thành phần và sự đi lên tiếp theo của chúng được ghi nhận. Chúng đi qua tầng quyển mềm khá nhanh. Khi đến thạch quyển, tốc độ của chúng giảm đi. Ở một số khu vực, chất này hình thành sự tích tụ của lớp phủ dị thường. Theo quy luật, chúng nằm ở các tầng trên của hành tinh.

Lớp phủ dị thường

Thành phần của nó gần tương ứng với vật chất lớp phủ thông thường. Sự khác biệt giữa cụm dị thường là nhiệt độ cao hơn (lên tới 1300-1500 độ) và tốc độ sóng dọc đàn hồi giảm.

Sự xâm nhập của vật chất dưới thạch quyển gây ra sự nâng lên đẳng tĩnh. Do nhiệt độ tăng lên, cụm dị thường có mật độ thấp hơn lớp phủ bình thường. Ngoài ra, có độ nhớt nhẹ của chế phẩm.

Trong quá trình tiếp cận thạch quyển, lớp phủ dị thường phân bố khá nhanh dọc theo đáy. Đồng thời, nó chiếm chỗ chất đặc hơn và ít nóng hơn của quyển mềm. Khi chuyển động tiến triển, sự tích tụ bất thường sẽ lấp đầy những khu vực mà đế của bệ ở trạng thái nâng cao (bẫy) và nó chảy xung quanh các khu vực ngập sâu. Kết quả là, trong trường hợp đầu tiên có sự gia tăng đẳng áp. Phía trên vùng ngập nước, lớp vỏ vẫn ổn định.

Bẫy

Quá trình làm mát lớp manti phía trên và lớp vỏ ở độ sâu khoảng 100 km diễn ra chậm rãi. Nhìn chung, phải mất vài trăm triệu năm. Về vấn đề này, sự không đồng nhất về độ dày của thạch quyển, được giải thích bằng sự chênh lệch nhiệt độ theo chiều ngang, có quán tính khá lớn. Trong trường hợp bẫy nằm gần dòng chảy đi lên của sự tích tụ dị thường từ độ sâu, một lượng lớn chất sẽ bị thu giữ bởi một chất rất nóng. Kết quả là một phần tử núi khá lớn được hình thành. Theo sơ đồ này, mức tăng cao xảy ra trong khu vực hình thành biểu mô ở

Mô tả các quy trình

Trong bẫy, lớp dị thường bị nén 1-2 km trong quá trình làm mát. Lớp vỏ nằm ở phía trên chìm. Trầm tích bắt đầu tích tụ trong máng hình thành. Mức độ nghiêm trọng của chúng góp phần làm sụt lún thạch quyển thậm chí còn lớn hơn. Kết quả là độ sâu của lưu vực có thể từ 5 đến 8 km. Đồng thời, khi lớp phủ nén lại ở phần dưới của lớp bazan trong lớp vỏ, có thể quan sát thấy sự chuyển pha của đá thành elogite và garnet granet. Do dòng nhiệt thoát ra từ chất dị thường, lớp phủ phía trên bị nóng lên và độ nhớt của nó giảm đi. Về vấn đề này, có sự dịch chuyển dần dần của tích lũy thông thường.

Độ lệch ngang

Khi lực nâng hình thành khi lớp phủ dị thường xâm nhập vào lớp vỏ trên các lục địa và đại dương, thế năng dự trữ ở các lớp trên của hành tinh sẽ tăng lên. Để thải các chất dư thừa chúng có xu hướng di chuyển ra xa nhau. Kết quả là, các ứng suất bổ sung được hình thành. Liên kết với họ các loại khác nhau chuyển động của các mảng và lớp vỏ.

Sự giãn nở của đáy đại dương và sự trôi nổi của các lục địa là hệ quả của sự giãn nở đồng thời của các sống núi và sự lún xuống của nền vào lớp phủ. Bên dưới cái trước là khối lượng lớn vật chất dị thường được nung nóng cao. Ở phần trục của các rặng núi này, rặng núi nằm ngay dưới lớp vỏ. Thạch quyển ở đây có độ dày ít hơn đáng kể. Đồng thời, lớp phủ dị thường lan rộng trong một khu vực có áp suất cao - theo cả hai hướng từ dưới sườn núi. Đồng thời, nó khá dễ dàng xé nát lớp vỏ đại dương. Khe nứt chứa đầy magma bazan. Ngược lại, nó bị tan chảy khỏi lớp phủ dị thường. Trong quá trình magma đông đặc, một magma mới được hình thành, đây là cách đáy phát triển.

Tính năng quy trình

Bên dưới các rặng núi trung bình, lớp phủ dị thường đã giảm độ nhớt do nhiệt độ tăng lên. Chất này có thể lây lan khá nhanh. Về vấn đề này, sự tăng trưởng của đáy xảy ra với tốc độ ngày càng tăng. Quyển mềm đại dương cũng có độ nhớt tương đối thấp.

Các mảng thạch quyển chính của Trái đất trôi nổi từ các rặng núi đến các vị trí sụt lún. Nếu những khu vực này nằm trong cùng một đại dương thì quá trình này diễn ra với tốc độ tương đối cao. Tình trạng này là điển hình ngày nay đối với Thái Bình Dương. Nếu sự giãn nở của đáy và sụt lún xảy ra ở các khu vực khác nhau, thì lục địa nằm giữa chúng sẽ trôi theo hướng xảy ra hiện tượng đào sâu. Dưới các lục địa, độ nhớt của tầng quyển mềm cao hơn dưới các đại dương. Do ma sát sinh ra, lực cản chuyển động đáng kể xuất hiện. Kết quả là làm giảm tốc độ giãn nở của đáy biển trừ khi có sự bù đắp cho sự sụt lún lớp phủ trong cùng khu vực. Do đó, sự mở rộng ở Thái Bình Dương nhanh hơn ở Đại Tây Dương.

Kiến tạo là một nhánh của địa chất nghiên cứu cấu trúc của vỏ trái đất và sự chuyển động của các mảng thạch quyển. Nhưng nó linh hoạt đến mức nó đóng một vai trò quan trọng trong nhiều ngành khoa học địa chất khác. Kiến tạo được sử dụng trong kiến ​​trúc, địa hóa học, địa chấn, nghiên cứu núi lửa và nhiều lĩnh vực khác.

Khoa học kiến ​​tạo

Kiến tạo là một ngành khoa học tương đối trẻ, nó nghiên cứu sự chuyển động của các mảng thạch quyển. Ý tưởng về chuyển động mảng lần đầu tiên được đưa ra trong lý thuyết về sự trôi dạt lục địa của Alfred Wegener vào những năm 20 của thế kỷ 20. Nhưng nó chỉ nhận được sự phát triển vào những năm 60 của thế kỷ 20, sau khi nghiên cứu về địa hình trên các lục địa và đáy đại dương. Tài liệu thu được cho phép chúng tôi có cái nhìn mới về các lý thuyết hiện có trước đây. Lý thuyết về các mảng thạch quyển ra đời là kết quả của sự phát triển các ý tưởng từ lý thuyết trôi dạt lục địa, lý thuyết địa máng và giả thuyết co lại.

