EVOLUZIONE DELLA TERRA

LA TERRA NEL SISTEMA SOLARE

La Terra appartiene ai pianeti terrestri, il che significa che, a differenza dei giganti gassosi come Giove, ha una superficie solida. È il più grande dei quattro pianeti terrestri del Sistema Solare, sia per dimensioni che per massa. Inoltre, la Terra ha la densità più alta, la gravità superficiale più forte e il campo magnetico più forte tra i quattro pianeti.

Forma della Terra

Confronto delle dimensioni dei pianeti terrestri (da sinistra a destra): Mercurio, Venere, Terra, Marte.

Movimento della terra

La Terra si muove attorno al Sole su un'orbita ellittica ad una distanza di circa 150 milioni di km con una velocità media di 29,765 km/sec. La velocità dell'orbita terrestre non è costante: a luglio inizia ad accelerare (dopo aver superato l'afelio), e a gennaio ricomincia a rallentare (dopo aver superato il perielio). Il Sole e l'intero Sistema Solare ruotano attorno al centro della Via Lattea in un'orbita quasi circolare ad una velocità di circa 220 km/s. Trascinata dal movimento del Sole, la Terra descrive nello spazio una linea elicoidale.

Attualmente, il perielio della Terra avviene intorno al 3 gennaio e l'afelio attorno al 4 luglio.

Per la Terra, il raggio della sfera di Hill (sfera di influenza della gravità terrestre) è di circa 1,5 milioni di km. Questa è la distanza massima alla quale l'influenza della gravità terrestre è maggiore dell'influenza della gravità degli altri pianeti e del Sole.

Struttura della terra Struttura interna

Struttura generale del pianeta Terra

La Terra, come gli altri pianeti terrestri, ha una struttura interna a strati. È costituito da gusci duri di silicato (crosta, mantello estremamente viscoso) e un nucleo metallico. La parte esterna del nucleo è liquida (molto meno viscosa del mantello) e la parte interna è solida.

Il calore interno del pianeta è molto probabilmente fornito dal decadimento radioattivo degli isotopi potassio-40, uranio-238 e torio-232. Tutti e tre gli elementi hanno un tempo di dimezzamento di oltre un miliardo di anni. Al centro del pianeta la temperatura può salire fino a 7.000 K e la pressione può raggiungere i 360 GPa (3,6mila atm.).

La crosta terrestre è la parte superiore della Terra solida.

La crosta terrestre è divisa in placche litosferiche di diverse dimensioni, che si muovono l'una rispetto all'altra.

Il mantello è il guscio silicatico della Terra, composto principalmente da rocce costituite da silicati di magnesio, ferro, calcio, ecc.

Il mantello si estende da una profondità di 5–70 km sotto il confine con la crosta terrestre, fino al confine con il nucleo ad una profondità di 2900 km.

Il nucleo è costituito da una lega ferro-nichel mescolata con altri elementi.

Teoria della tettonica a placche Piattaforme tettoniche

Secondo la teoria della tettonica a placche, la parte esterna della Terra è costituita dalla litosfera, che comprende la crosta terrestre e la parte superiore solidificata del mantello. Al di sotto della litosfera si trova l'astenosfera, che costituisce la parte interna del mantello. L'astenosfera si comporta come un liquido surriscaldato ed estremamente viscoso.

La litosfera è divisa in placche tettoniche e sembra galleggiare sull'astenosfera. Le placche sono segmenti rigidi che si muovono l'uno rispetto all'altro. Questi periodi di migrazione durano molti milioni di anni. Terremoti, attività vulcanica, formazione di montagne e formazione di bacini oceanici possono verificarsi sulle faglie tra le placche tettoniche.

Tra le placche tettoniche, le placche oceaniche si muovono più velocemente. Pertanto, la placca del Pacifico si muove ad una velocità di 52 – 69 mm all’anno. Il tasso più basso si registra sulla placca eurasiatica: 21 mm all’anno.

Supercontinente

Un supercontinente è un continente nella tettonica a placche che contiene quasi tutta la crosta continentale della Terra.

Uno studio sulla storia dei movimenti continentali ha dimostrato che con una periodicità di circa 600 milioni di anni tutti i blocchi continentali si riuniscono in un unico blocco, che poi si divide.

Gli scienziati americani prevedono la formazione del prossimo supercontinente tra 50 milioni di anni sulla base delle osservazioni satellitari del movimento dei continenti. L’Africa si fonderà con l’Europa, l’Australia continuerà a spostarsi verso nord e si unirà all’Asia, e l’Oceano Atlantico, dopo una certa espansione, scomparirà del tutto.

Vulcani

I vulcani sono formazioni geologiche sulla superficie della crosta terrestre o sulla crosta di un altro pianeta, dove il magma affiora in superficie formando lava, gas vulcanici e pietre.

La parola "Vulcano" deriva dal nome dell'antico dio romano del fuoco, Vulcano.

La scienza che studia i vulcani è la vulcanologia.

1. Attività vulcanica

I vulcani sono divisi a seconda del grado di attività vulcanica in attivi, dormienti ed estinti.

Non c'è consenso tra i vulcanologi su come definire un vulcano attivo. Il periodo di attività vulcanica può durare da diversi mesi a diversi milioni di anni. Molti vulcani mostravano attività vulcanica decine di migliaia di anni fa, ma oggi non sono considerati attivi.

Spesso nei crateri dei vulcani si trovano laghi di lava liquida. Se il magma è viscoso, può ostruire lo sfiato, come un “tappo”. Ciò porta a forti eruzioni esplosive, quando un flusso di gas fa letteralmente cadere il "tappo" dallo sfiato.

La teoria della tettonica a placche è una scienza moderna sull'origine e lo sviluppo della litosfera terrestre. Le idee di base della teoria della tettonica a placche sono le seguenti. Le placche litosferiche si trovano sopra un guscio plastico e viscoso, astenosfera. L'astenosfera è uno strato di bassa durezza e viscosità nella parte superiore del mantello terrestre. Le placche fluttuano e si muovono lentamente orizzontalmente attraverso l'astenosfera.

