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Placas litosféricas– grandes blocos rígidos da litosfera terrestre, delimitados por zonas de falhas sísmica e tectonicamente ativas.

As placas, via de regra, são separadas por falhas profundas e movem-se através da camada viscosa do manto umas em relação às outras a uma velocidade de 2 a 3 cm por ano. Para onde convergem as placas continentais, elas colidem e formam cinturões de montanhas . Quando as placas continentais e oceânicas interagem, a placa com a crosta oceânica é empurrada para baixo da placa com a crosta continental, resultando na formação de trincheiras em águas profundas e arcos insulares.

Movimento placas litosféricas associado ao movimento da matéria no manto. Em certas partes do manto existem poderosos fluxos de calor e matéria subindo de suas profundezas para a superfície do planeta.

Mais de 90% da superfície da Terra é coberta 13 -as maiores placas litosféricas.

Fenda– uma enorme fratura na crosta terrestre, formada durante seu alongamento horizontal (ou seja, onde divergem os fluxos de calor e matéria). Nas fendas, surgem fluxos de magma, surgem novas falhas, horsts e grabens. Formam-se dorsais meso-oceânicas.

Primeiro hipótese de deriva continental (ou seja, movimento horizontal da crosta terrestre) apresentado no início do século XX A. Wegener. Criado em sua base teoria litosférica t. De acordo com esta teoria, a litosfera não é um monólito, mas consiste em grandes e pequenas placas “flutuando” na astenosfera. As áreas limite entre as placas litosféricas são chamadas cinturões sísmicos - estas são as áreas mais “inquietas” do planeta.

A crosta terrestre é dividida em áreas estáveis ​​(plataformas) e móveis (áreas dobradas - geossinclinais).

- poderosas estruturas montanhosas subaquáticas no fundo do oceano, geralmente ocupando uma posição intermediária. Perto das dorsais meso-oceânicas, as placas litosféricas se separam e surge uma jovem crosta oceânica basáltica. O processo é acompanhado por intenso vulcanismo e alta sismicidade.

As zonas de rift continental são, por exemplo, o Sistema de Rift da África Oriental, o Sistema de Rift de Baikal. As fendas, assim como as dorsais meso-oceânicas, são caracterizadas por atividade sísmica e vulcanismo.

Placas tectônicas- uma hipótese que sugere que a litosfera está dividida em grandes placas que se movem horizontalmente através do manto. Perto das dorsais meso-oceânicas, as placas litosféricas se separam e crescem devido ao material que sobe das entranhas da Terra; nas trincheiras do fundo do mar, uma placa se move sob a outra e é absorvida pelo manto. Estruturas dobradas são formadas onde as placas colidem.

Placas tectônicas (placas tectônicas) é um conceito geodinâmico moderno baseado no conceito de movimentos horizontais em grande escala de fragmentos relativamente integrais da litosfera (placas litosféricas). Assim, as placas tectônicas tratam dos movimentos e interações das placas litosféricas.

A primeira sugestão sobre o movimento horizontal dos blocos crustais foi feita por Alfred Wegener na década de 1920 no âmbito da hipótese da “deriva continental”, mas esta hipótese não recebeu apoio naquela época. Somente na década de 1960 os estudos do fundo do oceano forneceram evidências conclusivas dos movimentos horizontais das placas e dos processos de expansão dos oceanos devido à formação (espalhamento) da crosta oceânica. O renascimento das ideias sobre o papel predominante dos movimentos horizontais ocorreu no quadro da tendência “mobilista”, cujo desenvolvimento levou ao desenvolvimento teoria moderna placas tectônicas. Os princípios básicos da tectônica de placas foram formulados em 1967-68 por um grupo de geofísicos americanos - W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes no desenvolvimento de ideias anteriores (1961-62) de Cientistas americanos G. Hess e R. Digtsa sobre a expansão (espalhamento) do fundo do oceano

Fundamentos da Tectônica de Placas

Os princípios básicos da tectônica de placas podem ser resumidos em vários

1. A parte rochosa superior do planeta é dividida em duas conchas, significativamente diferentes em propriedades reológicas: uma litosfera rígida e quebradiça e uma astenosfera plástica e móvel subjacente.

2. A litosfera é dividida em placas que se movem constantemente ao longo da superfície da astenosfera plástica. A litosfera é dividida em 8 placas grandes, dezenas de placas médias e muitas placas pequenas. Entre as lajes grandes e médias existem cinturões compostos por um mosaico de pequenas lajes crustais.

Os limites das placas são áreas de atividade sísmica, tectônica e magmática; as regiões internas das placas são fracamente sísmicas e caracterizadas por fraca manifestação de processos endógenos.

Mais de 90% da superfície da Terra cai sobre 8 grandes placas litosféricas:

prato australiano,
Placa Antártica,
prato africano,
Placa Eurasiática,
Prato Hindustão,
Placa do Pacífico,
Placa Norte-Americana,
Placa Sul-Americana.

Placas intermediárias: Árabe (subcontinente), Caribenha, Filipina, Nazca e Coco e Juan de Fuca, etc.

Algumas placas litosféricas são compostas exclusivamente por crosta oceânica (por exemplo, a Placa do Pacífico), outras incluem fragmentos de crosta oceânica e continental.

3. Existem três tipos de movimentos relativos das placas: divergência (divergência), convergência (convergência) e movimentos de cisalhamento.

Conseqüentemente, três tipos de limites de placas principais são distinguidos.

Limites divergentes– limites ao longo dos quais as placas se separam.

