Según la teoría moderna de las placas litosféricas, toda la litosfera por zonas estrechas y activas (fallas profundas) se divide en bloques separados que se mueven en la capa plástica del manto superior entre sí a una velocidad de 2-3 cm por año. Estos bloques se denominan placas litosféricas.
Por primera vez, la hipótesis del movimiento horizontal de los bloques de la corteza fue realizada por Alfred Wegener en la década de 1920 en el marco de la hipótesis de la "deriva continental", pero esta hipótesis no recibió apoyo en ese momento.
Fue solo en la década de 1960 que los estudios del fondo del océano proporcionaron evidencia concluyente de los movimientos horizontales de las placas y los procesos de expansión del océano debido a la formación (extensión) de la corteza oceánica. El resurgimiento de las ideas sobre el papel predominante de los movimientos horizontales tuvo lugar en el marco de la dirección "movilista", cuyo desarrollo condujo al desarrollo de la teoría moderna de la tectónica de placas. Los principios fundamentales de la tectónica de placas fueron formulados en 1967-68 por un grupo de geofísicos estadounidenses: W. J. Morgan, K. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes en el desarrollo de ideas anteriores (1961-62) de los científicos estadounidenses G. Hess y R. Digz sobre la expansión (extensión) del fondo del océano.
Se argumenta que los científicos no están completamente seguros de qué está causando estos mismos cambios y cómo se designaron los límites de las placas tectónicas. Existen innumerables teorías diferentes, pero ninguna de ellas explica completamente todos los aspectos de la actividad tectónica.
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Al menos averigüemos cómo lo imaginan ahora.
Wegener escribió: "En 1910, se me ocurrió por primera vez la idea de mover continentes … cuando me llamó la atención la similitud de las costas en ambos lados del Océano Atlántico". Sugirió que en el Paleozoico temprano había dos grandes continentes en la Tierra: Laurasia y Gondwana.
Laurasia era el continente del norte, que incluía los territorios de la Europa moderna, Asia sin India y América del Norte. Continente meridional: Gondwana unió los territorios modernos de América del Sur, África, Antártida, Australia e Hindustan.
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Entre Gondwana y Laurasia fue el primer marisco - Tetis, como una enorme bahía. El resto de la Tierra estaba ocupado por el océano Panthalassa.
Hace unos 200 millones de años, Gondwana y Laurasia se unieron en un solo continente: Pangea (Pan - universal, Ge - Tierra).
Hace aproximadamente 180 millones de años, el continente de Pangea nuevamente comenzó a separarse en sus partes componentes, que se mezclaron en la superficie de nuestro planeta. La división se llevó a cabo de la siguiente manera: primero, Laurasia y Gondwana reaparecieron, luego Laurasia se separó y luego Gondwana. Debido a la división y divergencia de partes de Pangea, se formaron océanos. Los océanos Atlántico e Índico pueden considerarse jóvenes; viejo - Tranquilo. El Océano Ártico se ha aislado con el aumento de la masa terrestre en el hemisferio norte.
A. Wegener encontró muchas confirmaciones de la existencia de un solo continente de la Tierra. La existencia en África y América del Sur de los restos de animales antiguos: los listosaurios le parecían especialmente convincentes. Eran reptiles, similares a pequeños hipopótamos, que vivían solo en cuerpos de agua dulce. Esto significa que no podían nadar grandes distancias en agua de mar salada. Encontró evidencia similar en el reino vegetal.
Interés por la hipótesis del movimiento de los continentes en los años 30 del siglo XX. disminuyó levemente, pero en los años 60 volvió a revivir, cuando, como resultado de los estudios del relieve y geología del fondo oceánico, se obtuvieron datos que indicaban los procesos de expansión (esparcimiento) de la corteza oceánica y el "buceo" de algunas partes de la corteza bajo otras (subducción).
La estructura de la grieta continental.
La parte rocosa superior del planeta está dividida en dos capas, significativamente diferentes en propiedades reológicas: la litosfera rígida y frágil y la astenosfera plástica y móvil subyacente.
El fondo de la litosfera es una isoterma de aproximadamente 1300 ° C, que corresponde a la temperatura de fusión (solidus) del material del manto a la presión litostática existente a profundidades de los primeros cientos de kilómetros. Las rocas que se encuentran por encima de esta isoterma en la Tierra son lo suficientemente frías y se comportan como un material duro, mientras que las rocas subyacentes de la misma composición se calientan lo suficiente y se deforman con relativa facilidad.