Quando le placche si allontanano, appaiono delle crepe sul lato opposto delle barriere oceaniche al centro della valle, che sono piene di giovani basalti che emergono dal mantello terrestre. Le placche oceaniche a volte finiscono sotto le placche continentali o scivolano l'una rispetto all'altra lungo piani di faglia verticali. L'espansione e lo strisciamento delle placche è compensato dalla nascita di nuova crosta oceanica nei siti delle fratture.

La scienza moderna spiega le ragioni del movimento delle placche litosferiche con il fatto che il calore si accumula nelle viscere della Terra, causando correnti di convezione sostanze del mantello. I pennacchi del mantello si trovano anche al confine tra nucleo e mantello. E le placche oceaniche raffreddate affondano gradualmente nel mantello. Ciò dà impulso ai processi idrodinamici. Le placche in caduta rimangono per circa 400 milioni di anni al limite dei 700 km, e dopo aver accumulato un peso sufficiente "fallire"attraverso i confini, nel mantello inferiore, raggiungendo la superficie del nucleo. Ciò fa sì che i pennacchi del mantello salgano in superficie. Al limite dei 700 km, questi getti si dividono e penetrano nel mantello superiore, generando in esso un flusso ascensionale. Al di sopra di queste correnti si forma una linea di separazione delle placche. Sotto l'influenza dei flussi del mantello, si verifica la tettonica a placche.

Nel 1912, il geofisico e meteorologo tedesco Alfred Wegener, basandosi sulla somiglianza delle coste atlantiche del Nord e del Sud America con l'Europa e l'Africa, nonché sulla base di dati paleontologici e geologici, dimostrò “ deriva dei continenti" Pubblicò questi dati nel 1915 in Germania.

Secondo questa teoria, i continenti “galleggiano” sul “lago” di basalto inferiore come iceberg. Secondo l'ipotesi di Wegener, 250 milioni di anni fa esisteva un supercontinente Pangea(gr. pan - tutto e gaya - Terra, cioè Tutta la Terra). Circa 200 milioni di anni fa la Pangea si divise in Laurasia nel nord e Gondwana nel sud. Tra di loro c'era il mare della Tetide.

L'esistenza del supercontinente Gondwana all'inizio dell'era mesozoica è confermata dalla somiglianza della topografia del Sud America, dell'Africa, dell'Australia e della penisola dell'Hindustan. Depositi di carbone sono stati trovati in Antartide, indicando che in un lontano passato questi luoghi avevano un clima caldo e una vegetazione abbondante.

I paleontologi hanno dimostrato che la flora e la fauna dei continenti formatisi dopo il crollo del Gondwana sono la stessa famiglia e formano un'unica famiglia. La somiglianza dei giacimenti di carbone dell'Europa e del Nord America e la somiglianza dei resti di dinosauri indicano che questi continenti si separarono in seguito Periodo Triassico.

Nel 20° secolo divenne chiaro che in mezzo agli oceani ci sono montagne sottomarine alte circa 2 km, larghe da 200 a 500 km e lunghe fino a diverse migliaia di km. Sono stati chiamati dorsali medio-oceaniche (CR). Queste creste coprivano l'intero pianeta in un anello. È stato stabilito che i luoghi più sismicamente attivi sulla superficie terrestre sono SKh. Il materiale principale di queste montagne è il basalto.

Gli scienziati hanno scoperto fosse oceaniche profonde (circa 10 km) sotto gli oceani, che si trovano principalmente sulle rive di continenti o isole. Sono stati scoperti negli oceani Pacifico e Indiano. Ma non ce ne sono nell’Oceano Atlantico. La grondaia più profonda è Fossa delle Marianne, profondo 11022 m, situato nell'Oceano Pacifico. IN grondaie profonde C'è una grande attività sismica e la crosta terrestre in questi luoghi cade nel mantello.

Lo scienziato americano G. Hess ha suggerito che il materiale del mantello attraverso le fessure del rift (eng. rift - rimozione, espansione) sale fino alle parti centrali della SR e, riempiendo le fessure, cristallizza, orientato nella direzione del campo magnetico terrestre . Dopo qualche tempo, mentre ci allontanavamo l'uno dall'altro, appare di nuovo una nuova crepa e il processo si ripete. Gli scienziati, tenendo conto della direzione del campo magnetico dei cristalli di origine vulcanica e della Terra, attraverso la correlazione, hanno stabilito la posizione e la direzione del movimento dei continenti in diversi tempi geologici. Estrapolazione nella direzione opposta al movimento dei continenti, ricevettero i supercontinenti Gondwana e Pangea.

Il luogo più attivo delle catene montuose è il passaggio della linea in mezzo alle creste, dove compaiono faglie che raggiungono il mantello. La lunghezza delle faglie varia da 10 km a 100 km. Le fratture dividono l'SH in due parti. Rift situati tra la penisola Arabia e Africa hanno una lunghezza di circa 6500 km. In totale, la lunghezza delle spaccature oceaniche è di circa 90mila km.

Da allora si sono accumulate rocce sedimentarie Periodo Giurassico. Non ci sono rocce sedimentarie vicino al SKh e la direzione del campo magnetico dei cristalli coincide con la direzione del campo magnetico terrestre. Sulla base di questi dati, nel 1962, i geologi americani G. Hess e R. Dietz spiegarono le ragioni del verificarsi dell'SH con il fatto che la crosta terrestre sotto gli oceani scivola nella direzione opposta. E per questo motivo, appaiono le crepe della spaccatura e SH. Le cause della deriva dei continenti sono associate all'emergere di continenti continentali che, espandendosi, spingono via le placche litosferiche, mettendole così in movimento.

Sott'acqua le lastre sono pesanti, quando incontrano le placche continentali, cadono nel mantello terrestre. Vicino al Venezuela, la placca caraibica si sta spostando sotto la placca sudamericana. Negli ultimi anni, con l'aiuto dei veicoli spaziali, è stato stabilito che le velocità di movimento delle placche sono diverse. Ad esempio, la velocità di movimento della penisola Indostan a nord è di circa 6 cm/anno, America del Nord verso ovest - 5 cm/anno e Australia a nord-est - 14 cm/anno.

La velocità di formazione della nuova crosta terrestre è di 2,8 km 2 /anno. L'area degli SKh è di 310 milioni di km 2, quindi si sono formati in 110 milioni di anni. L'età delle rocce crostali dell'Oceano Pacifico occidentale è di 180 milioni di anni. Negli ultimi 2 miliardi di anni sono comparsi nuovi oceani e i vecchi oceani sono scomparsi circa 20 volte.