Os processos de alongamento horizontal da litosfera são chamados fenda. Essas fronteiras estão confinadas às fendas continentais e às dorsais meso-oceânicas nas bacias oceânicas.

O termo "rift" (do inglês rift - gap, crack, gap) é aplicado a grandes estruturas lineares de origem profunda, formadas durante o estiramento da crosta terrestre. Em termos de estrutura, são estruturas semelhantes a grabens.

As fendas podem se formar na crosta continental e oceânica, formando um único sistema global orientado em relação ao eixo geóide. Neste caso, a evolução dos riftes continentais pode levar à quebra da continuidade da crosta continental e à transformação deste rifte em rifte oceânico (se a expansão do rifte parar antes da fase de ruptura da crosta continental, é é preenchido com sedimentos, transformando-se em aulacógeno).

O processo de separação de placas em zonas de riftes oceânicos (cordais meso-oceânicas) é acompanhado pela formação de nova crosta oceânica devido ao derretimento magmático basáltico proveniente da astenosfera. Este processo de formação de nova crosta oceânica devido ao influxo de material do manto é denominado espalhando(do inglês spread - espalhar, desdobrar).

Estrutura da dorsal meso-oceânica

Durante o espalhamento, cada pulso de extensão é acompanhado pela chegada de uma nova porção de fundidos do manto, que, ao solidificarem, formam as bordas das placas divergindo do eixo MOR.

É nessas zonas que ocorre a formação da jovem crosta oceânica.

Limites convergentes– limites ao longo dos quais ocorrem colisões de placas. Pode haver três opções principais de interação durante uma colisão: litosfera “oceânica - oceânica”, “oceânica - continental” e “continental - continental”. Dependendo da natureza das placas em colisão, vários processos diferentes podem ocorrer.

Subducção- o processo de subducção de uma placa oceânica sob uma placa continental ou outra oceânica. As zonas de subducção estão confinadas às partes axiais das trincheiras de águas profundas associadas aos arcos insulares (que são elementos das margens ativas). Os limites de subducção representam cerca de 80% do comprimento de todos os limites convergentes.

Quando as placas continental e oceânica colidem, um fenômeno natural é o deslocamento da placa oceânica (mais pesada) sob a borda da continental; Quando dois oceanos colidem, o mais antigo (isto é, mais frio e mais denso) deles afunda.

As zonas de subducção têm uma estrutura característica: seus elementos típicos são uma trincheira de águas profundas - um arco de ilha vulcânica - uma bacia de arco posterior. Uma trincheira profunda é formada na zona de flexão e subtração da placa subdutora. À medida que esta placa afunda, começa a perder água (encontrada em abundância em sedimentos e minerais), esta última, como se sabe, reduz significativamente a temperatura de fusão das rochas, o que leva à formação de centros de fusão que alimentam os vulcões dos arcos insulares. Na parte traseira de um arco vulcânico, geralmente ocorre algum estiramento, o que determina a formação de uma bacia de arco posterior. Na zona da bacia do back-arc, o estiramento pode ser tão significativo que leva à ruptura da crosta da placa e à abertura de uma bacia com crosta oceânica (o chamado processo de espalhamento do back-arc).

A imersão da placa subdutora no manto é traçada pelos focos de terremotos que ocorrem no contato das placas e no interior da placa subdutora (mais fria e, portanto, mais frágil que as rochas do manto circundante). Esta zona focal sísmica é chamada Zona Benioff-Zavaritsky.

Nas zonas de subducção inicia-se o processo de formação de uma nova crosta continental.

Um processo muito mais raro de interação entre placas continentais e oceânicas é o processo obdução– impulso de parte da litosfera oceânica para a borda da placa continental. Ressalta-se que durante esse processo a placa oceânica se separa, e apenas a sua parte do topo– crosta e vários quilômetros de manto superior.

Quando as placas continentais colidem, cuja crosta é mais leve que o material do manto e, como resultado, não é capaz de mergulhar nela, ocorre um processo colisões. Durante a colisão, as bordas das placas continentais em colisão são esmagadas, esmagadas e sistemas de grandes impulsos são formados, o que leva ao crescimento de estruturas montanhosas com uma estrutura complexa de dobramento e impulso. Um exemplo clássico de tal processo é a colisão da placa do Hindustão com a placa da Eurásia, acompanhada pelo crescimento dos grandiosos sistemas montanhosos do Himalaia e do Tibete.

Modelo de processo de colisão

O processo de colisão substitui o processo de subducção, completando o fechamento da bacia oceânica. Além disso, no início do processo de colisão, quando as bordas dos continentes já se aproximaram, a colisão é combinada com o processo de subducção (os restos da crosta oceânica continuam a afundar sob a borda do continente).

O metamorfismo regional em grande escala e o magmatismo granitóide intrusivo são típicos de processos de colisão. Estes processos conduzem à criação de uma nova crosta continental (com a sua típica camada granítica-gnaisse).

Transforme limites– limites ao longo dos quais ocorrem os deslocamentos de cisalhamento das placas.

Limites das placas litosféricas da Terra

1 – limites divergentes ( A - dorsais meso-oceânicas, b- fendas continentais); 2 – transformar fronteiras; 3 – limites convergentes ( A - arco-ilha, b- margens continentais ativas, V - conflito); 4 – direção e velocidade (cm/ano) do movimento da placa.

4. O volume de crosta oceânica absorvida nas zonas de subducção é igual ao volume de crosta emergente nas zonas de expansão. Esta posição enfatiza a ideia de que o volume da Terra é constante. Mas esta opinião não é a única e definitivamente comprovada. É possível que o volume do avião mude pulsantemente ou diminua devido ao resfriamento.