La litosfera se divide en placas que se mueven constantemente a lo largo de la superficie de la astenosfera plástica. La litosfera está dividida en 8 placas grandes, decenas de placas medianas y muchas pequeñas. Entre las losas grandes y medianas hay cinturones compuestos por mosaicos de pequeñas losas corticales.
Los límites de las placas son áreas de actividad sísmica, tectónica y magmática; las regiones internas de las placas son débilmente sísmicas y se caracterizan por una débil manifestación de procesos endógenos.
Más del 90% de la superficie de la Tierra cae sobre 8 grandes placas litosféricas:
Algunas placas litosféricas están compuestas exclusivamente de corteza oceánica (por ejemplo, la placa del Pacífico), otras incluyen fragmentos de corteza oceánica y continental.
Diagrama de formación de grietas.
Hay tres tipos de movimientos de placa relativos: divergencia (divergencia), convergencia (convergencia) y movimientos de corte.
Los límites divergentes son límites a lo largo de los cuales se separan las placas. El entorno geodinámico en el que se produce el proceso de estiramiento horizontal de la corteza terrestre, acompañado por la aparición de depresiones alargadas linealmente alargadas, ranuradas o en forma de zanja, se denomina rifting. Estos límites se limitan a las divisiones continentales y las dorsales oceánicas en las cuencas oceánicas. El término "rift" (del inglés rift - ruptura, grieta, hueco) se aplica a grandes estructuras lineales de origen profundo, formadas durante el estiramiento de la corteza terrestre. En términos de estructura, son estructuras tipo graben. Las fisuras se pueden colocar tanto en la corteza continental como en la oceánica, formando un único sistema global orientado en relación con el eje geoide. En este caso, la evolución de las fisuras continentales puede llevar a la ruptura de la continuidad de la corteza continental y la transformación de esta fisura en una fisura oceánica (si la expansión de la fisura se detiene antes de la etapa de ruptura de la corteza continental, se llena de sedimentos, transformándose en un aulacógeno).
El proceso de deslizamiento de placas en zonas de fisuras oceánicas (dorsales oceánicas) se acompaña de la formación de una nueva corteza oceánica debido al deshielo basáltico magmático procedente de la astenosfera. Este proceso de formación de una nueva corteza oceánica debido a la afluencia de material del manto se llama propagación (de la propagación inglesa: extenderse, expandirse).
La estructura de la dorsal oceánica. 1 - astenosfera, 2 - rocas ultrabásicas, 3 - rocas básicas (gabroides), 4 - un complejo de diques paralelos, 5 - basaltos del fondo oceánico, 6 - segmentos de la corteza oceánica que se formaron en diferentes momentos (IV con el envejecimiento), 7 - magmático cercano a la superficie cámara (con magma ultrabásico en la parte inferior y principal en la superior), 8 - sedimentos del fondo oceánico (1-3 a medida que se acumulan).
Durante la propagación, cada pulso de extensión está acompañado por la entrada de una nueva porción de manto fundido que, mientras se solidifica, acumula los bordes de las placas que divergen del eje MOR. Es en estas zonas donde se forma la corteza oceánica joven.
Colisión de placas litosféricas continentales y oceánicas.
La subducción es el proceso de mover una placa oceánica debajo de una placa continental u otra oceánica. Las zonas de subducción se limitan a las partes axiales de las trincheras de aguas profundas, conjugadas con arcos de islas (que son elementos de márgenes activos). Los límites de subducción representan aproximadamente el 80% de la longitud de todos los límites convergentes.
Cuando las placas continental y oceánica chocan, un fenómeno natural es la base de la placa oceánica (más pesada) debajo del borde de la continental; cuando chocan dos oceánicos, el más antiguo (es decir, el más frío y denso) se hunde.
Las zonas de subducción tienen una estructura característica: sus elementos típicos son una trinchera de aguas profundas, un arco de islas volcánicas, una cuenca de arco posterior. Se forma un canal de aguas profundas en la curva y la placa de subducción del submotor. A medida que se hunde, esta placa comienza a perder agua (la cual es abundante en sedimentos y minerales), esta última, como se sabe, reduce significativamente el punto de fusión de las rocas, lo que conduce a la formación de centros de fusión que alimentan a los volcanes de arcos insulares. En la parte posterior de un arco volcánico, suele ocurrir cierto estiramiento, lo que determina la formación de una cuenca de arco posterior. En la zona de la cuenca del arco posterior, la tensión puede ser tan significativa que conduce a la ruptura de la corteza de la placa y la apertura de la cuenca con corteza oceánica (el llamado proceso de extensión del arco posterior).