Il Sud America si separò dall’Africa 135 milioni di anni fa. Il Nord America si separò dall’Europa 85 milioni di anni fa. Piatto dell'Indostan 40 milioni di anni fa si scontrò con l'Eurasiatico, a seguito del quale apparvero le montagne Tibet e Himalaya. La scienza ha stabilito che dopo la formazione della crosta terrestre (4,2 miliardi di anni fa) a seguito di processi tettonici si disintegrò quattro volte e la formazione della Pangea con un periodo di circa un miliardo di anni.

L'attività vulcanica è concentrata nelle giunzioni delle placche. Lungo la linea di giunzione delle piastre sono presenti catene di vulcani, ad esempio, nelle Isole Hawaii e in Groenlandia. La lunghezza delle catene vulcaniche è attualmente di circa 37mila km. Gli scienziati ritengono che tra poche centinaia di milioni di anni l’Asia si unirà al Nord e al Sud America. L’Oceano Pacifico si chiuderà e l’Oceano Atlantico si espanderà.

Domande per l'autocontrollo

1. Qual è il nome della teoria sull'origine e lo sviluppo della litosfera terrestre?

2. Come si chiama lo strato di ridotta durezza e viscosità nella parte superiore del mantello terrestre?

3. Dove si allontanano le placche oceaniche sul lato opposto?

4. In che modo la scienza moderna spiega le ragioni del movimento delle placche litosferiche?

5. Quali placche stanno affondando nel mantello terrestre?

6. Cosa provoca la risalita in superficie dei pennacchi del mantello?

7. Chi e quando, sulla base della somiglianza delle coste atlantiche del Nord e del Sud America con l'Europa e l'Africa, ha dimostrato " deriva dei continenti».

8. Quanti milioni di anni fa esisteva il supercontinente? Pangea?

9. Quanti milioni di anni fa si è divisa la Pangea Laurasia nel nord e Gondwana al sud?

10. Dov'era il mare della Tetide?

11. Dove furono rinvenuti depositi di carbone, il che indica che in un lontano passato questi luoghi avevano un clima caldo e una vegetazione abbondante?

12. La flora e la fauna di quali continenti sono gli stessi e formano un'unica famiglia?

13. Cosa indica la somiglianza dei giacimenti di carbone in Europa e Nord America?

14. Quando hanno scoperto che in mezzo agli oceani ci sono dorsali medio-oceaniche?

15.Dorsali medio-oceaniche coprono l'intero pianeta in un anello o no?

16. Dove si trovano le fosse oceaniche?

17. Quale fossa oceanica è la più profonda e dove si trova?

18. Quante parti sono divise da fratture (fessure) delle dorsali medio-oceaniche?

19. Quante migliaia di km sono lunghe in totale le fratture oceaniche?

20. Chi e quando ha collegato le cause della deriva dei continenti con l'emersione delle dorsali medio-oceaniche?

21. Perché le placche sottomarine, quando incontrano le placche continentali, cadono nel mantello terrestre?

22. Di quanti cm/anno è la velocità del movimento? America del Nord verso ovest?

23. Di quanti cm/anno è la velocità del movimento? Australia a nord-est?

24. A quanti km 2 /anno è la velocità di formazione della nuova crosta terrestre?

25. Quanti milioni di km 2 di area dorsali medio-oceaniche?

26. Quanti milioni di anni si sono formati? dorsali medio-oceaniche?

27. Per quale motivo sorgono? catene di vulcani?

28. Su quali isole c'è una catena di vulcani?

29. Quante migliaia di chilometri sono attualmente lunghe le catene vulcaniche?

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Argomento 21. Ambiente e salute

Una struttura geologica caratteristica con un certo rapporto di placche. Nello stesso contesto geodinamico si verificano lo stesso tipo di processi tettonici, magmatici, sismici e geochimici.

Storia della teoria

La base della geologia teorica all'inizio del XX secolo era l'ipotesi della contrazione. La terra si raffredda come una mela cotta e su di essa compaiono rughe sotto forma di catene montuose. Queste idee sono state sviluppate dalla teoria delle geosincline, creata sulla base dello studio delle formazioni piegate. Questa teoria fu formulata da James Dana, che aggiunse all'ipotesi di contrazione il principio di isostasia. Secondo questo concetto, la Terra è costituita da graniti (continenti) e basalti (oceani). Quando la Terra si contrae, nei bacini oceanici si formano forze tangenziali che premono sui continenti. Questi ultimi si innalzano in catene montuose e poi crollano. Il materiale che risulta dalla distruzione si deposita nelle depressioni.

Inoltre, Wegener iniziò a cercare prove geofisiche e geodetiche. Ma a quel tempo il livello di queste scienze evidentemente non era sufficiente per registrare il movimento moderno dei continenti. Nel 1930 Wegener morì durante una spedizione in Groenlandia, ma prima di morire sapeva già che la comunità scientifica non accettava la sua teoria.

Inizialmente teoria della deriva dei continenti fu accolto favorevolmente dalla comunità scientifica, ma nel 1922 fu sottoposto a dure critiche da parte di alcuni noti specialisti. L'argomento principale contro la teoria era la questione della forza che muove le placche. Wegener credeva che i continenti si muovessero lungo i basalti del fondo oceanico, ma ciò richiedeva una forza enorme e nessuno poteva nominare la fonte di questa forza. La forza di Coriolis, i fenomeni di marea e alcuni altri furono proposti come fonte del movimento delle placche, ma i calcoli più semplici mostrarono che tutti erano assolutamente insufficienti per spostare enormi blocchi continentali.