5. A principal razão para o movimento da placa é a convecção do manto , causada por correntes termogravitacionais do manto.

A fonte de energia para essas correntes é a diferença de temperatura entre as regiões centrais da Terra e a temperatura de suas partes próximas à superfície. Nesse caso, a maior parte do calor endógeno é liberada na fronteira do núcleo e do manto durante o processo de diferenciação profunda, que determina a desintegração da substância condrítica primária, durante a qual a parte metálica corre para o centro, construindo sobe até o núcleo do planeta, e a parte silicatada concentra-se no manto, onde sofre posterior diferenciação.

As rochas aquecidas nas zonas centrais da Terra expandem-se, a sua densidade diminui e flutuam para cima, dando lugar ao afundamento de massas mais frias e, portanto, mais pesadas, que já cederam parte do calor nas zonas próximas da superfície. Este processo de transferência de calor ocorre continuamente, resultando na formação de células convectivas fechadas ordenadas. Nesse caso, na parte superior da célula, o fluxo de matéria ocorre quase em um plano horizontal, e é essa parte do fluxo que determina o movimento horizontal da matéria da astenosfera e das placas nela localizadas. Em geral, os ramos ascendentes das células convectivas estão localizados sob as zonas de limites divergentes (MOR e riftes continentais), enquanto os ramos descendentes estão localizados sob as zonas de limites convergentes.

Assim, a principal razão para o movimento das placas litosféricas é o “arrasto” por correntes convectivas.

Além disso, vários outros fatores atuam nas lajes. Em particular, a superfície da astenosfera revela-se um tanto elevada acima das zonas de ramos ascendentes e mais deprimida nas zonas de subsidência, o que determina o “deslizamento” gravitacional da placa litosférica localizada sobre uma superfície plástica inclinada. Além disso, há processos de atração da litosfera oceânica fria e pesada em zonas de subducção para a astenosfera quente e, como consequência, menos densa, bem como encravamento hidráulico por basaltos nas zonas MOR.

Figura - Forças atuantes nas placas litosféricas.

As principais forças motrizes das placas tectônicas são aplicadas à base das partes intraplacas da litosfera - as forças de arrasto do manto FDO sob os oceanos e FDC sob os continentes, cuja magnitude depende principalmente da velocidade do fluxo astenosférico, e do o último é determinado pela viscosidade e espessura da camada astenosférica. Como sob os continentes a espessura da astenosfera é muito menor e a viscosidade é muito maior do que sob os oceanos, a magnitude da força CDF quase uma ordem de grandeza menor que FDO. Sob os continentes, especialmente as suas partes antigas (escudos continentais), a astenosfera quase se comprime, de modo que os continentes parecem estar “encalhados”. Como a maioria das placas litosféricas da Terra moderna inclui partes oceânicas e continentais, deveria ser esperado que a presença de um continente na placa deveria, em geral, “desacelerar” o movimento de toda a placa. É assim que realmente acontece (as placas quase puramente oceânicas que se movem mais rápido são o Pacífico, Cocos e Nazca; as mais lentas são as placas euro-asiática, norte-americana, sul-americana, antártica e africana, cuja área é ocupada por continentes). . Finalmente, nos limites das placas convergentes, onde as bordas pesadas e frias das placas litosféricas (lajes) afundam no manto, sua flutuabilidade negativa cria uma força FNB(índice na designação de força - do inglês flutuabilidade negativa). A ação deste último leva ao fato de que a parte subdutora da placa afunda na astenosfera e puxa consigo toda a placa, aumentando assim a velocidade de seu movimento. Obviamente força FNB atua episodicamente e apenas em determinadas situações geodinâmicas, por exemplo nos casos de colapso de lajes descritos acima ao longo do trecho de 670 km.

Assim, os mecanismos que colocam as placas litosféricas em movimento podem ser condicionalmente classificados nos dois grupos a seguir: 1) associados às forças de “arrasto” do manto ( mecanismo de arrasto de manto), aplicado em quaisquer pontos da base das lajes, na Fig. 2.5.5 – forças FDO E CDF; 2) associado a forças aplicadas nas bordas das placas ( mecanismo de força de borda), na figura - forças PRFV E FNB. O papel de um ou outro mecanismo de acionamento, bem como de certas forças, é avaliado individualmente para cada placa litosférica.

A combinação desses processos reflete o processo geodinâmico geral, abrangendo áreas desde a superfície até as zonas profundas da Terra.

Convecção do manto e processos geodinâmicos

Atualmente, a convecção do manto bicelular com células fechadas está se desenvolvendo no manto terrestre (de acordo com o modelo de convecção através do manto) ou a convecção separada no manto superior e inferior com o acúmulo de lajes sob zonas de subducção (de acordo com os dois- modelo de camada). Os prováveis ​​​​pólos de ascensão do material do manto estão localizados no nordeste da África (aproximadamente sob a zona de junção das placas africana, somali e árabe) e na região da Ilha de Páscoa (sob a crista média do Oceano Pacífico - a ascensão do Pacífico Leste) .

O equador de subsidência do manto segue uma cadeia aproximadamente contínua de limites de placas convergentes ao longo da periferia dos oceanos Pacífico e Índico oriental.

O regime moderno de convecção do manto, que começou há cerca de 200 milhões de anos com o colapso da Pangeia e deu origem aos oceanos modernos, irá no futuro mudar para um regime unicelular (de acordo com o modelo de convecção através do manto) ou ( de acordo com um modelo alternativo) a convecção tornar-se-á através do manto devido ao colapso das lajes ao longo de uma divisão de 670 km. Isto pode levar a uma colisão de continentes e à formação de um novo supercontinente, o quinto na história da Terra.