Kiến tạo là môn khoa học nghiên cứu sức mạnh và bản chất của các lực hình thành nên các dãy núi, nghiền đá thành nếp và kéo căng vỏ trái đất. Nó làm nền tảng cho tất cả các quá trình địa chất xảy ra trên hành tinh.

Giả thuyết co lại

Giả thuyết co lại được nhà địa chất Elie de Beaumont đưa ra vào năm 1829 tại một cuộc họp của Viện Hàn lâm Khoa học Pháp. Nó giải thích các quá trình hình thành núi và nếp gấp của vỏ trái đất dưới tác động của sự giảm thể tích Trái đất do nguội đi. Giả thuyết này dựa trên ý tưởng của Kant và Laplace về trạng thái lỏng bốc lửa chính của Trái đất và sự nguội đi thêm của nó. Vì vậy, quá trình hình thành và uốn nếp núi được giải thích là quá trình nén của vỏ trái đất. Sau đó, khi nguội đi, Trái đất giảm thể tích và gấp lại thành các nếp gấp.

Kiến tạo co lại, định nghĩa của nó đã khẳng định học thuyết mới về địa máng, giải thích cấu trúc không đồng đều của vỏ trái đất và trở thành cơ sở lý thuyết vững chắc cho phát triển hơn nữa Khoa học.

Lý thuyết địa máng

Nó tồn tại vào cuối thế kỷ 19 và đầu thế kỷ 20. Cô giải thích các quá trình kiến ​​tạo bằng các chuyển động dao động theo chu kỳ của vỏ trái đất.

Sự chú ý của các nhà địa chất bị thu hút bởi thực tế là đá có thể xuất hiện theo cả chiều ngang và trật khớp. Những tảng đá nằm ngang được phân loại là nền tảng, và những tảng đá bị lệch được phân loại là những khu vực gấp khúc.

Theo lý thuyết về địa máng, ở giai đoạn ban đầu, do các quá trình kiến ​​tạo tích cực sẽ xảy ra hiện tượng lệch và lún của vỏ trái đất. Quá trình này đi kèm với việc loại bỏ trầm tích và hình thành một lớp trầm tích dày. Sau đó, quá trình tạo núi và hình thành các nếp gấp xảy ra. Chế độ địa máng được thay thế bằng chế độ nền, được đặc trưng bởi các chuyển động kiến ​​tạo nhỏ với sự hình thành độ dày nhỏ của đá trầm tích. Giai đoạn cuối cùng là giai đoạn hình thành lục địa.

Trong gần 100 năm, kiến ​​tạo địa máng chiếm ưu thế. Địa chất thời đó gặp phải tình trạng thiếu tài liệu thực tế; sau đó, dữ liệu tích lũy được đã dẫn đến việc tạo ra một lý thuyết mới.

Lý thuyết tấm

Kiến tạo là một trong những lĩnh vực địa chất, hình thành nền tảng của lý thuyết hiện đại về sự chuyển động của các mảng thạch quyển.

Theo lý thuyết, một phần vỏ trái đất là các mảng thạch quyển chuyển động liên tục. Chuyển động của chúng xảy ra tương đối với nhau. Ở các vùng mở rộng của vỏ trái đất (các sống núi giữa đại dương và các rạn nứt lục địa), một vùng mới (vùng tách giãn) được hình thành. Trong các vùng sụt lún của các khối vỏ trái đất, lớp vỏ cũ bị hấp thụ, cũng như lớp vỏ đại dương chìm xuống dưới lớp vỏ lục địa (vùng hút chìm). Lý thuyết này cũng giải thích quá trình hình thành núi và hoạt động của núi lửa.

Kiến tạo mảng toàn cầu bao gồm một khái niệm quan trọng như bối cảnh địa động lực. Nó được đặc trưng bởi một tập hợp các quá trình địa chất trong một lãnh thổ tại một thời điểm nhất định. Các quá trình địa chất giống nhau là đặc trưng của cùng một bối cảnh địa động lực.

Cấu trúc của quả địa cầu

Kiến tạo là một nhánh của địa chất nghiên cứu cấu trúc của hành tinh Trái đất. Nói một cách đại khái, Trái đất có hình elip dẹt và bao gồm nhiều lớp vỏ (lớp).

Các lớp sau đây được phân biệt:

1. Vỏ trái đất.
2. Áo choàng.
3. Cốt lõi.

Lớp vỏ Trái đất là lớp rắn bên ngoài của Trái đất; nó được ngăn cách với lớp phủ bởi một ranh giới gọi là bề mặt Mohorovic.

Lớp phủ lần lượt được chia thành trên và dưới. Ranh giới ngăn cách các lớp manti là lớp Golitsin. Vỏ trái đất và phần trên cùng Lớp phủ, cho đến tầng mềm, là thạch quyển của Trái đất.

Cốt lõi là trung tâm khối cầu, được ngăn cách với lớp phủ bởi ranh giới Guttenberg. Nó được chia thành lõi bên ngoài lỏng và lõi bên trong rắn, với vùng chuyển tiếp giữa chúng.

Cấu trúc của vỏ trái đất

Khoa học về kiến ​​tạo có liên quan trực tiếp đến cấu trúc của vỏ trái đất. Địa chất nghiên cứu không chỉ các quá trình xảy ra trong lòng Trái đất mà còn cả cấu trúc của nó.

Lớp vỏ trái đất là phần trên của thạch quyển; nó là phần rắn bên ngoài và bao gồm các loại đá có thành phần vật lý và hóa học khác nhau. Theo các thông số vật lý và hóa học, có sự chia thành ba lớp:

1. Bazan.
2. Đá granit-gneis.
3. Trầm tích.

Ngoài ra còn có sự phân chia trong cấu trúc của vỏ trái đất. Có bốn loại vỏ trái đất chính:

1. Lục địa.
2. Đại dương.
3. Tiểu lục địa.
4. Dưới đại dương.

Lớp vỏ lục địa được thể hiện bằng cả ba lớp, độ dày của nó thay đổi từ 35 đến 75 km. Lớp trầm tích phía trên được phát triển rộng rãi, nhưng thường có độ dày nhỏ. Lớp tiếp theo, đá granit-gneis, có độ dày tối đa. Lớp thứ ba, đá bazan, bao gồm các loại đá biến chất.

Lớp vỏ đại dương được thể hiện bằng hai lớp - trầm tích và bazan, độ dày của nó là 5-20 km.

Lớp vỏ tiểu lục địa, giống như lớp vỏ lục địa, bao gồm ba lớp. Sự khác biệt là độ dày của lớp đá granit-gneiss ở lớp vỏ tiểu lục địa nhỏ hơn nhiều. Loại vỏ này được tìm thấy ở ranh giới lục địa-đại dương, trong khu vực có núi lửa hoạt động.