I critici della teoria di Wegener si concentrarono sulla questione della forza che muove i continenti, ignorando tutti i numerosi fatti che certamente confermavano la teoria. Essenzialmente, hanno trovato un’unica questione su cui il nuovo concetto era impotente e, senza critiche costruttive, hanno respinto le prove principali. Dopo la morte di Alfred Wegener, la teoria della deriva dei continenti fu respinta, diventando una scienza marginale, e la stragrande maggioranza della ricerca continuò ad essere condotta nel quadro della teoria della geosinclina. È vero, ha dovuto cercare spiegazioni anche sulla storia dell'insediamento degli animali nei continenti. A questo scopo furono inventati ponti terrestri che collegavano i continenti, ma si tuffavano nelle profondità del mare. Questa fu un'altra nascita della leggenda di Atlantide. Vale la pena notare che alcuni scienziati non hanno riconosciuto il verdetto delle autorità mondiali e hanno continuato a cercare prove del movimento dei continenti. Tak du Toit ( Alessandro del Toit) ha spiegato la formazione delle montagne dell'Himalaya dalla collisione tra l'Hindustan e la placca eurasiatica.

La lenta lotta tra i fissisti, come venivano chiamati i sostenitori dell’assenza di movimenti orizzontali significativi, e i mobilisti, che sostenevano che i continenti si muovono, divampò con rinnovato vigore negli anni ’60, quando, in seguito allo studio del fondale oceanico , sono stati trovati indizi per comprendere la “macchina” chiamata Terra.

All'inizio degli anni '60 fu compilata una mappa in rilievo del fondale oceanico, che mostrava che le dorsali oceaniche si trovano al centro degli oceani, che si innalzano per 1,5-2 km sopra le pianure abissali coperte di sedimenti. Questi dati hanno permesso a R. Dietz (Inglese)russo e G. Hessou (Inglese)russo nel -1963 avanzò l'ipotesi della diffusione. Secondo questa ipotesi la convezione avviene nel mantello ad una velocità di circa 1 cm/anno. I rami ascendenti delle celle di convezione trasportano materiale del mantello sotto le dorsali medio-oceaniche, che rinnova il fondale oceanico nella parte assiale della dorsale ogni 300-400 anni. I continenti non galleggiano sulla crosta oceanica, ma si muovono lungo il mantello, essendo “saldati” passivamente nelle placche litosferiche. Secondo il concetto di espansione, i bacini oceanici sono strutture mutevoli e instabili, mentre i continenti sono stabili.

Età del fondale oceanico (il colore rosso corrisponde alla crosta giovane)

La stessa forza motrice (dislivello) determina il grado di compressione elastica orizzontale della crosta da parte della forza di attrito viscoso del flusso contro la crosta terrestre. L'entità di questa compressione è piccola nella regione della risalita del flusso del mantello e aumenta man mano che ci si avvicina al luogo di discesa del flusso (a causa del trasferimento dello stress di compressione attraverso la crosta dura stazionaria nella direzione dal luogo di risalita al luogo di discesa del flusso). Al di sopra del flusso discendente, la forza di compressione nella crosta è così grande che di tanto in tanto la resistenza della crosta viene superata (nella regione di minore resistenza e massima sollecitazione) e si verifica una deformazione anelastica (plastica, fragile) della crosta - un terremoto. Allo stesso tempo, intere catene montuose, ad esempio l'Himalaya, vengono spremute dal luogo in cui la crosta si deforma (in più fasi).

Durante la deformazione plastica (fragile), lo stress in essa contenuto – la forza di compressione alla fonte del terremoto e nei suoi dintorni – si riduce molto rapidamente (alla velocità dello spostamento della crosta durante un terremoto). Ma subito dopo la fine della deformazione anelastica, il lentissimo aumento delle tensioni (deformazione elastica), interrotto dal terremoto, continua a causa del lentissimo movimento del flusso del mantello viscoso, dando inizio al ciclo di preparazione al terremoto successivo.

Pertanto, il movimento delle placche è una conseguenza del trasferimento di calore dalle zone centrali della Terra da parte del magma molto viscoso. In questo caso, parte dell’energia termica viene convertita in lavoro meccanico per vincere le forze di attrito, e parte, dopo aver attraversato la crosta terrestre, viene irradiata nello spazio circostante. Quindi il nostro pianeta è, in un certo senso, una macchina termica.

Esistono diverse ipotesi riguardo la causa dell'elevata temperatura dell'interno della Terra. All'inizio del XX secolo era diffusa l'ipotesi della natura radioattiva di questa energia. Sembrava essere confermato dalle stime della composizione della crosta superiore, che mostravano concentrazioni molto significative di uranio, potassio e altri elementi radioattivi, ma in seguito si scoprì che il contenuto di elementi radioattivi nelle rocce della crosta terrestre era del tutto insufficiente per fornire il flusso di calore profondo osservato. E si può dire che il contenuto di elementi radioattivi nel materiale subcrostale (vicino nella composizione ai basalti del fondo oceanico) sia trascurabile. Tuttavia, ciò non esclude un contenuto abbastanza elevato di elementi radioattivi pesanti che generano calore nelle zone centrali del pianeta.

Un altro modello spiega il riscaldamento mediante differenziazione chimica della Terra. Il pianeta era originariamente una miscela di silicati e sostanze metalliche. Ma contemporaneamente alla formazione del pianeta iniziò la sua differenziazione in gusci separati. La parte metallica più densa si precipitò al centro del pianeta e i silicati si concentrarono nei gusci superiori. Allo stesso tempo, l’energia potenziale del sistema diminuisce e viene convertita in energia termica.

Altri ricercatori ritengono che il riscaldamento del pianeta sia avvenuto a seguito dell'accrescimento durante gli impatti dei meteoriti sulla superficie del nascente corpo celeste. Questa spiegazione è dubbia: durante l'accrescimento, il calore è stato rilasciato quasi sulla superficie, da dove è facilmente fuggito nello spazio, e non nelle regioni centrali della Terra.

Forze secondarie

La forza dell'attrito viscoso derivante dalla convezione termica gioca un ruolo decisivo nei movimenti delle piastre, ma oltre ad essa, sulle piastre agiscono altre forze più piccole, ma anche importanti. Sono queste le forze di Archimede, che assicurano il galleggiamento di una crosta più leggera sulla superficie di un mantello più pesante. Forze di marea causate dall'influenza gravitazionale della Luna e del Sole (la differenza nella loro influenza gravitazionale su punti della Terra a diverse distanze da essi). Ora la “gobba” di marea sulla Terra, causata dall'attrazione della Luna, è in media di circa 36 cm. In precedenza, la Luna era più vicina, e questa deformazione su larga scala del mantello porta al suo riscaldamento; Ad esempio, il vulcanismo osservato su Io (una luna di Giove) è causato proprio da queste forze - la marea su Io è di circa 120 m, e anche dalle forze derivanti dai cambiamenti della pressione atmosferica su varie parti della superficie terrestre - atmosferica le forze di pressione cambiano spesso del 3%, che equivale a uno strato continuo d'acqua spesso 0,3 m (o granito spesso almeno 10 cm). Inoltre, questo cambiamento può verificarsi in una zona larga centinaia di chilometri, mentre il cambiamento delle forze di marea avviene in modo più fluido, su distanze di migliaia di chilometri.