6. Os movimentos das placas obedecem às leis da geometria esférica e podem ser descritos com base no teorema de Euler. O teorema da rotação de Euler afirma que qualquer rotação do espaço tridimensional tem um eixo. Assim, a rotação pode ser descrita por três parâmetros: as coordenadas do eixo de rotação (por exemplo, sua latitude e longitude) e o ângulo de rotação. Com base nesta situação, a posição dos continentes no passado pode ser reconstruída épocas geológicas. Uma análise dos movimentos dos continentes levou à conclusão de que a cada 400-600 milhões de anos eles se unem em um único supercontinente, que posteriormente sofre desintegração. Como resultado da divisão desse supercontinente Pangéia, que ocorreu 200-150 milhões de anos atrás, os continentes modernos foram formados.

Algumas evidências da realidade do mecanismo das placas tectônicas litosféricas

Idade avançada da crosta oceânica com distância dos eixos de propagação(Ver foto). Na mesma direção, nota-se um aumento na espessura e completude estratigráfica da camada sedimentar.

Figura - Mapa da idade das rochas do fundo oceânico do Atlântico Norte (segundo W. Pitman e M. Talvani, 1972). As áreas são destacadas em cores diferentes fundo do mar diferentes intervalos de idade; Os números indicam a idade em milhões de anos.

Dados geofísicos.

Figura - Perfil tomográfico através da Fossa Helênica, Creta e Mar Egeu. Os círculos cinza são hipocentros de terremotos. A placa do manto frio em subducção é mostrada em azul, o manto quente é mostrado em vermelho (de acordo com V. Spackman, 1989)

Os restos da enorme placa Faralon, que desapareceu na zona de subducção sob a América do Norte e do Sul, são registrados na forma de lajes do manto “frio” (seção pela América do Norte, ao longo das ondas S). De acordo com Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, não. 4, 1-7

​Anomalias magnéticas lineares nos oceanos foram descobertas na década de 50 durante estudos geofísicos do Oceano Pacífico. Esta descoberta permitiu que Hess e Dietz formulassem a teoria da expansão do fundo do oceano em 1968, que se transformou na teoria das placas tectônicas. Eles se tornaram uma das evidências mais convincentes da correção da teoria.

Figura - Formação de anomalias magnéticas na faixa durante o espalhamento.

A razão para a origem das anomalias magnéticas de faixa é o processo de nascimento da crosta oceânica nas zonas de expansão das dorsais meso-oceânicas: os basaltos em erupção, ao esfriarem abaixo do ponto Curie no campo magnético da Terra, adquirem magnetização remanescente. A direção da magnetização coincide com a direção campo magnético A Terra, no entanto, devido a inversões periódicas do campo magnético terrestre, os basaltos em erupção formam faixas com diferentes direções de magnetização: direta (coincide com direção moderna campo magnético) e reverso.

Figura - Esquema da formação da estrutura de faixa da camada magneticamente ativa e anomalias magnéticas do oceano (modelo Vine – Matthews).

Divergência

Que Pangeia US$ 135 milhões de anos atrás se dividiram em Laurásia e Gondwana, também afirmou A. Wegener. Sua hipótese foi chamada mobilismo. Hipótese tornou-se teoria na segunda metade do século passado. O movimento das placas litosféricas foi registrado do espaço.

A crosta terrestre é formada por placas litosféricas de $15$, das quais as placas de $6$ são as maiores.

Esses incluem:

• Placa euroasiática;
• Placa Norte-Americana;
• Placa Sul-Americana;
• Prato australiano;
• Placa Antártica;
• Placa do Pacífico.

A velocidade de movimento da placa, de acordo com várias estimativas, varia de $1$ mm a 1$8$ cm por ano.

Os movimentos relativos das placas podem ser de três tipos:

• Divergência;
• Convergência;
• Movimentos de cisalhamento.

Divergência ou a discrepância é expressa quebrando e espalhando.

O movimento das placas ocorre ao longo de limites divergentes. Esses limites no relevo do planeta são representados fendas, onde predominam as deformações de tração. A crosta tem espessura reduzida e o fluxo de calor é máximo, resultando em intensa atividade vulcânica. Dependendo de onde o limite divergente está localizado, depende desenvolvimento adicional– se a fronteira no continente, então é formado fenda continental. No futuro, poderá se transformar em uma bacia oceânica. As fendas na crosta oceânica estão confinadas às partes centrais das dorsais meso-oceânicas, onde nova crosta oceânica. Sua formação ocorre devido ao fato do derretimento basáltico magmático ser proveniente da astenosfera.

Definição 1

A formação de nova crosta oceânica devido ao influxo de material do manto é chamada espalhando

As dorsais meso-oceânicas são divididas em de expansão rápida - a taxa de movimento das placas é de US$ 8 a US$ 16 cm por ano - e de expansão lenta. Estes últimos apresentam uma depressão central claramente definida. Esse fenda$4$-$5$ mil metros de profundidade. A ruptura resultante torna-se o início da divisão do continente. Gradualmente se forma uma depressão linear, com centenas de metros de profundidade e limitada por uma série de falhas.

Desenvolvimentos futuros podem prosseguir de duas maneiras:

• Parar a expansão do rifte, preenchendo-o com rochas sedimentares e transformando-o em aulacógeno;
• Os continentes continuam a se afastar e começa a formação da crosta oceânica.

Definição 2

Aulacogênio– esta é uma zona móvel linear dentro da plataforma

Convergência

Definição 3

Convergênciaé a convergência das placas, que é expressa subducção e colisão.