Lớp vỏ dưới đại dương nằm sát với lớp vỏ đại dương. Sự khác biệt là độ dày của lớp trầm tích có thể đạt tới 25 km. Loại vỏ này được giới hạn trong các vùng trũng sâu của vỏ trái đất (biển nội địa).

tấm thạch quyển

Các mảng thạch quyển là những khối lớn của vỏ trái đất là một phần của thạch quyển. Các mảng có thể di chuyển tương đối với nhau dọc theo phần trên của lớp phủ - quyển mềm. Các mảng được ngăn cách với nhau bởi các rãnh biển sâu, các sống núi giữa đại dương và hệ thống núi. Một đặc điểm đặc trưng của các tấm thạch quyển là chúng có thể duy trì độ cứng, hình dạng và cấu trúc thời gian dài.

Kiến tạo trái đất cho thấy các mảng thạch quyển chuyển động không ngừng. Theo thời gian, chúng thay đổi đường nét - chúng có thể tách ra hoặc phát triển cùng nhau. Cho đến nay, 14 mảng thạch quyển lớn đã được xác định.

Kiến tạo địa tầng

Quá trình hình thành nên diện mạo Trái Đất có liên quan trực tiếp đến hoạt động kiến ​​tạo của các mảng thạch quyển. Kiến tạo thế giới ngụ ý rằng không phải các lục địa đang chuyển động mà là các mảng thạch quyển đang chuyển động. Va chạm với nhau, chúng tạo thành những dãy núi hay rãnh đại dương sâu thẳm. Động đất và núi lửa phun là hệ quả của sự chuyển động của các mảng thạch quyển. Hoạt động địa chất tích cực chủ yếu được giới hạn ở rìa của các thành tạo này.

Chuyển động của các mảng thạch quyển đã được ghi lại bằng vệ tinh, nhưng bản chất và cơ chế của quá trình này vẫn còn là một bí ẩn.

Trong các đại dương, quá trình phá hủy và tích tụ trầm tích diễn ra chậm nên các chuyển động kiến ​​tạo được thể hiện rõ ràng trong phù điêu. Địa hình đáy có cấu trúc chia cắt phức tạp. Có những cấu trúc được hình thành do chuyển động thẳng đứng của vỏ trái đất và có những cấu trúc được hình thành do chuyển động ngang.

Cấu trúc đáy đại dương bao gồm các địa hình như đồng bằng vực thẳm, lưu vực đại dương và sống núi giữa đại dương. Trong khu vực lưu vực, theo quy luật, tình trạng kiến ​​​​tạo yên tĩnh được quan sát thấy, trong khu vực của các sống núi giữa đại dương, hoạt động kiến ​​​​tạo của vỏ trái đất được quan sát thấy.

Kiến tạo đại dương còn bao gồm các cấu trúc như rãnh biển sâu, núi đại dương và máy chém.

Nguyên nhân khiến các tấm di chuyển

Động lực địa chất là kiến ​​tạo của thế giới. Nguyên nhân chính khiến các mảng chuyển động là do sự đối lưu của lớp phủ, được tạo ra bởi các dòng nhiệt hấp dẫn trong lớp phủ. Điều này xảy ra do sự chênh lệch nhiệt độ giữa bề mặt và trung tâm Trái đất. Những tảng đá bên trong bị nung nóng, giãn nở và giảm mật độ. Các phần nhẹ bắt đầu nổi lên, còn các khối nặng và lạnh chìm vào chỗ của chúng. Quá trình truyền nhiệt diễn ra liên tục.

Có một số yếu tố khác ảnh hưởng đến chuyển động của các tấm. Ví dụ, quyển mềm ở các vùng được nâng lên và ở các vùng sụt lún thì bị hạ xuống. Như vậy, một mặt phẳng nghiêng được hình thành và quá trình trượt “trọng lực” của tấm thạch quyển xảy ra. Các đới hút chìm cũng có tác động, trong đó lớp vỏ đại dương nặng và lạnh bị kéo xuống dưới lớp vỏ lục địa nóng.

Độ dày của tầng quyển mềm dưới các lục địa nhỏ hơn nhiều và độ nhớt của nó lớn hơn dưới các đại dương. Dưới những phần cổ xưa của các lục địa thực tế không có quyển asthenosphere, vì vậy ở những nơi này chúng không di chuyển và giữ nguyên vị trí. Và do mảng thạch quyển bao gồm cả phần lục địa và phần đại dương nên sự hiện diện của phần lục địa cổ sẽ cản trở sự chuyển động của mảng. Sự chuyển động của các mảng đại dương thuần túy xảy ra nhanh hơn các mảng hỗn hợp và thậm chí còn nhanh hơn các mảng lục địa.

Có nhiều cơ chế làm cho các tấm chuyển động; chúng có thể được chia đại khái thành hai nhóm:

Tập hợp các quá trình động lực nhìn chung phản ánh quá trình địa động lực, bao trùm tất cả các lớp của Trái đất.

Kiến trúc và kiến ​​tạo

Kiến tạo không chỉ là một môn khoa học địa chất thuần túy gắn liền với các quá trình diễn ra trong lòng Trái đất. Nó còn được sử dụng trong đời sống hàng ngày của con người. Đặc biệt, kiến ​​tạo được sử dụng trong kiến ​​trúc và xây dựng bất kỳ công trình kiến ​​trúc nào, có thể là tòa nhà, cầu hoặc công trình ngầm. Các định luật cơ học là cơ sở ở đây. Trong trường hợp này, kiến ​​tạo đề cập đến mức độ bền và ổn định của cấu trúc trong một khu vực cụ thể nhất định.

Lý thuyết về các mảng thạch quyển không giải thích được mối liên hệ giữa chuyển động của mảng và các quá trình sâu. Chúng ta cần một lý thuyết có thể giải thích không chỉ cấu trúc và chuyển động của các mảng thạch quyển mà còn cả các quá trình xảy ra bên trong Trái đất. Sự phát triển của một lý thuyết như vậy gắn liền với sự thống nhất của các chuyên gia như nhà địa chất, nhà địa vật lý, nhà địa lý, nhà vật lý, nhà toán học, nhà hóa học và nhiều người khác.

Đây là một lý thuyết địa chất hiện đại về sự chuyển động của thạch quyển, theo đó lớp vỏ trái đất bao gồm các khối tương đối tách rời - các mảng thạch quyển chuyển động không đổi so với nhau. Đồng thời, tại các đới mở rộng (các sống núi giữa đại dương và các rạn nứt lục địa), do sự tách giãn đáy biển, lớp vỏ đại dương mới được hình thành, lớp vỏ cũ bị hấp thụ vào các đới hút chìm. Lý thuyết kiến ​​tạo mảng giải thích sự xuất hiện của động đất, hoạt động núi lửa và quá trình hình thành núi, hầu hết chúng chỉ giới hạn trong ranh giới mảng.