Confini divergenti o confini delle placche

Questi sono i confini tra le placche che si muovono in direzioni opposte. Nella topografia della Terra, questi confini sono espressi come fratture, dove predominano le deformazioni di trazione, lo spessore della crosta è ridotto, il flusso di calore è massimo e si verifica il vulcanismo attivo. Se un tale confine si forma su un continente, si forma una spaccatura continentale, che può successivamente trasformarsi in un bacino oceanico con una spaccatura oceanica al centro. Nei rift oceanici, a seguito dell'espansione, si forma nuova crosta oceanica.

Spaccature oceaniche

Schema della struttura della dorsale medio-oceanica

Sulla crosta oceanica, i rift sono limitati alle parti centrali delle dorsali oceaniche. In essi si forma una nuova crosta oceanica. La loro lunghezza totale è di oltre 60mila chilometri. Sono associati a molti che trasportano una parte significativa del calore profondo e degli elementi disciolti nell'oceano. Le fonti ad alta temperatura sono chiamate fumatori neri e ad esse sono associate significative riserve di metalli non ferrosi.

Spaccature continentali

La disgregazione del continente in parti inizia con la formazione di una spaccatura. La crosta si assottiglia e si allontana e inizia il magmatismo. Si forma un'estesa depressione lineare, profonda circa centinaia di metri, limitata da una serie di faglie. Successivamente, sono possibili due scenari: o l'espansione del rift si ferma e si riempie di rocce sedimentarie, trasformandosi in un aulacogeno, oppure i continenti continuano ad allontanarsi e tra di loro, già nei tipici rift oceanici, inizia a formarsi la crosta oceanica. .

Confini convergenti

I confini convergenti sono i confini in cui le placche si scontrano. Sono possibili tre opzioni (Contorno della piastra convergente):

1. Piatto continentale con piatto oceanico. La crosta oceanica è più densa della crosta continentale e sprofonda sotto il continente in una zona di subduzione.
2. Piatto oceanico con piatto oceanico. In questo caso, una delle placche si insinua sotto l'altra e si forma anche una zona di subduzione, sopra la quale si forma un arco insulare.
3. Piatto continentale con piatto continentale. Si verifica una collisione e appare una potente area piegata. Un classico esempio è l’Himalaya.

In rari casi, la crosta oceanica viene spinta sulla crosta continentale: obduzione. Grazie a questo processo sono emerse le ofioliti di Cipro, Nuova Caledonia, Oman e altri.

Le zone di subduzione assorbono la crosta oceanica, compensando così la sua comparsa sulle dorsali oceaniche. In essi avvengono processi estremamente complessi di interazione tra crosta e mantello. Pertanto, la crosta oceanica può trascinare nel mantello blocchi di crosta continentale che, a causa della loro bassa densità, vengono riesumati nella crosta. È così che nascono i complessi metamorfici di altissima pressione, uno degli oggetti più apprezzati della moderna ricerca geologica.

La maggior parte delle zone di subduzione moderne si trovano lungo la periferia dell'Oceano Pacifico, formando l'Anello di Fuoco del Pacifico. I processi che si verificano nella zona di convergenza delle placche sono giustamente considerati tra i più complessi della geologia. Mescola blocchi di diversa origine, formando una nuova crosta continentale.

Margini continentali attivi

Margine continentale attivo

Un margine continentale attivo si verifica dove la crosta oceanica subduce sotto un continente. Il modello di questa situazione geodinamica è spesso chiamato la costa occidentale del Sud America; Andino tipo di margine continentale. Il margine continentale attivo è caratterizzato da numerosi vulcani e da un magmatismo generalmente potente. Le fusioni hanno tre componenti: la crosta oceanica, il mantello sopra di essa e la crosta continentale inferiore.

Al di sotto del margine continentale attivo, esiste un'interazione meccanica attiva tra le placche oceaniche e continentali. A seconda della velocità, dell’età e dello spessore della crosta oceanica sono possibili diversi scenari di equilibrio. Se la placca si muove lentamente e ha uno spessore relativamente basso, il continente ne raschia la copertura sedimentaria. Le rocce sedimentarie vengono frantumate in pieghe intense, metamorfizzate e diventano parte della crosta continentale. La struttura risultante viene chiamata cuneo di accrezione. Se la velocità della placca in subduzione è elevata e la copertura sedimentaria è sottile, la crosta oceanica cancella il fondo del continente e lo attira nel mantello.

Archi dell'isola

Arco dell'isola

Gli archi insulari sono catene di isole vulcaniche sopra una zona di subduzione, che si verificano dove una placca oceanica subduce sotto un'altra placca oceanica. I tipici archi insulari moderni includono le Isole Aleutine, le Curili, le Isole Marianne e molti altri arcipelaghi. Le Isole Giapponesi vengono spesso chiamate anche arco insulare, ma la loro fondazione è molto antica e infatti furono formate da più complessi di archi insulari in epoche diverse, per cui le Isole Giapponesi sono un microcontinente.

Gli archi insulari si formano quando due placche oceaniche si scontrano. In questo caso una delle placche finisce sul fondo e viene assorbita dal mantello. I vulcani ad arco insulare si formano sulla placca superiore. Il lato curvo dell'arco dell'isola è diretto verso la piastra assorbita. Su questo lato c'è una fossa di acque profonde e una depressione dell'avambraccio.

Dietro l’arco insulare si trova un bacino di retroarco (esempi tipici: Mar di Okhotsk, Mar Cinese Meridionale, ecc.), in cui può verificarsi anche la diffusione.