Existem várias opções para a interação das placas quando elas colidem:

• Colisão de duas placas oceânicas;
• Colisão de uma placa oceânica com outra continental;
• Colisão de duas placas continentais.

Nota 1

A natureza da colisão das placas pode ser diferente, dependendo disso, diferentes processos são possíveis. Processo subducção ocorre quando uma placa oceânica mais pesada se move sob uma placa continental ou outra placa oceânica. Se duas placas oceânicas colidirem, mais ancestral, porque já está resfriado e denso. Subducção associado à formação nova crosta continental.

Às vezes, quando as placas continentais e oceânicas interagem, ocorre um processo obdução, mas acontece com muito menos frequência e não está instalado em lugar nenhum atualmente. Mas, no entanto, áreas com episódios obdução conhecidos e ocorreram em tempos geológicos recentes. Durante o processo de obdução, parte da litosfera oceânica é empurrada para a borda da placa continental. A crosta das placas continentais é mais leve que o material do manto, portanto, quando colidem, não consegue mergulhar nela, o que leva ao processo colisões. Durante este processo, as bordas das placas continentais esmagar e esmagar. Como resultado, formam-se grandes impulsos e ocorre o crescimento de estruturas montanhosas. Por exemplo, quando as placas do Hindustão e da Eurásia colidiram, os sistemas montanhosos cresceram Himalaia e Tibete, e o oceano Tétis como resultado disso houve fechado– a colisão completa o fechamento da bacia oceânica. As fronteiras convergentes modernas têm um comprimento total de cerca de US$ 57 mil km. Destes, US$ 45 mil km são subducção e o restante pertence a limites de colisão.

Movimentos de deslizamento ao longo de falhas transformantes

Movimento paralelo de placas e seus velocidade diferente leva a transformar falhas, que representam falhas de deslizamento. São muito raros nos continentes e difundidos nos oceanos. No oceano, essas falhas correm perpendicularmente às dorsais meso-oceânicas e as dividem em segmentos. Nessas áreas, os terremotos e a formação de montanhas são quase constantes. Impulsos, dobras e grabens se formam em torno de uma falha. Nos continentes, tais limites de cisalhamento são bastante raros, e um exemplo bastante ativo de tal limite é a falha San Andreas. Ela separa a Placa do Pacífico da Placa Norte-Americana. San Andreas estende-se por US$ 800$ milhas e está entre os mais sismicamente ativoáreas do planeta. O deslocamento das placas aqui em relação umas às outras ocorre em $0,6$ cm por ano, e os terremotos, que ocorrem uma vez a cada $22$ anos, têm uma magnitude de mais de $6$ unidades. A cidade está em uma zona de alto risco São Francisco e a maior parte da baía de mesmo nome, por estarem próximas da falha. O movimento das placas é explicado pela convecção do manto, que é a sua principal causa. A convecção é formada devido às correntes termogravitacionais do manto, e a fonte de energia para elas é a diferença de temperatura entre as regiões centrais da Terra e partes próximas à superfície. As rochas aquecidas nas zonas centrais começam a se expandir, sua densidade diminui e, dando lugar às mais frias, flutuam. Como resultado da continuidade desse processo, surgem células convectivas fechadas e ordenadas. Em sua parte superior, o fluxo de matéria é quase horizontal, o que determina o movimento das placas.

Nota 2

De modo geral, os ramos ascendentes das células convectivas estão localizados sob zonas de limites divergentes, e os ramos descendentes estão localizados sob zonas de limites convergentes, e a principal razão para o movimento das placas litosféricas é “ desenho» correntes convectivas.

Podemos citar uma série de outros fatores que atuam nas lajes:

• “Deslizamento” gravitacional da placa litosférica;
• Arrastamento de uma placa oceânica fria para uma placa quente em zonas de subducção;
• Cunhamento hidráulico por basaltos em zonas de dorsais meso-oceânicas.

As placas litosféricas consistem em partes oceânicas e continentais. Os cientistas acreditam que a presença de um continente na placa deveria “ frear» movimento de toda a placa. Assim é, as placas puramente oceânicas movem-se mais rapidamente - Nazca, Pacífico. As placas que contêm as placas movem-se mais lentamente. grande área ocupar continentes - Eurásia, América do Norte, América do Sul, Antártida, Africana.

Convencionalmente, existem dois grupos de mesanismos que colocam as placas em movimento:

• Forças de “arrasto” do manto;
• Forças aplicadas nas bordas das lajes.

Embora para cada placa os mecanismos de acionamento sejam avaliados individualmente. Os movimentos das placas litosféricas podem ser descritos com base no teorema Euler. Seu teorema afirma que qualquer rotação do espaço tridimensional tem eixo e a rotação pode ser descrita por parâmetros como coordenadas do eixo de rotação e ângulo de rotação. Usando o teorema, é possível reconstruir a posição dos continentes em eras geológicas passadas. Os cientistas chegaram à conclusão, analisando dados sobre o movimento dos continentes, que a cada 400$-600$ milhões de anos eles se unem novamente num único supercontinente, que posteriormente sofre desintegração.

Juntamente com parte do manto superior, consiste em vários blocos muito grandes chamados placas litosféricas. Sua espessura varia de 60 a 100 km. A maioria das placas inclui crosta continental e oceânica. Existem 13 placas principais, das quais 7 são as maiores: Americana, Africana, Indo-, Amur.