Ý tưởng về sự chuyển động của các khối vỏ lần đầu tiên được đề xuất trong lý thuyết trôi dạt lục địa, do Alfred Wegener đề xuất vào những năm 1920. Lý thuyết này ban đầu đã bị bác bỏ. Sự hồi sinh của ý tưởng về các chuyển động trong lớp vỏ rắn của Trái đất (“chuyển động”) xảy ra vào những năm 1960, khi, nhờ các nghiên cứu về địa hình và địa chất của đáy đại dương, người ta thu được dữ liệu cho thấy quá trình giãn nở (lan rộng) của lớp vỏ đại dương và sự hút chìm của một số phần của lớp vỏ xuống các phần khác ( hút chìm). Việc kết hợp những ý tưởng này với lý thuyết cũ về sự trôi dạt lục địa đã tạo ra lý thuyết hiện đại về kiến ​​tạo mảng, lý thuyết này nhanh chóng trở thành một khái niệm được chấp nhận rộng rãi trong khoa học trái đất.

Trong lý thuyết kiến ​​tạo mảng, khái niệm bối cảnh địa động lực - một cấu trúc địa chất đặc trưng với tỷ lệ các mảng nhất định chiếm một vị trí then chốt. Trong cùng một môi trường địa động lực, các quá trình kiến ​​tạo, magma, địa chấn và địa hóa giống nhau xảy ra.

Hiện trạng kiến ​​tạo mảng

Trong những thập kỷ qua, kiến ​​tạo mảng đã thay đổi đáng kể các nguyên tắc cơ bản của nó. Ngày nay chúng có thể được xây dựng như sau:

Phần trên của Trái đất rắn được chia thành thạch quyển giòn và quyển mềm dẻo. Sự đối lưu trong quyển mềm là nguyên nhân chính của sự chuyển động của mảng.

Thạch quyển hiện đại được chia thành 8 mảng lớn, hàng chục mảng trung bình và nhiều mảng nhỏ. Các tấm nhỏ được đặt trong vành đai giữa các tấm lớn. Hoạt động địa chấn, kiến ​​tạo và magma tập trung ở các ranh giới mảng.

Theo phép tính gần đúng đầu tiên, các tấm thạch quyển được mô tả là những vật rắn và chuyển động của chúng tuân theo định lý quay Euler.

Có ba loại chuyển động tấm tương đối chính

1) sự phân kỳ (phân kỳ), thể hiện bằng sự tách giãn và tách giãn;

2) sự hội tụ (hội tụ) thể hiện bằng sự hút chìm và va chạm;

3) chuyển động cắt dọc theo các đứt gãy địa chất biến dạng.

Sự giãn nở trong các đại dương được bù đắp bằng sự hút chìm và va chạm dọc theo ngoại vi của chúng, đồng thời bán kính và thể tích của Trái đất không đổi trước sức nén nhiệt của hành tinh (trong mọi trường hợp, nhiệt độ trung bình bên trong Trái đất giảm dần trong hàng tỷ năm). ).

Sự chuyển động của các mảng thạch quyển là do chúng bị các dòng đối lưu trong quyển astheno cuốn theo.

Có hai loại vỏ trái đất cơ bản khác nhau - lớp vỏ lục địa (cổ xưa hơn) và lớp vỏ đại dương (không quá 200 triệu năm). Một số mảng thạch quyển chỉ được cấu tạo từ lớp vỏ đại dương (ví dụ là mảng Thái Bình Dương lớn nhất), những mảng khác bao gồm một khối vỏ lục địa được hàn vào lớp vỏ đại dương.

Hơn 90% bề mặt Trái đất trong kỷ nguyên hiện đại được bao phủ bởi 8 mảng thạch quyển lớn nhất:

1. Bếp lò Úc.

2. mảng Nam Cực.

3. Đĩa châu Phi.

4. mảng Á-Âu.

5. Tấm Hindustan.

6. Mảng Thái Bình Dương.

7. Đĩa Bắc Mỹ.

8. Mảng Nam Mỹ.

Các mảng cỡ trung bình bao gồm mảng Ả Rập, cũng như mảng Cocos và mảng Juan de Fuca, tàn tích của mảng Faralon khổng lồ hình thành nên phần lớn đáy Thái Bình Dương nhưng hiện đã biến mất trong đới hút chìm bên dưới châu Mỹ.

Theo hiện đại lý thuyết tấm Toàn bộ thạch quyển được chia thành các khối riêng biệt bởi các đới hẹp và hoạt động - các đứt gãy sâu - chuyển động trong lớp nhựa của lớp phủ phía trên so với nhau với tốc độ 2-3 cm/năm. Những khối này được gọi các tấm thạch quyển.

Điểm đặc biệt của các tấm thạch quyển là độ cứng và khả năng của chúng, trong trường hợp không có tác động bên ngoài, duy trì hình dạng và cấu trúc không thay đổi trong một thời gian dài.

Các tấm thạch quyển có tính di động. Sự chuyển động của chúng dọc theo bề mặt quyển mềm xảy ra dưới tác động của dòng đối lưu trong lớp phủ. Các mảng thạch quyển riêng lẻ có thể di chuyển xa nhau, di chuyển lại gần nhau hơn hoặc trượt tương đối với nhau. Trong trường hợp đầu tiên, các vùng chịu kéo với các vết nứt dọc theo ranh giới của các mảng xuất hiện giữa các mảng, ở vùng thứ hai - vùng nén, kèm theo sự đẩy của tấm này lên tấm khác (đẩy - hút; đẩy - hút chìm), trong trường hợp thứ ba - vùng cắt - các đứt gãy dọc theo đó xảy ra hiện tượng trượt của các mảng lân cận .

Nơi các mảng lục địa hội tụ, chúng va chạm và hình thành các vành đai núi. Ví dụ, đây là cách mà hệ thống núi Himalaya hình thành ở ranh giới của các mảng Á-Âu và Ấn-Úc (Hình 1).

Cơm. 1. Sự va chạm của các mảng thạch quyển lục địa

Khi các mảng lục địa và đại dương tương tác với nhau, mảng có vỏ đại dương sẽ di chuyển bên dưới mảng có vỏ lục địa (Hình 2).

Cơm. 2. Sự va chạm của các mảng thạch quyển lục địa và đại dương

Do sự va chạm của các mảng thạch quyển lục địa và đại dương, các rãnh biển sâu và vòng cung đảo được hình thành.

Sự phân kỳ của các mảng thạch quyển và sự hình thành kết quả của lớp vỏ đại dương được thể hiện trong hình. 3.

Các đới trục của sống núi giữa đại dương được đặc trưng bởi rạn nứt(từ tiếng Anh rạn nứt - kẽ hở, vết nứt, đứt gãy) - một cấu trúc kiến ​​tạo tuyến tính lớn của vỏ trái đất có chiều dài hàng trăm, hàng nghìn, rộng hàng chục và đôi khi hàng trăm km, được hình thành chủ yếu trong quá trình kéo dài theo chiều ngang của lớp vỏ (Hình 4). Những vết nứt rất lớn được gọi là vành đai rạn nứt, vùng hoặc hệ thống.