El volumen de la corteza oceánica absorbida en las zonas de subducción es igual al volumen de la corteza que surge en las zonas de expansión. Esta posición enfatiza la opinión sobre la constancia del volumen de la Tierra. Pero esta opinión no es la única y definitivamente probada. Es posible que el volumen de los planos cambie de forma pulsante o haya una disminución en su disminución debido al enfriamiento.
La inmersión de la placa subductora en el manto se rastrea mediante focos sísmicos que surgen en el contacto de las placas y dentro de la placa subductora (más fría y, por lo tanto, más frágil que las rocas del manto circundante). Esta zona focal sísmica se denominó zona Benioff-Zavaritsky. En las zonas de subducción comienza el proceso de formación de una nueva corteza continental. Un proceso de interacción mucho más raro entre las placas continental y oceánica es el proceso de obducción: el empuje de una parte de la litosfera oceánica hacia el borde de la placa continental. Cabe destacar que durante este proceso, la placa oceánica se estratifica, y solo avanza su parte superior, la corteza y varios kilómetros del manto superior.
Colisión de placas litosféricas continentales.
Cuando las placas continentales chocan, cuya corteza es más liviana que el material del manto y, como resultado, no es capaz de sumergirse en ella, se produce el proceso de colisión. Durante la colisión, los bordes de las placas continentales en colisión se aplastan, se arrugan y se forman sistemas de grandes fallas de empuje, lo que conduce al crecimiento de estructuras montañosas con una compleja estructura de plegado y empuje. Un ejemplo clásico de tal proceso es la colisión de la placa del Indostán con la euroasiática, acompañada por el crecimiento de los grandiosos sistemas montañosos del Himalaya y el Tíbet. El proceso de colisión reemplaza al proceso de subducción, completando el cierre de la cuenca oceánica. Al mismo tiempo, al inicio del proceso de colisión, cuando los bordes de los continentes ya se han acercado, la colisión se combina con el proceso de subducción (el hundimiento de la corteza oceánica continúa bajo el borde del continente). El metamorfismo regional a gran escala y el magmatismo granitoide intrusivo son típicos de los procesos de colisión. Estos procesos conducen a la creación de una nueva corteza continental (con su capa típica de granito-gneis).
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La razón principal del movimiento de las placas es la convección del manto causada por las corrientes de calor-gravedad del manto.
La fuente de energía de estas corrientes es la diferencia de temperatura entre las regiones centrales de la Tierra y la temperatura de sus partes cercanas a la superficie. En este caso, la mayor parte del calor endógeno se libera en el límite del núcleo y el manto durante el proceso de diferenciación profunda, lo que determina la descomposición del material de condrita primaria, durante el cual la parte metálica se precipita hacia el centro, aumentando el núcleo del planeta, y la parte de silicato se concentra en el manto, donde sufre una diferenciación adicional.
Las rocas calentadas en las zonas centrales de la Tierra se expanden, su densidad disminuye y se elevan, dando paso a masas hundidas más frías y por tanto más pesadas, que ya han desprendido parte del calor en las zonas cercanas a la superficie. Este proceso de transferencia de calor continúa continuamente, dando como resultado la formación de células convectivas cerradas ordenadas. En este caso, en la parte superior de la celda, el flujo de materia ocurre casi en un plano horizontal, y es esta parte del flujo la que determina el movimiento horizontal de la materia de la astenosfera y las placas ubicadas en ella. En general, las ramas ascendentes de las células convectivas se encuentran debajo de las zonas de límites divergentes (MOR y grietas continentales), y las ramas descendentes, debajo de las zonas de límites convergentes. Por tanto, la principal razón del movimiento de las placas litosféricas es el "arrastre" por las corrientes convectivas. Además,una serie de otros factores actúan sobre las placas. En particular, la superficie de la astenosfera resulta algo elevada por encima de las zonas de ramas ascendentes y más bajada en las zonas de inmersión, lo que determina el "deslizamiento" gravitacional de la placa litosférica ubicada sobre una superficie plástica inclinada. Además, existen procesos de tracción de la litosfera oceánica fría pesada en las zonas de subducción hacia la astenosfera caliente y, como consecuencia, menos densa, así como acuñamiento hidráulico por basaltos en las zonas MOR. Además, existen procesos de tracción de la litosfera oceánica fría pesada en las zonas de subducción hacia la astenosfera caliente y, como consecuencia, menos densa, así como acuñamiento hidráulico por basaltos en las zonas MOR. Además, existen procesos de tracción de la litosfera oceánica fría pesada en las zonas de subducción hacia la astenosfera caliente y, como consecuencia, menos densa, así como acuñamiento hidráulico por basaltos en las zonas MOR.