Collisione continentale

Collisione di continenti

La collisione delle placche continentali porta al collasso della crosta e alla formazione di catene montuose. Un esempio di collisione è la cintura montuosa alpino-himalayana, formata a seguito della chiusura dell'oceano Tetide e della collisione con la placca eurasiatica dell'Hindustan e dell'Africa. Di conseguenza, lo spessore della crosta aumenta notevolmente; sotto l'Himalaya raggiunge i 70 km. Questa è una struttura instabile; è intensamente distrutta dall'erosione superficiale e tettonica. Nella crosta con uno spessore nettamente aumentato, i graniti vengono fusi da rocce sedimentarie ed ignee metamorfizzate. È così che si sono formati i batoliti più grandi, ad esempio Angara-Vitimsky e Zerendinsky.

Trasformare i confini

Dove le placche si muovono parallelamente, ma a velocità diverse, si formano faglie trasformi: enormi faglie di taglio, diffuse negli oceani e rare nei continenti.

Trasformare i difetti

Negli oceani, le faglie trasformi corrono perpendicolari alle dorsali medio-oceaniche (MOR) e le dividono in segmenti larghi in media 400 km. Tra i segmenti della cresta è presente una parte attiva della faglia trasformata. In quest'area si verificano costantemente terremoti e formazione di montagne; attorno alla faglia si formano numerose strutture di piumaggio: spinte, pieghe e graben; Di conseguenza, le rocce del mantello sono spesso esposte nella zona di faglia.

Su entrambi i lati dei segmenti MOR ci sono parti inattive di faglie trasformi. Non ci sono movimenti attivi in ​​essi, ma sono chiaramente espressi nella topografia del fondale oceanico da sollevamenti lineari con una depressione centrale.

Le faglie trasformi formano una rete regolare e, ovviamente, non si verificano per caso, ma per ragioni fisiche oggettive. Una combinazione di dati di modellazione numerica, esperimenti termofisici e osservazioni geofisiche ha permesso di scoprire che la convezione del mantello ha una struttura tridimensionale. Oltre al flusso principale proveniente dal MOR, nella cella convettiva si formano correnti longitudinali dovute al raffreddamento della parte superiore del flusso. Questa sostanza raffreddata precipita lungo la direzione principale del flusso del mantello. Le faglie di trasformazione si trovano nelle zone di questo flusso discendente secondario. Questo modello concorda bene con i dati sul flusso di calore: una diminuzione del flusso di calore si osserva sopra le faglie di trasformazione.

Spostamenti continentali

I confini delle placche trascorrenti sui continenti sono relativamente rari. Forse l’unico esempio attualmente attivo di confine di questo tipo è la faglia di Sant’Andrea, che separa la placca nordamericana da quella del Pacifico. La faglia di San Andreas, lunga 800 miglia, è una delle aree più sismicamente attive del pianeta: le placche si muovono l'una rispetto all'altra di 0,6 cm all'anno, i terremoti con una magnitudo superiore a 6 unità si verificano in media una volta ogni 22 anni. La città di San Francisco e gran parte dell'area della Baia di San Francisco sono costruite in prossimità di questa faglia.

Processi entro la piastra

Le prime formulazioni della tettonica a placche sostenevano che il vulcanismo e i fenomeni sismici si concentrassero lungo i confini delle placche, ma presto divenne chiaro che specifici processi tettonici e magmatici si verificano anche all'interno delle placche, anch'essi interpretati nell'ambito di questa teoria. Tra i processi intraplacca, un posto speciale è stato occupato dai fenomeni di magmatismo basaltico a lungo termine in alcune aree, i cosiddetti punti caldi.

Punti caldi

Sul fondo degli oceani si trovano numerose isole vulcaniche. Alcuni di essi si trovano in catene con epoche che cambiano successivamente. Un classico esempio di tale cresta sottomarina è la Hawaiian Underwater Ridge. Sorge sopra la superficie dell'oceano sotto forma delle Isole Hawaii, da cui si estende verso nord-ovest una catena di montagne sottomarine con età in continuo aumento, alcune delle quali, ad esempio, l'atollo di Midway, emergono in superficie. Ad una distanza di circa 3000 km dalle Hawaii, la catena gira leggermente verso nord e viene chiamata Imperial Ridge. Si interrompe in una fossa di acque profonde di fronte all'arco insulare delle Aleutine.

Per spiegare questa straordinaria struttura, è stato suggerito che sotto le Isole Hawaii ci sia un punto caldo, un luogo dove un flusso di mantello caldo sale in superficie, che scioglie la crosta oceanica che si muove sopra di esso. Ci sono molti di questi punti ora installati sulla Terra. Il flusso del mantello che li provoca è stato chiamato pennacchio. In alcuni casi si presuppone un’origine eccezionalmente profonda del materiale del pennacchio, fino al confine nucleo-mantello.

Anche l’ipotesi dell’hot spot solleva obiezioni. Pertanto, nella loro monografia, Sorokhtin e Ushakov lo considerano incompatibile con il modello di convezione generale nel mantello e indicano anche che i magmi rilasciati nei vulcani hawaiani sono relativamente freddi e non indicano un aumento della temperatura nell'astenosfera sotto la faglia. “A questo proposito è fruttuosa l’ipotesi di D. Tarcott e E. Oxburgh (1978), secondo la quale le placche litosferiche, muovendosi lungo la superficie del mantello caldo, sono costrette ad adattarsi alla curvatura variabile dell’ellissoide di rotazione terrestre . E sebbene i raggi di curvatura delle placche litosferiche cambino in modo insignificante (solo di una frazione di punto percentuale), la loro deformazione provoca la comparsa di tensioni eccessive di trazione o taglio dell’ordine di centinaia di barre nel corpo delle placche di grandi dimensioni”.

Trappole e altipiani oceanici

Oltre ai punti caldi a lungo termine, a volte si verificano enormi fuoriuscite di scioglimento all’interno delle placche, che formano trappole sui continenti e altipiani oceanici negli oceani. La particolarità di questo tipo di magmatismo è che si verifica in un breve periodo geologico - nell'ordine di diversi milioni di anni, ma copre aree enormi (decine di migliaia di km²); contemporaneamente si riversa un volume colossale di basalti, paragonabile alla quantità che cristallizzano nelle dorsali oceaniche.