As placas ficam sobre uma camada plástica do manto superior (astenosfera) e se movem lentamente umas em relação às outras a uma velocidade de 1 a 6 cm por ano. Este fato foi estabelecido comparando imagens tiradas de satélites artificiais da Terra. Eles sugerem que a configuração no futuro pode ser completamente diferente da atual, pois se sabe que a placa litosférica americana está se movendo em direção ao Pacífico, e a placa euroasiática está se aproximando da placa africana, indo-australiana e também da Pacífico. As placas litosféricas americana e africana estão se afastando lentamente.

As forças que causam a divergência das placas litosféricas surgem quando o material do manto se move. Poderosos fluxos ascendentes dessa substância separam as placas, destruindo a crosta terrestre e formando falhas profundas nela. Devido aos derramamentos subaquáticos de lava, estratos são formados ao longo das falhas. Ao congelarem, eles parecem curar feridas - rachaduras. No entanto, o estiramento aumenta novamente e as rupturas ocorrem novamente. Então, aumentando gradativamente, placas litosféricas divergem em diferentes direções.

Existem zonas de falha em terra, mas a maioria delas está nas dorsais oceânicas, onde a crosta terrestre é mais fina. A maior falha terrestre está localizada no leste. Estende-se por 4.000 km. A largura desta falha é de 80-120 km. Seus arredores estão repletos de extintos e ativos.

Ao longo de outros limites de placas, são observadas colisões de placas. Isso acontece de maneiras diferentes. Se as placas, uma das quais tem crosta oceânica e a outra continental, se aproximam, então a placa litosférica, coberta pelo mar, afunda sob a continental. Neste caso, aparecem arcos () ou cadeias de montanhas (). Se duas placas com crosta continental colidirem, as bordas dessas placas são esmagadas em dobras de rocha e regiões montanhosas são formadas. Foi assim que surgiram, por exemplo, na fronteira das placas euro-asiática e indo-australiana. A presença de áreas montanhosas nas partes internas da placa litosférica sugere que outrora existia um limite de duas placas que se fundiram firmemente entre si e se transformaram numa única placa litosférica maior. Assim, podemos tirar uma conclusão geral: a os limites das placas litosféricas são áreas móveis às quais estão confinados vulcões, zonas, áreas montanhosas, dorsais meso-oceânicas, depressões de águas profundas e trincheiras. É na borda das placas litosféricas que se formam, cuja origem está associada ao magmatismo.

As placas litosféricas da Terra são enormes blocos. Sua fundação é formada por rochas ígneas metamorfoseadas de granito fortemente dobradas. Os nomes das placas litosféricas serão fornecidos no artigo abaixo. De cima, eles são cobertos por uma “cobertura” de três a quatro quilômetros. É formado por rochas sedimentares. A plataforma apresenta uma topografia composta por cadeias montanhosas isoladas e vastas planícies. A seguir, será considerada a teoria do movimento das placas litosféricas.

O surgimento de uma hipótese

A teoria do movimento das placas litosféricas surgiu no início do século XX. Posteriormente, ela estava destinada a desempenhar um papel importante na exploração planetária. O cientista Taylor, e depois dele Wegener, apresentou a hipótese de que, com o tempo, as placas litosféricas flutuam na direção horizontal. No entanto, na década de trinta do século XX, uma opinião diferente tomou conta. Segundo ele, o movimento das placas litosféricas era feito verticalmente. Este fenômeno foi baseado no processo de diferenciação da matéria do manto do planeta. Passou a ser chamado de fixismo. Esse nome se deveu ao fato de ser reconhecida a posição permanentemente fixa de seções da crosta em relação ao manto. Mas em 1960, após a descoberta de um sistema global de dorsais meso-oceânicas que circundam todo o planeta e atingem a terra em algumas áreas, houve um regresso à hipótese do início do século XX. Contudo, a teoria ganhou novo uniforme. A tectônica de blocos tornou-se uma hipótese importante nas ciências que estudam a estrutura do planeta.

Disposições básicas

Foi determinado que existem grandes placas litosféricas. Seu número é limitado. Existem também placas litosféricas menores na Terra. Os limites entre eles são traçados de acordo com a concentração nos focos sísmicos.

Os nomes das placas litosféricas correspondem às regiões continentais e oceânicas localizadas acima delas. São apenas sete quarteirões com uma área enorme. As maiores placas litosféricas são a da América do Sul e do Norte, a Euro-Asiática, a Africana, a Antártida, a do Pacífico e a Indo-Australiana.

Os blocos flutuando na astenosfera distinguem-se pela sua solidez e rigidez. As áreas acima são as principais placas litosféricas. Conforme ideias iniciais Acreditava-se que os continentes atravessavam o fundo do oceano. Neste caso, o movimento das placas litosféricas foi realizado sob a influência de uma força invisível. Como resultado dos estudos, foi revelado que os blocos flutuam passivamente ao longo do material do manto. É importante notar que sua direção é inicialmente vertical. O material do manto sobe sob a crista da crista. Então a propagação ocorre em ambas as direções. Assim, observa-se a divergência das placas litosféricas. Este modelo representa o fundo do oceano como um gigante, que vem à superfície nas regiões de fendas das dorsais meso-oceânicas. Então ele se esconde nas trincheiras do fundo do mar.

A divergência das placas litosféricas provoca a expansão dos fundos oceânicos. Porém, o volume do planeta, apesar disso, permanece constante. O fato é que o nascimento de uma nova crosta é compensado pela sua absorção em áreas de subducção (underthrust) em fossas profundas.

Por que as placas litosféricas se movem?