Las principales fuerzas impulsoras de la tectónica de placas se aplican a la base de las partes intraplaca de la litosfera: las fuerzas de arrastre del manto (arrastre) FDO debajo de los océanos y FDC debajo de los continentes, cuya magnitud depende principalmente de la velocidad de la corriente astenosférica, y esta última está determinada por la viscosidad y el grosor de la capa astenosférica. Dado que el grosor de la astenosfera debajo de los continentes es mucho menor y la viscosidad es mucho mayor que debajo de los océanos, la magnitud de la fuerza FDC es casi un orden de magnitud menor que la magnitud de FDO. Debajo de los continentes, especialmente en sus partes antiguas (escudos continentales), la astenosfera casi se separa, por lo que los continentes parecen estar "varados". Dado que la mayoría de las placas litosféricas de la Tierra moderna incluyen partes oceánicas y continentales, uno debería esperarque la presencia de un continente en la placa debería generalmente “ralentizar” el movimiento de toda la placa. Así es como sucede realmente (las placas casi puramente oceánicas del Pacífico, Cocos y Nazca que se mueven más rápido; las más lentas: la euroasiática, norteamericana, sudamericana, antártica y africana, una parte significativa de la cual está ocupada por continentes). Finalmente, en los límites de las placas convergentes, donde los bordes pesados y fríos de las placas litosféricas (losas) se hunden en el manto, su flotabilidad negativa crea una fuerza FNB (el índice en la designación de fuerza, del inglés "boyanza negativa"). La acción de este último conduce al hecho de que la parte subductora de la placa se hunde en la astenosfera y tira de toda la placa junto con ella, aumentando así la velocidad de su movimiento. Obviamente, la fuerza FNB actúa de forma esporádica y solo en ciertos entornos geodinámicos,por ejemplo, en los casos de colapso de la losa descritos anteriormente en el tramo de 670 km.
Así, los mecanismos que impulsan las placas litosféricas se pueden asignar condicionalmente a los dos grupos siguientes: 1) asociados con las fuerzas de arrastre del manto, aplicadas a cualquier punto de la base de la placa, en la figura - las fuerzas FDO y FDC; 2) asociado con las fuerzas aplicadas a los bordes de las placas (mecanismo de fuerza de borde), en la figura, las fuerzas de FRP y FNB. El papel de este o aquel mecanismo impulsor, así como de esas u otras fuerzas, se evalúa individualmente para cada placa litosférica.
La combinación de estos procesos refleja el proceso geodinámico general, cubriendo áreas desde la superficie hasta zonas profundas de la Tierra. Actualmente, se está desarrollando en el manto de la Tierra una convección de manto de dos celdas con celdas cerradas (según el modelo de convección a través del manto) o convección separada en el manto superior e inferior con acumulación de placas debajo de las zonas de subducción (según un modelo de dos niveles). Los polos probables del levantamiento de la materia del manto se encuentran en el noreste de África (aproximadamente debajo de la zona de unión de las placas africana, somalí y árabe) y en el área de la Isla de Pascua (debajo de la cordillera media del Océano Pacífico, el levantamiento del Pacífico Oriental). El ecuador de la subsidencia del material del manto sigue una cadena aproximadamente continua de límites de placas convergentes a lo largo de la periferia de los océanos Pacífico e Índico oriental. El régimen actual de convección del manto,La desintegración de Pangea, que comenzó hace unos 200 millones de años y dio lugar a los océanos modernos, será reemplazada en el futuro por un régimen unicelular (según el modelo de convección a través del manto) o (según un modelo alternativo) la convección pasará a través del manto debido al colapso de las losas en la sección de 670 km. Esto, posiblemente, conducirá a la colisión de continentes y la formación de un nuevo supercontinente, el quinto en la historia de la Tierra.