Sono note le trappole siberiane sulla piattaforma della Siberia orientale, le trappole dell'altopiano del Deccan nel continente indostano e molte altre. Anche i flussi del mantello caldo sono considerati la causa della formazione di trappole, ma, a differenza dei punti caldi, agiscono per un breve periodo e la differenza tra loro non è del tutto chiara.

I punti caldi e le trappole hanno dato origine alla creazione del cosiddetto geotettonica dei pennacchi, in cui si afferma che non solo la convezione regolare, ma anche i pennacchi svolgono un ruolo significativo nei processi geodinamici. La tettonica a pennacchi non contraddice la tettonica a placche, ma la integra.

La tettonica a placche come sistema di scienze

Ora la tettonica non può più essere considerata un concetto puramente geologico. Svolge un ruolo chiave in tutte le geoscienze; ​​sono emersi diversi approcci metodologici con concetti e principi di base diversi.

Dal punto di vista approccio cinematico, i movimenti delle piastre possono essere descritti dalle leggi geometriche del movimento delle figure su una sfera. La Terra è vista come un mosaico di placche di diverse dimensioni che si muovono l'una rispetto all'altra e rispetto al pianeta stesso. I dati paleomagnetici ci permettono di ricostruire la posizione del polo magnetico rispetto a ciascuna placca in diversi momenti nel tempo. La generalizzazione dei dati per le diverse piastre ha portato alla ricostruzione dell'intera sequenza dei movimenti relativi delle piastre. La combinazione di questi dati con le informazioni ottenute da punti caldi fissi ha permesso di determinare i movimenti assoluti delle placche e la storia del movimento dei poli magnetici della Terra.

Approccio termofisico considera la Terra come una macchina termica, in cui l'energia termica viene parzialmente convertita in energia meccanica. Nell'ambito di questo approccio, il movimento della materia negli strati interni della Terra è modellato come un flusso di un fluido viscoso, descritto dalle equazioni di Navier-Stokes. La convezione del mantello è accompagnata da transizioni di fase e reazioni chimiche, che svolgono un ruolo decisivo nella struttura dei flussi del mantello. Sulla base dei dati geofisici, dei risultati di esperimenti termofisici e di calcoli analitici e numerici, gli scienziati stanno cercando di dettagliare la struttura della convezione del mantello, trovare velocità di flusso e altre importanti caratteristiche dei processi profondi. Questi dati sono particolarmente importanti per comprendere la struttura delle parti più profonde della Terra: il mantello inferiore e il nucleo, che sono inaccessibili per lo studio diretto, ma che senza dubbio hanno un enorme impatto sui processi che si verificano sulla superficie del pianeta.

Approccio geochimico. Per la geochimica, la tettonica a placche è importante in quanto meccanismo per il continuo scambio di materia ed energia tra i diversi strati della Terra. Ogni ambiente geodinamico è caratterizzato da specifiche associazioni rocciose. A loro volta, queste caratteristiche possono essere utilizzate per determinare l'ambiente geodinamico in cui si è formata la roccia.

Approccio storico. In termini di storia del pianeta Terra, la tettonica a placche è la storia dell’unione e della separazione dei continenti, della nascita e del declino delle catene vulcaniche e della comparsa e chiusura di oceani e mari. Ora, per i grandi blocchi della crosta la storia dei movimenti è stata stabilita in grande dettaglio e per un periodo di tempo significativo, ma per le piccole placche le difficoltà metodologiche sono molto maggiori. I processi geodinamici più complessi si verificano nelle zone di collisione delle placche, dove si formano catene montuose, composte da tanti piccoli blocchi eterogenei: i terrani. Durante lo studio delle Montagne Rocciose, è nata una direzione speciale della ricerca geologica: l'analisi dei terrani, che incorporava una serie di metodi per identificare i terrani e ricostruire la loro storia.

Tettonica delle placche

Definizione 1

Una placca tettonica è una parte mobile della litosfera che si muove sull'astenosfera come un blocco relativamente rigido.

Nota 1

La tettonica a placche è la scienza che studia la struttura e la dinamica della superficie terrestre. È stato stabilito che la zona dinamica superiore della Terra è frammentata in placche che si muovono lungo l'astenosfera. La tettonica a placche descrive la direzione in cui si muovono le placche litosferiche e come interagiscono.

L'intera litosfera è divisa in placche più grandi e più piccole. L'attività tettonica, vulcanica e sismica si verifica lungo i bordi delle placche, portando alla formazione di grandi bacini montuosi. I movimenti tettonici possono cambiare la topografia del pianeta. Nel punto della loro connessione si formano montagne e colline, nei punti di divergenza si formano depressioni e fessure nel terreno.

Attualmente, il movimento delle placche tettoniche continua.

Movimento delle placche tettoniche

Le placche litosferiche si muovono l'una rispetto all'altra ad una velocità media di 2,5 cm all'anno. Quando le placche si muovono, interagiscono tra loro, soprattutto lungo i loro confini, provocando deformazioni significative nella crosta terrestre.

Come risultato dell'interazione delle placche tettoniche tra loro, si formarono massicce catene montuose e sistemi di faglie associati (ad esempio, Himalaya, Pirenei, Alpi, Urali, Atlante, Appalachi, Appennini, Ande, sistema di faglie di Sant'Andrea, ecc. ).

L'attrito tra le placche provoca la maggior parte dei terremoti del pianeta, dell'attività vulcanica e della formazione di pozzi oceanici.

Le placche tettoniche contengono due tipi di litosfera: crosta continentale e crosta oceanica.

Una placca tettonica può essere di tre tipi:

• placca continentale,
• placca oceanica,
• lastra mista.

Teorie del movimento delle placche tettoniche

Nello studio del movimento delle placche tettoniche, un merito speciale appartiene ad A. Wegener, il quale suggerì che l'Africa e la parte orientale del Sud America fossero in precedenza un unico continente. Tuttavia, dopo una faglia avvenuta molti milioni di anni fa, parti della crosta terrestre iniziarono a spostarsi.