A razão é a convecção térmica do material do manto do planeta. A litosfera se estende e sobe, o que ocorre acima dos ramos ascendentes das correntes convectivas. Isso provoca o movimento das placas litosféricas para os lados. À medida que a plataforma se afasta das fendas no meio do oceano, a plataforma torna-se mais densa. Torna-se mais pesado, sua superfície afunda. Isso explica o aumento da profundidade do oceano. Como resultado, a plataforma afunda em trincheiras profundas. À medida que o manto aquecido decai, ele esfria e afunda, formando bacias cheias de sedimentos.

Zonas de colisão de placas são áreas onde a crosta e a plataforma sofrem compressão. Nesse sentido, o poder do primeiro aumenta. Como resultado, começa o movimento ascendente das placas litosféricas. Isso leva à formação de montanhas.

Pesquisar

O estudo hoje é realizado por meio de métodos geodésicos. Eles nos permitem tirar uma conclusão sobre a continuidade e onipresença dos processos. Zonas de colisão de placas litosféricas também são identificadas. A velocidade de elevação pode chegar a dezenas de milímetros.

Placas litosféricas horizontalmente grandes flutuam um pouco mais rápido. Nesse caso, a velocidade pode chegar a dez centímetros ao longo de um ano. Assim, por exemplo, São Petersburgo já subiu um metro durante todo o período de sua existência. Península Escandinava - 250 m em 25.000 anos. O material do manto se move de forma relativamente lenta. No entanto, como resultado, ocorrem terremotos e outros fenômenos. Isso nos permite concluir sobre o alto poder de movimentação do material.

Usando a posição tectônica das placas, os pesquisadores explicam muitos fenômenos geológicos. Ao mesmo tempo, durante o estudo ficou claro que a complexidade dos processos que ocorrem com a plataforma era muito maior do que parecia no início da hipótese.

As placas tectônicas não conseguiram explicar as mudanças na intensidade da deformação e do movimento, a presença de uma rede global estável de falhas profundas e alguns outros fenômenos. A questão também permanece aberta sobre começo histórico ações. Sinais diretos que indicam processos de placas tectônicas são conhecidos desde o final do período Proterozóico. No entanto, vários pesquisadores reconhecem sua manifestação desde o Arqueano ou Proterozóico Inferior.

Expandindo as oportunidades de pesquisa

O advento da tomografia sísmica levou à transição desta ciência para um nível qualitativamente novo. Em meados da década de oitenta do século passado, a geodinâmica profunda tornou-se a direção mais promissora e jovem de todas as geociências existentes. No entanto, novos problemas foram resolvidos não apenas com a tomografia sísmica. Outras ciências também vieram em socorro. Estes incluem, em particular, mineralogia experimental.

Graças à disponibilidade de novos equipamentos, foi possível estudar o comportamento das substâncias em temperaturas e pressões correspondentes às máximas nas profundezas do manto. A pesquisa também utilizou métodos de geoquímica isotópica. Esta ciência estuda, em particular, o equilíbrio isotópico de elementos raros, bem como gases nobres em várias conchas terrestres. Neste caso, os indicadores são comparados com dados de meteoritos. São utilizados métodos de geomagnetismo, com a ajuda dos quais os cientistas tentam descobrir as causas e o mecanismo das reversões no campo magnético.

Pintura moderna

A hipótese da plataforma tectónica continua a explicar satisfatoriamente o processo de desenvolvimento da crosta durante pelo menos os últimos três mil milhões de anos. Ao mesmo tempo, existem medições de satélite, segundo as quais se confirma o fato de que as principais placas litosféricas da Terra não param. Como resultado, surge uma certa imagem.

Na seção transversal do planeta existem três camadas mais ativas. A espessura de cada um deles é de várias centenas de quilômetros. Supõe-se que a execução papel de liderança em geodinâmica global é confiada a eles. Em 1972, Morgan fundamentou a hipótese de jatos ascendentes do manto apresentada em 1963 por Wilson. Esta teoria explicou o fenômeno do magnetismo intraplaca. A tectônica da pluma resultante tornou-se cada vez mais popular ao longo do tempo.

Geodinâmica

Com sua ajuda, é examinada a interação de processos bastante complexos que ocorrem no manto e na crosta. De acordo com o conceito delineado por Artyushkov em sua obra “Geodinâmica”, a diferenciação gravitacional da matéria atua como principal fonte de energia. Este processo é observado no manto inferior.

Depois que os componentes pesados ​​(ferro, etc.) são separados da rocha, permanece uma massa mais leve de sólidos. Ele desce até o núcleo. A colocação de uma camada mais leve sob uma mais pesada é instável. A este respeito, o material acumulado é periodicamente coletado em blocos bastante grandes que flutuam para as camadas superiores. O tamanho dessas formações é de cerca de cem quilômetros. Este material foi a base para a formação do superior

A camada inferior provavelmente representa substância primária indiferenciada. Durante a evolução do planeta, devido ao manto inferior, o manto superior cresce e o núcleo aumenta. É mais provável que blocos de material leve subam no manto inferior ao longo dos canais. A temperatura da massa neles é bastante alta. A viscosidade é significativamente reduzida. O aumento da temperatura é facilitado pela liberação de uma grande quantidade de energia potencial durante a ascensão da matéria na região gravitacional a uma distância de aproximadamente 2.000 km. No decorrer do movimento ao longo de tal canal, ocorre um forte aquecimento de massas leves. A este respeito, a substância entra no manto a uma temperatura bastante elevada e com um peso significativamente menor em comparação com os elementos circundantes.