Vì mảng thạch quyển là một mảng duy nhất nên mỗi đứt gãy của nó là nguồn gốc của hoạt động địa chấn và núi lửa. Những nguồn này tập trung trong các khu vực tương đối hẹp dọc theo đó xảy ra chuyển động lẫn nhau và ma sát của các tấm liền kề. Những vùng này được gọi là vành đai địa chấn. Các rạn san hô, sống núi giữa đại dương và rãnh biển sâu là những vùng di động của Trái đất và nằm ở ranh giới của các mảng thạch quyển. Điều này cho thấy quá trình hình thành vỏ trái đất ở các vùng này hiện đang diễn ra rất mạnh mẽ.

Cơm. 3. Sự phân kỳ của các mảng thạch quyển trong đới giữa sống đại dương

Cơm. 4. Sơ đồ hình thành rạn nứt

Hầu hết các đứt gãy của các mảng thạch quyển xảy ra ở đáy đại dương, nơi lớp vỏ trái đất mỏng hơn, nhưng chúng cũng xảy ra trên đất liền. Đứt gãy lớn nhất trên đất liền nằm ở phía đông châu Phi. Nó trải dài 4000 km. Chiều rộng của đứt gãy này là 80-120 km.

Hiện tại, có thể phân biệt được bảy tấm lớn nhất (Hình 5). Trong số này, diện tích lớn nhất là Thái Bình Dương, bao gồm toàn bộ thạch quyển đại dương. Theo quy định, mảng Nazca, có kích thước nhỏ hơn vài lần so với mỗi mảng trong số bảy mảng lớn nhất, cũng được phân loại là lớn. Đồng thời, các nhà khoa học cho rằng trên thực tế, mảng Nazca lớn hơn nhiều so với những gì chúng ta thấy trên bản đồ (xem Hình 5), vì một phần đáng kể của nó nằm dưới các mảng lân cận. Mảng này cũng chỉ bao gồm thạch quyển đại dương.

Cơm. 5. Các mảng thạch quyển của Trái đất

Một ví dụ về một mảng bao gồm cả thạch quyển lục địa và đại dương là mảng thạch quyển Ấn Độ-Úc. Mảng Ả Rập bao gồm gần như hoàn toàn thạch quyển lục địa.

Lý thuyết về các mảng thạch quyển rất quan trọng. Trước hết, nó có thể giải thích tại sao có núi ở một số nơi trên Trái đất và đồng bằng ở những nơi khác. Sử dụng lý thuyết về các mảng thạch quyển có thể giải thích và dự đoán các hiện tượng thảm khốc xảy ra ở ranh giới các mảng.

Cơm. 6. Hình dạng của các lục địa thực sự có vẻ tương thích với nhau.

Lý thuyết trôi dạt lục địa

Lý thuyết về các mảng thạch quyển bắt nguồn từ lý thuyết về sự trôi dạt lục địa. Trở lại thế kỷ 19. Nhiều nhà địa lý đã lưu ý rằng khi nhìn vào bản đồ, người ta có thể nhận thấy rằng bờ biển của Châu Phi và Nam Mỹ có vẻ tương thích khi đến gần (Hình 6).

Sự xuất hiện giả thuyết về sự chuyển động của lục địa gắn liền với tên tuổi của nhà khoa học người Đức Alfred Wegener(1880-1930) (Hình 7), người đã phát triển đầy đủ nhất ý tưởng này.

Wegener viết: “Vào năm 1910, ý tưởng di chuyển các lục địa lần đầu tiên đến với tôi... khi tôi bị ấn tượng bởi sự giống nhau về đường viền của bờ biển ở cả hai bên. Đại Tây Dương" Ông cho rằng vào thời kỳ đầu Cổ sinh có hai lục địa lớn trên Trái đất - Laurasia và Gondwana.

Laurasia là lục địa phía bắc, bao gồm các lãnh thổ của Châu Âu, Châu Á hiện đại không có Ấn Độ và Bắc Mỹ. Nam đất liền— Gondwana thống nhất các lãnh thổ hiện đại của Nam Mỹ, Châu Phi, Nam Cực, Úc và Hindustan.

Giữa Gondwana và Laurasia có biển đầu tiên - Tethys, giống như một vịnh lớn. Phần không gian còn lại của Trái đất bị chiếm giữ bởi Đại dương Panthalassa.

Khoảng 200 triệu năm trước, Gondwana và Laurasia đã hợp nhất thành một lục địa duy nhất - Pangea (Pan - Universal, Ge - Earth) (Hình 8).

Cơm. 8. Sự tồn tại của một lục địa Pangea (trắng - đất liền, chấm - biển nông)

Khoảng 180 triệu năm trước, lục địa Pangea một lần nữa bắt đầu tách thành các phần cấu thành của nó, trộn lẫn trên bề mặt hành tinh của chúng ta. Sự phân chia xảy ra như sau: đầu tiên Laurasia và Gondwana xuất hiện trở lại, sau đó Laurasia tách ra, và sau đó Gondwana tách ra. Do sự chia cắt và phân kỳ của các bộ phận của Pangea, các đại dương đã được hình thành. Đại Tây Dương và Ấn Độ Dương có thể được coi là những đại dương trẻ; cũ - Im lặng. Bắc Băng Dương bị cô lập khi diện tích đất liền tăng lên ở Bắc bán cầu.

Cơm. 9. Vị trí và hướng trôi dạt lục địa trong kỷ Phấn trắng 180 triệu năm trước

A. Wegener đã tìm thấy nhiều xác nhận về sự tồn tại của một lục địa duy nhất trên Trái đất. Ông tìm thấy sự tồn tại ở Châu Phi và ở Nam Mỹ tàn tích của động vật cổ đại - listosaurs. Đây là những loài bò sát, tương tự như hà mã nhỏ, chỉ sống ở những vùng nước ngọt. Điều này có nghĩa là chúng không thể bơi xa trong nước biển mặn. Ông tìm thấy bằng chứng tương tự trong thế giới thực vật.

Quan tâm đến giả thuyết về sự chuyển động của lục địa vào những năm 30 của thế kỷ 20. đã giảm đi phần nào, nhưng đã hồi sinh trở lại vào những năm 60, nhờ các nghiên cứu về sự nhẹ nhõm và địa chất của đáy đại dương, dữ liệu thu được cho thấy các quá trình giãn nở (lan rộng) của lớp vỏ đại dương và sự "lặn" của một số các bộ phận của lớp vỏ dưới những phần khác (sự hút chìm).

Kiến tạo địa tầng (kiến tạo địa tầng) là một khái niệm địa động lực hiện đại dựa trên khái niệm chuyển động ngang quy mô lớn của các mảnh tương đối tách rời của thạch quyển (các mảng thạch quyển). Vì vậy, kiến ​​tạo mảng đề cập đến sự chuyển động và tương tác của các mảng thạch quyển.