Los desplazamientos de placas obedecen a las leyes de la geometría esférica y pueden describirse basándose en el teorema de Euler. El teorema de la rotación de Euler establece que cualquier rotación en el espacio tridimensional tiene un eje. Así, la rotación se puede describir mediante tres parámetros: las coordenadas del eje de rotación (por ejemplo, su latitud y longitud) y el ángulo de rotación. A partir de esta posición, se puede reconstruir la posición de los continentes en las épocas geológicas pasadas. El análisis de los movimientos de los continentes llevó a la conclusión de que cada 400-600 millones de años se unen en un solo supercontinente, que sufre una mayor desintegración. Como resultado de la división de tal supercontinente Pangea, que ocurrió hace 200-150 millones de años, se formaron los continentes modernos.
La tectónica de placas es el primer concepto geológico general que podría probarse. Esta verificación se llevó a cabo. En los 70. se organizó un programa de perforación en aguas profundas. En el marco de este programa, el barco de perforación "Glomar Challenger" perforó varios cientos de pozos, que mostraron una buena convergencia de edades estimadas a partir de anomalías magnéticas con edades determinadas a partir de horizontes basálticos u sedimentarios. El esquema de distribución de las áreas de la corteza oceánica de diferentes edades se muestra en la Fig.:
Edad de la corteza oceánica basada en anomalías magnéticas (Kenneth, 1987): 1 - áreas de falta de datos y tierra; 2-8 - edad: 2 - Holoceno, Pleistoceno, Plioceno (0-5 Ma); 3 - el Mioceno (5-23 Ma); 4 - Oligoceno (23–38 Ma); 5 & mdash; Eoceno (38-53 Ma); 6 - Paleoceno (53-65 Ma) 7 - tiza (65-135 Ma) 8 - Jurásico (135-190 Ma).
A finales de los 80. se completó otro experimento para probar el movimiento de las placas litosféricas. Se basó en la medición de líneas de base en relación con cuásares distantes. En dos placas, se seleccionaron puntos en los que, utilizando radiotelescopios modernos, se determinó la distancia a los cuásares y el ángulo de su declinación y, en consecuencia, se calcularon las distancias entre puntos en las dos placas, es decir, se determinó la línea de base. La precisión de la determinación fue de los primeros centímetros. Varios años después, se repitieron las mediciones. Se obtuvo muy buena concordancia entre los resultados calculados a partir de las anomalías magnéticas y los datos determinados a partir de las líneas de base.
Diagrama que ilustra los resultados de las medidas del desplazamiento mutuo de las placas litosféricas, obtenidas por el método de interferometría con una línea de base muy larga - ISDB (Carter, Robertson, 1987). El movimiento de las placas cambia la longitud de la línea de base entre radiotelescopios ubicados en diferentes placas. El mapa del hemisferio norte muestra líneas de base que han sido medidas por el método ISDB con suficientes datos para hacer una estimación confiable de la tasa de cambio en su longitud (en centímetros por año). Los números entre paréntesis indican la cantidad de desplazamiento de la placa calculada a partir del modelo teórico. En casi todos los casos, los valores calculados y medidos están muy cerca.
Por tanto, la tectónica de placas a lo largo de los años ha sido probada mediante varios métodos independientes. Es reconocido por la comunidad científica mundial como el paradigma de la geología en la actualidad.
Conociendo la posición de los polos y la velocidad del movimiento moderno de las placas litosféricas, la velocidad de expansión y absorción del fondo oceánico, es posible delinear la trayectoria de movimiento de los continentes en el futuro e imaginar su posición durante un cierto período de tiempo.
Este pronóstico fue realizado por los geólogos estadounidenses R. Dietz y J. Holden. En 50 millones de años, según sus supuestos, los océanos Atlántico e Índico se expandirán a expensas del Pacífico, África se desplazará hacia el norte y gracias a ello, el Mar Mediterráneo se irá liquidando paulatinamente. El Estrecho de Gibraltar desaparecerá, y la España "convertida" cerrará el Golfo de Vizcaya. África estará dividida por las grandes divisiones africanas y su parte oriental se desplazará hacia el noreste. El Mar Rojo se expandirá tanto que separará la Península del Sinaí de África, Arabia se moverá hacia el noreste y cerrará el Golfo Pérsico. India se moverá cada vez más hacia Asia, lo que significa que las montañas del Himalaya crecerán. California a lo largo de la falla de San Andrés se separará de América del Norte, y una nueva cuenca oceánica comenzará a formarse en este lugar. Se producirán cambios importantes en el hemisferio sur. Australia cruzará el ecuador y entrará en contacto con Eurasia. Este pronóstico requiere un refinamiento significativo. Mucho de aquí es todavía discutible y poco claro.