Devido à densidade reduzida material leve flutua para as camadas superiores a uma profundidade de 100-200 quilômetros ou menos. À medida que a pressão diminui, o ponto de fusão dos componentes da substância diminui. Após a diferenciação primária no nível núcleo-manto, ocorre a diferenciação secundária. Em profundidades rasas, a substância leve sofre fusão parcial. Durante a diferenciação, substâncias mais densas são liberadas. Eles afundam nas camadas inferiores do manto superior. Os componentes mais leves liberados, respectivamente, sobem.

O complexo de movimentos de substâncias no manto associado à redistribuição de massas com diferentes densidades em decorrência da diferenciação é denominado convecção química. A ascensão das massas leves ocorre com uma periodicidade de aproximadamente 200 milhões de anos. No entanto, a penetração no manto superior não é observada em todos os lugares. Na camada inferior, os canais estão localizados a uma distância bastante grande uns dos outros (até vários milhares de quilômetros).

Blocos de elevação

Como mencionado acima, nas zonas onde grandes massas de material leve aquecido são introduzidas na astenosfera, ocorre fusão parcial e diferenciação. Neste último caso, nota-se a liberação dos componentes e sua posterior subida. Eles passam pela astenosfera muito rapidamente. Ao atingir a litosfera, sua velocidade diminui. Em algumas áreas, a substância forma acúmulos de manto anômalo. Eles ficam, via de regra, nas camadas superiores do planeta.

Manto anômalo

Sua composição corresponde aproximadamente à matéria normal do manto. A diferença entre o aglomerado anômalo é uma temperatura mais alta (até 1300-1500 graus) e uma velocidade reduzida das ondas longitudinais elásticas.

A entrada de matéria sob a litosfera provoca elevação isostática. Devido ao aumento da temperatura, o aglomerado anômalo tem densidade menor que o manto normal. Além disso, existe uma ligeira viscosidade da composição.

No processo de atingir a litosfera, o manto anômalo se distribui rapidamente ao longo da base. Ao mesmo tempo, desloca a substância mais densa e menos aquecida da astenosfera. À medida que o movimento avança, a acumulação anômala preenche as áreas onde a base da plataforma está em estado elevado (armadilhas) e flui em torno de áreas profundamente submersas. Como resultado, no primeiro caso há um aumento isostático. Acima das áreas submersas, a crosta permanece estável.

Armadilhas

O processo de resfriamento da camada superior do manto e da crosta a uma profundidade de cerca de cem quilômetros ocorre lentamente. No geral, leva várias centenas de milhões de anos. A este respeito, as heterogeneidades na espessura da litosfera, explicadas pelas diferenças horizontais de temperatura, têm uma inércia bastante grande. No caso de a armadilha estar localizada perto do fluxo ascendente de uma acumulação anômala das profundezas, uma grande quantidade de substância é capturada por uma substância muito aquecida. Como resultado, um elemento montanhoso bastante grande é formado. De acordo com este esquema, grandes elevações ocorrem na área de orogênese epiplataforma em

Descrição dos processos

Na armadilha, a camada anômala é comprimida de 1 a 2 quilômetros durante o resfriamento. A crosta localizada no topo afunda. Os sedimentos começam a se acumular na calha formada. Sua gravidade contribui para uma subsidência ainda maior da litosfera. Como resultado, a profundidade da bacia pode variar de 5 a 8 km. Ao mesmo tempo, quando o manto se compacta na parte inferior da camada de basalto da crosta, pode-se observar uma transformação de fase da rocha em eclogito e granulito granada. Devido ao fluxo de calor que escapa da substância anômala, o manto sobrejacente é aquecido e sua viscosidade diminui. Nesse sentido, há um deslocamento gradual da acumulação normal.

Deslocamentos horizontais

Quando as elevações se formam à medida que o manto anômalo entra na crosta dos continentes e oceanos, a energia potencial armazenada nas camadas superiores do planeta aumenta. Para descarregar o excesso de substâncias, eles tendem a se separar. Como resultado, são formadas tensões adicionais. Associado a eles tipos diferentes movimentos de placas e crosta.

A expansão do fundo do oceano e a flutuação dos continentes são consequência da expansão simultânea das cristas e do afundamento da plataforma no manto. Abaixo do primeiro estão grandes massas de matéria anômala altamente aquecida. Na parte axial dessas cristas, esta está localizada diretamente sob a crosta. A litosfera aqui tem uma espessura significativamente menor. Ao mesmo tempo, o manto anômalo se espalha em uma área de alta pressão - em ambas as direções sob a crista. Ao mesmo tempo, rasga facilmente a crosta oceânica. A fenda está cheia de magma basáltico. Este, por sua vez, é derretido do manto anômalo. No processo de solidificação do magma, forma-se um novo, é assim que o fundo cresce.

Recursos do processo

Abaixo das cristas medianas, o manto anômalo reduziu a viscosidade devido ao aumento da temperatura. A substância pode se espalhar rapidamente. Nesse sentido, o crescimento do fundo ocorre com maior velocidade. A astenosfera oceânica também tem viscosidade relativamente baixa.

As principais placas litosféricas da Terra flutuam desde cristas até locais de subsidência. Se essas áreas estiverem localizadas no mesmo oceano, o processo ocorre em uma velocidade relativamente alta. Esta situação é típica do Oceano Pacífico hoje. Se o fundo se expandir e ocorrer subsidência em Áreas diferentes, então o continente localizado entre eles deriva na direção onde ocorre o aprofundamento. Sob os continentes, a viscosidade da astenosfera é maior do que sob os oceanos. Devido ao atrito resultante, surge uma resistência significativa ao movimento. O resultado é uma redução na taxa de expansão do fundo do mar, a menos que haja compensação pela subsidência do manto na mesma área. Assim, a expansão no Oceano Pacífico é mais rápida do que no Atlântico.