Gợi ý đầu tiên về chuyển động theo phương ngang của các khối vỏ được Alfred Wegener đưa ra vào những năm 1920 trong khuôn khổ giả thuyết “sự trôi dạt lục địa”, nhưng giả thuyết này không nhận được sự ủng hộ vào thời điểm đó. Chỉ trong những năm 1960, các nghiên cứu về đáy đại dương mới cung cấp bằng chứng thuyết phục về sự chuyển động của mảng ngang và quá trình giãn nở của đại dương do sự hình thành (lan rộng) của lớp vỏ đại dương. Sự hồi sinh của các ý tưởng về vai trò chủ yếu của chuyển động ngang xảy ra trong khuôn khổ xu hướng “động”, sự phát triển của xu hướng này đã dẫn đến sự phát triển của lý thuyết hiện đại về kiến ​​tạo mảng. Các nguyên lý chính của kiến ​​tạo mảng được xây dựng vào năm 1967-68 bởi một nhóm các nhà địa vật lý người Mỹ - W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes trong quá trình phát triển các ý tưởng trước đó (1961-62) về kiến ​​tạo mảng. Các nhà khoa học Mỹ G. Hess và R. Digtsa về sự giãn nở (lan rộng) của đáy đại dương

Nguyên tắc cơ bản của kiến ​​tạo mảng

Các nguyên lý cơ bản của kiến ​​tạo mảng có thể được tóm tắt trong một số

1. Phần đá phía trên của hành tinh được chia thành hai lớp vỏ, khác nhau đáng kể về tính chất lưu biến: thạch quyển cứng và giòn và lớp mềm dẻo và di động bên dưới.

2. Thạch quyển được chia thành các mảng, chuyển động liên tục dọc theo bề mặt của quyển mềm dẻo. Thạch quyển được chia thành 8 mảng lớn, hàng chục mảng trung bình và nhiều mảng nhỏ. Giữa các tấm lớn và vừa có các vành đai được tạo thành từ các tấm vỏ nhỏ khảm.

Ranh giới mảng là các khu vực có hoạt động địa chấn, kiến ​​tạo và magma; các khu vực bên trong của các mảng có khả năng chịu địa chấn yếu và được đặc trưng bởi sự biểu hiện yếu của các quá trình nội sinh.

Hơn 90% bề mặt Trái Đất nằm trên 8 mảng thạch quyển lớn:

Đĩa Úc,
mảng Nam Cực,
tấm châu Phi,
mảng Á-Âu,
tấm Hindustan,
mảng Thái Bình Dương,
mảng Bắc Mỹ,
mảng Nam Mỹ.

Các mảng ở giữa: Ả Rập (tiểu lục địa), Caribbean, Philippine, Nazca và Coco và Juan de Fuca, v.v.

Một số mảng thạch quyển chỉ được cấu tạo từ lớp vỏ đại dương (ví dụ, mảng Thái Bình Dương), những mảng khác bao gồm các mảnh của cả vỏ đại dương và vỏ lục địa.

3. Có 3 loại chuyển động tương đối của các mảng: chuyển động phân kỳ (phân kỳ), chuyển động hội tụ (hội tụ) và chuyển động cắt.

Theo đó, có ba loại ranh giới mảng chính được phân biệt.

ranh giới khác nhau– ranh giới dọc theo đó các mảng di chuyển ra xa nhau.

Quá trình giãn nở theo chiều ngang của thạch quyển được gọi là sự rạn nứt. Những ranh giới này được giới hạn ở các rạn nứt lục địa và các sống núi giữa đại dương trong các lưu vực đại dương.

Thuật ngữ "rạn nứt" (từ rạn nứt tiếng Anh - khe, vết nứt, khe hở) được áp dụng cho các cấu trúc tuyến tính lớn có nguồn gốc sâu, được hình thành trong quá trình kéo dài của lớp vỏ trái đất. Về mặt cấu trúc, chúng là những cấu trúc giống địa hào.

Các rạn nứt có thể hình thành trên cả vỏ lục địa và đại dương, tạo thành một hệ thống toàn cầu duy nhất được định hướng so với trục Geoid. Trong trường hợp này, sự phát triển của các rift lục địa có thể dẫn đến sự phá vỡ tính liên tục của lớp vỏ lục địa và sự chuyển đổi rift này thành rift đại dương (nếu quá trình giãn nở của rift dừng lại trước giai đoạn đứt gãy của vỏ lục địa thì nó sẽ chứa đầy trầm tích, biến thành aulacogen).

Quá trình tách mảng ở các đới rift đại dương (các sống núi giữa đại dương) đi kèm với sự hình thành lớp vỏ đại dương mới do sự tan chảy bazan magma đến từ quyển mềm. Quá trình hình thành lớp vỏ đại dương mới do sự tràn vào của vật liệu manti được gọi là truyền bá(từ tiếng Anh lây lan - trải ra, mở ra).

Cấu trúc của sống núi giữa đại dương

Trong quá trình lan rộng, mỗi xung mở rộng đi kèm với sự xuất hiện của một phần lớp phủ mới tan chảy, khi đông cứng lại sẽ tạo thành các cạnh của các tấm phân kỳ khỏi trục MOR.

Chính tại những khu vực này, sự hình thành lớp vỏ đại dương trẻ diễn ra.

Ranh giới hội tụ– ranh giới dọc theo đó xảy ra va chạm mảng. Có thể có ba lựa chọn chính cho sự tương tác trong một vụ va chạm: thạch quyển “đại dương - đại dương”, “đại dương - lục địa” và “lục địa - lục địa”. Tùy thuộc vào bản chất của các tấm va chạm, một số quá trình khác nhau có thể xảy ra.

Sự hút chìm- quá trình hút chìm của một mảng đại dương xuống dưới một mảng lục địa hoặc đại dương khác. Các đới hút chìm được giới hạn ở phần trục của các rãnh biển sâu liên kết với các cung đảo (là các thành phần của rìa hoạt động). Các ranh giới hút chìm chiếm khoảng 80% chiều dài của tất cả các ranh giới hội tụ.

Khi các mảng lục địa và đại dương va chạm nhau, một hiện tượng tự nhiên là sự dịch chuyển của mảng đại dương (nặng hơn) xuống dưới rìa lục địa; Khi hai đại dương va chạm, đại dương cổ xưa hơn (nghĩa là mát hơn và đậm đặc hơn) sẽ chìm xuống.

Các đới hút chìm có cấu trúc đặc trưng: các thành phần đặc trưng của chúng là rãnh biển sâu - cung đảo núi lửa - bồn sau cung. Rãnh biển sâu được hình thành trong vùng uốn cong và đẩy lùi của mảng hút chìm. Khi mảng này chìm xuống, nó bắt đầu mất nước (có rất nhiều trong trầm tích và khoáng chất), khoáng chất sau này, như đã biết, làm giảm đáng kể nhiệt độ nóng chảy của đá, dẫn đến hình thành các trung tâm nóng chảy cung cấp nước cho các núi lửa của vòng cung đảo. Ở phía sau cung núi lửa, thường xảy ra hiện tượng giãn nở, quyết định sự hình thành bồn trũng sau cung. Ở vùng bể sau cung, sự giãn nở có thể lớn đến mức dẫn đến sự đứt gãy của lớp vỏ mảng và sự mở ra của một bể có vỏ đại dương (còn gọi là quá trình tách giãn sau cung).

Sự chìm của mảng hút chìm vào lớp phủ được đánh dấu bằng các tâm động đất xảy ra tại điểm tiếp xúc của các mảng và bên trong mảng hút chìm (lạnh hơn và do đó dễ vỡ hơn các đá lớp phủ xung quanh). Vùng tâm chấn địa chấn này được gọi là Vùng Benioff-Zavaritsky.

Ở các đới hút chìm, quá trình hình thành lớp vỏ lục địa mới bắt đầu.

Một quá trình tương tác hiếm gặp hơn nhiều giữa các mảng lục địa và đại dương là quá trình sự bắt cóc- Đẩy một phần thạch quyển đại dương vào rìa của mảng lục địa. Cần nhấn mạnh rằng trong quá trình này, mảng đại dương được tách ra và chỉ phần trên của nó - lớp vỏ và vài km của lớp phủ phía trên - di chuyển về phía trước.

Khi các mảng lục địa va chạm vào nhau, lớp vỏ của chúng nhẹ hơn vật liệu lớp phủ và kết quả là không có khả năng lao vào nó, một quá trình xảy ra Sự va chạm. Trong quá trình va chạm, các cạnh của các mảng lục địa va chạm bị nghiền nát, hình thành các hệ lực đẩy lớn dẫn đến sự phát triển của các cấu trúc núi có cấu trúc lực đẩy gấp phức tạp. Một ví dụ kinh điển về quá trình như vậy là sự va chạm của mảng Hindustan với mảng Á-Âu, kèm theo sự phát triển của các hệ thống núi hùng vĩ thuộc dãy Himalaya và Tây Tạng.

Mô hình quá trình va chạm

Quá trình va chạm thay thế quá trình hút chìm, hoàn thành việc đóng cửa lưu vực đại dương. Hơn nữa, khi bắt đầu quá trình va chạm, khi các rìa của các lục địa đã dịch chuyển lại gần nhau hơn, va chạm được kết hợp với quá trình hút chìm (tàn dư của lớp vỏ đại dương tiếp tục chìm xuống dưới rìa lục địa).

Biến chất khu vực quy mô lớn và magma granitoid xâm nhập là điển hình cho các quá trình va chạm. Các quá trình này dẫn đến việc hình thành lớp vỏ lục địa mới (với lớp đá granit-gneiss điển hình).

Chuyển đổi ranh giới– ranh giới dọc theo đó xảy ra chuyển vị cắt của các mảng.

Ranh giới của các mảng thạch quyển trên Trái đất

1 – ranh giới khác nhau ( MỘT - rặng núi giữa đại dương, b – rạn nứt lục địa); 2 – chuyển đổi ranh giới; 3 – ranh giới hội tụ ( MỘT - vòng cung đảo, b – rìa lục địa hoạt động, V - xung đột); 4 – hướng và tốc độ (cm/năm) của chuyển động của mảng.

4. Thể tích vỏ đại dương bị hấp thụ trong các đới hút chìm bằng thể tích vỏ nổi lên trong các đới tách giãn. Vị trí này nhấn mạnh ý tưởng rằng thể tích của Trái đất là không đổi. Nhưng ý kiến ​​​​này không phải là ý kiến ​​​​duy nhất và được chứng minh rõ ràng. Có thể thể tích của mặt phẳng thay đổi theo nhịp hoặc giảm do làm mát.

5. Nguyên nhân chính của sự chuyển động của mảng là sự đối lưu của lớp phủ , gây ra bởi dòng nhiệt hấp dẫn của lớp phủ.

Nguồn năng lượng cho các dòng điện này là sự chênh lệch nhiệt độ giữa các vùng trung tâm Trái đất và nhiệt độ của các phần gần bề mặt của nó. Trong trường hợp này, phần chính của nhiệt nội sinh được giải phóng ở ranh giới giữa lõi và lớp phủ trong quá trình biệt hóa sâu, quyết định sự phân hủy của vật chất sụn sơ cấp, trong đó phần kim loại lao về phía trung tâm, hình thành nên lõi của hành tinh và phần silicat tập trung ở lớp phủ, nơi nó tiếp tục trải qua quá trình phân hóa.

Đá nóng lên ở các vùng trung tâm của Trái đất nở ra, mật độ của chúng giảm đi và chúng nổi lên, nhường chỗ cho các khối lạnh hơn và do đó nặng hơn chìm xuống, vốn đã tỏa ra một phần nhiệt ở các vùng gần bề mặt. Quá trình truyền nhiệt này diễn ra liên tục dẫn đến hình thành các tế bào đối lưu khép kín có trật tự. Trong trường hợp này, ở phần trên của tế bào, dòng vật chất gần như xảy ra trong một mặt phẳng nằm ngang và chính phần dòng chảy này quyết định chuyển động theo phương ngang của vật chất của quyển astheno và các mảng nằm trên đó. Nhìn chung, các nhánh đi lên của các tế bào đối lưu nằm dưới các vùng ranh giới phân kỳ (MOR và các rạn nứt lục địa), trong khi các nhánh đi xuống nằm dưới các vùng ranh giới hội tụ.

Như vậy, nguyên nhân chính dẫn đến sự chuyển động của các mảng thạch quyển là do các dòng đối lưu “kéo” lại.

Ngoài ra, một số yếu tố khác tác động lên tấm. Đặc biệt, bề mặt của quyển mềm có phần nhô cao hơn các vùng của các nhánh mọc lên và bị lõm xuống nhiều hơn ở các vùng sụt lún, điều này quyết định sự “trượt” hấp dẫn của tấm thạch quyển nằm trên bề mặt nhựa nghiêng. Ngoài ra, còn có các quá trình kéo thạch quyển đại dương lạnh nặng ở các đới hút chìm vào vùng nóng, và kết quả là quyển mềm, quyển mềm ít đậm đặc hơn, cũng như sự nêm thủy lực bởi bazan trong các đới MOR.

Hình - Lực tác dụng lên các tấm thạch quyển.

Các động lực chính của kiến ​​tạo mảng được tác dụng lên đáy của các phần nội mảng của thạch quyển - lực kéo lớp phủ FDO dưới các đại dương và FDC dưới các lục địa, độ lớn của lực này phụ thuộc chủ yếu vào tốc độ của dòng chảy quyển asthenos và thứ hai được xác định bởi độ nhớt và độ dày của lớp asthenospheric. Vì dưới các lục địa, độ dày của quyển mềm nhỏ hơn nhiều và độ nhớt lớn hơn nhiều so với dưới các đại dương, nên cường độ của lực FDC gần như nhỏ hơn một bậc so với FDO. Bên dưới các lục địa, đặc biệt là các phần cổ xưa của chúng (lá chắn lục địa), quyển mềm gần như bị chèn ép nên các lục địa dường như bị “mắc kẹt”. Vì hầu hết các mảng thạch quyển trái đất hiện đại bao gồm cả phần đại dương và lục địa, nên người ta cho rằng sự hiện diện của một lục địa trong mảng nói chung sẽ “làm chậm” chuyển động của toàn bộ mảng. Đây là cách nó thực sự xảy ra (các mảng đại dương gần như thuần túy di chuyển nhanh nhất là Thái Bình Dương, Cocos và Nazca; chậm nhất là các mảng Á-Âu, Bắc Mỹ, Nam Mỹ, Nam Cực và Châu Phi, một phần đáng kể trong đó có diện tích bị các lục địa chiếm giữ) . Cuối cùng, tại các ranh giới mảng hội tụ, nơi các cạnh nặng và lạnh của các mảng thạch quyển chìm vào lớp phủ, lực nổi âm của chúng tạo ra một lực FNB(chỉ số trong chỉ định sức mạnh - từ tiếng Anh sức nổi tiêu cực). Hành động sau này dẫn đến thực tế là phần hút chìm của mảng chìm trong quyển mềm và kéo toàn bộ mảng cùng với nó, do đó làm tăng tốc độ chuyển động của nó. Rõ ràng là sức mạnh FNB hoạt động theo từng giai đoạn và chỉ trong một số tình huống địa động lực nhất định, ví dụ như trong trường hợp các tấm bị sập được mô tả ở trên qua đoạn 670 km.

Do đó, các cơ chế làm cho các mảng thạch quyển chuyển động có thể được phân loại một cách có điều kiện thành hai nhóm sau: 1) liên quan đến lực “kéo” của lớp phủ ( cơ chế kéo lớp phủ), áp dụng cho bất kỳ điểm nào của đế của tấm, trong Hình. 2.5.5 – lực FDO Và FDC; 2) liên quan đến lực tác dụng lên các cạnh của tấm ( cơ chế lực cạnh), trong hình - lực FRP Và FNB. Vai trò của cơ chế truyền động này hoặc cơ chế truyền động khác, cũng như các lực nhất định, được đánh giá riêng cho từng tấm thạch quyển.

Sự kết hợp của các quá trình này phản ánh quá trình địa động lực chung, bao phủ các khu vực từ bề mặt đến vùng sâu của Trái đất.

Đối lưu lớp phủ và các quá trình địa động lực

Hiện nay, đối lưu manti hai tế bào với các ô kín đang phát triển trong manti Trái đất (theo mô hình đối lưu xuyên manti) hoặc đối lưu riêng biệt ở manti trên và manti dưới với sự tích tụ các phiến thuộc đới hút chìm (theo hai mô hình tầng). Các cực có thể xảy ra của sự trỗi dậy của vật liệu lớp phủ nằm ở phía đông bắc châu Phi (xấp xỉ dưới vùng tiếp giáp của các mảng châu Phi, Somali và Ả Rập) và ở khu vực Đảo Phục Sinh (dưới sườn giữa của Thái Bình Dương - Đông Thái Bình Dương) .

Đường xích đạo của sự sụt lún lớp phủ tuân theo một chuỗi ranh giới mảng hội tụ gần như liên tục dọc theo ngoại vi Thái Bình Dương và phía đông Ấn Độ Dương.

Chế độ đối lưu lớp phủ hiện đại, bắt đầu khoảng 200 triệu năm trước với sự sụp đổ của Pangea và hình thành các đại dương hiện đại, trong tương lai sẽ chuyển sang chế độ đơn bào (theo mô hình đối lưu xuyên lớp phủ) hoặc ( theo một mô hình thay thế) sự đối lưu sẽ trở thành lớp phủ xuyên qua do sự sụp đổ của các tấm trên một đường phân chia dài 670 km. Điều này có thể dẫn đến sự va chạm giữa các lục địa và hình thành siêu lục địa mới, siêu lục địa thứ năm trong lịch sử Trái đất.

6. Chuyển động của các tấm tuân theo các định luật hình học cầu và có thể mô tả dựa trên định lý Euler. Định lý xoay Euler phát biểu rằng bất kỳ phép quay nào trong không gian ba chiều đều có một trục. Do đó, chuyển động quay có thể được mô tả bằng ba tham số: tọa độ của trục quay (ví dụ: vĩ độ và kinh độ của nó) và góc quay. Dựa vào vị trí này có thể xây dựng lại vị trí của các châu lục trong các thời đại địa chất trước đây. Một phân tích về sự chuyển động của các lục địa đã dẫn đến kết luận rằng cứ sau 400-600 triệu năm chúng lại hợp nhất thành một siêu lục địa duy nhất, sau đó siêu lục địa này sẽ tan rã. Là kết quả của sự phân chia của siêu lục địa Pangea, xảy ra cách đây 200-150 triệu năm, các lục địa hiện đại đã được hình thành.

Một số bằng chứng về thực chất cơ chế kiến ​​tạo mảng thạch quyển

Tuổi già hơn của lớp vỏ đại dương với khoảng cách từ các trục tách giãn(xem hình). Theo cùng một hướng, sự gia tăng về độ dày và tính hoàn thiện địa tầng của lớp trầm tích được ghi nhận.

Hình - Bản đồ tuổi đá đáy đại dương Bắc Đại Tây Dương (theo W. Pitman và M. Talvani, 1972). Màu sắc khác nhau các phần của đáy đại dương có độ tuổi khác nhau đã được xác định; Những con số cho biết tuổi tính bằng hàng triệu năm.

Dữ liệu địa vật lý.

Hình - Mặt cắt chụp cắt lớp qua rãnh Hy Lạp, đảo Crete và biển Aegean. Vòng tròn màu xám là tâm chấn động đất. Tấm manti lạnh hút chìm thể hiện bằng màu xanh, lớp manti nóng thể hiện màu đỏ (theo V. Spackman, 1989)

Phần còn lại của mảng Faralon khổng lồ đã biến mất trong đới hút chìm phía dưới Bắc và Nam Mỹ được ghi nhận dưới dạng các phiến của lớp phủ “lạnh” (mặt cắt xuyên Bắc Mỹ, dọc theo sóng S). Theo Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, Không. 4, 1-7

​Các dị thường từ tính tuyến tính trong các đại dương được phát hiện vào những năm 50 trong quá trình nghiên cứu địa vật lý ở Thái Bình Dương. Khám phá này cho phép Hess và Dietz xây dựng lý thuyết về sự tách giãn đáy đại dương vào năm 1968, phát triển thành lý thuyết về kiến ​​tạo mảng. Chúng trở thành một trong những bằng chứng thuyết phục nhất về tính đúng đắn của lý thuyết này.

Hình - Sự hình thành các dị thường từ tính trong quá trình trải rộng.

Nguyên nhân nguồn gốc của dị thường từ sọc là quá trình hình thành lớp vỏ đại dương trong các vùng trải rộng của sống núi giữa đại dương; bazan phun trào khi nguội đi dưới điểm Curie trong từ trường Trái đất sẽ thu được từ hóa dư. Hướng từ hóa trùng với hướng của từ trường Trái đất, tuy nhiên do từ trường Trái đất đảo chiều theo chu kỳ nên các bazan phun trào tạo thành các dải có các hướng từ hóa khác nhau: trực tiếp (trùng với hướng hiện đại của từ trường) và ngược lại. .

Hình - Sơ đồ hình thành cấu trúc dải của lớp hoạt động từ và các dị thường từ của đại dương (mô hình Vine – Matthews).