Secondo l'ipotesi di Wegener, sull'astenosfera plastica si trovavano piattaforme tettoniche con masse diverse e struttura rigida. Erano in uno stato instabile e si muovevano continuamente, a seguito del quale si scontrarono, si sovrapposero e si formarono zone di piastre e giunti in movimento. Nei luoghi di collisione si formarono aree con maggiore attività tettonica, si formarono montagne, eruttarono vulcani e si verificarono terremoti. Lo spostamento si è verificato ad una velocità fino a 18 cm all'anno. Il magma è penetrato nelle faglie dagli strati profondi della litosfera.

Alcuni ricercatori ritengono che il magma che risale in superficie si sia gradualmente raffreddato e abbia formato una nuova struttura del fondo. La crosta terrestre inutilizzata, sotto l'influenza della deriva delle placche, affondò nelle profondità e si trasformò nuovamente in magma.

La ricerca di Wegener ha interessato i processi del vulcanismo, lo studio dello stiramento della superficie del fondale oceanico e la struttura interna viscoso-liquida della terra. Le opere di A. Wegener divennero la base per lo sviluppo della teoria della tettonica a placche litosferiche.

La ricerca di Schmelling ha dimostrato l'esistenza di movimenti convettivi all'interno del mantello che portano al movimento delle placche litosferiche. Lo scienziato riteneva che la ragione principale del movimento delle placche tettoniche fosse la convezione termica nel mantello del pianeta, durante la quale gli strati inferiori della crosta terrestre si riscaldano e si sollevano, e gli strati superiori si raffreddano e gradualmente affondano.

La posizione principale nella teoria della tettonica a placche è occupata dal concetto di ambiente geodinamico, una struttura caratteristica con una certa relazione delle placche tettoniche. Nello stesso contesto geodinamico si osservano lo stesso tipo di processi magmatici, tettonici, geochimici e sismici.

La teoria della tettonica delle placche non spiega completamente la relazione tra i movimenti delle placche e i processi che si verificano nelle profondità del pianeta. È necessaria una teoria che possa descrivere la struttura interna della terra stessa, i processi che si verificano nelle sue profondità.

Posizioni della moderna tettonica a placche:

• la parte superiore della crosta terrestre comprende la litosfera, che ha una struttura fragile, e l'astenosfera, che ha una struttura plastica;
• la ragione principale del movimento delle placche è la convezione nell'astenosfera;
• la litosfera moderna è costituita da otto grandi placche tettoniche, una decina di placche medie e molte piccole;
• piccole placche tettoniche si trovano tra quelle grandi;
• l'attività ignea, tettonica e sismica è concentrata ai confini delle placche;
• Il movimento delle placche tettoniche obbedisce al teorema di rotazione di Eulero.

Tipi di movimenti delle placche tettoniche

Esistono diversi tipi di movimenti delle placche tettoniche:

• movimento divergente: due placche divergono e tra di loro si forma una catena montuosa sottomarina o un abisso nel terreno;
• movimento convergente: due placche convergono e una placca più sottile si muove sotto una placca più grande, dando luogo alla formazione di catene montuose;
• movimento scorrevole: le piastre si muovono in direzioni opposte.

A seconda del tipo di movimento, si distinguono placche tettoniche divergenti, convergenti e scorrevoli.

La convergenza porta alla subduzione (una placca si trova sopra un’altra) o alla collisione (due placche si schiacciano per formare catene montuose).

La divergenza porta alla diffusione (la separazione delle placche e alla formazione di dorsali oceaniche) e al rifting (la formazione di una rottura nella crosta continentale).

Il tipo di movimento di trasformazione delle placche tettoniche comporta il loro movimento lungo una faglia.

Figura 1. Tipi di movimenti delle placche tettoniche. Avtor24 - scambio online di lavori degli studenti

Tettonica delle placche (tettonica delle placche) è un moderno concetto geodinamico basato sul concetto di movimenti orizzontali su larga scala di frammenti relativamente integri della litosfera (placche litosferiche). Pertanto, la tettonica a placche si occupa dei movimenti e delle interazioni delle placche litosferiche.

La prima ipotesi sul movimento orizzontale dei blocchi crostali fu avanzata da Alfred Wegener negli anni '20 nel quadro dell'ipotesi della “deriva dei continenti”, ma a quel tempo questa ipotesi non ricevette supporto. Solo negli anni ’60 gli studi sui fondali oceanici hanno fornito prove conclusive dei movimenti orizzontali delle placche e dei processi di espansione degli oceani dovuti alla formazione (diffusione) della crosta oceanica. La rinascita delle idee sul ruolo predominante dei movimenti orizzontali è avvenuta nel quadro della tendenza “mobilistica”, il cui sviluppo ha portato allo sviluppo della moderna teoria della tettonica a placche. I principi fondamentali della tettonica a placche furono formulati nel 1967-68 da un gruppo di geofisici americani - W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes nello sviluppo di precedenti (1961-62) idee di tettonica a placche. Gli scienziati americani G. Hess e R. Digtsa sull'espansione (diffusione) del fondale oceanico

Fondamenti della tettonica a placche

I principi fondamentali della tettonica a placche possono essere riassunti in diversi principi fondamentali

1. La parte rocciosa superiore del pianeta è divisa in due gusci, significativamente diversi nelle proprietà reologiche: una litosfera rigida e fragile e una sottostante astenosfera plastica e mobile.

2. La litosfera è divisa in placche, in costante movimento lungo la superficie dell'astenosfera plastica. La litosfera è divisa in 8 placche grandi, decine di placche medie e molte piccole. Tra le lastre grandi e medie si trovano fasce composte da un mosaico di piccole lastre crostali.

I confini delle placche sono aree di attività sismica, tettonica e magmatica; le regioni interne delle placche sono debolmente sismiche e caratterizzate da debole manifestazione di processi endogeni.

Più del 90% della superficie terrestre ricade su 8 grandi placche litosferiche:

Piatto australiano,
Piastra Antartica,
Piatto africano,
Piastra eurasiatica,
Piatto dell'Hindustan,
Piastra del Pacifico,
Piatto nordamericano,
Piatto sudamericano.

Piatti centrali: arabo (subcontinente), caraibico, filippino, Nazca e Coco e Juan de Fuca, ecc.

Alcune placche litosferiche sono composte esclusivamente da crosta oceanica (ad esempio, la placca del Pacifico), altre includono frammenti sia di crosta oceanica che continentale.

3. Esistono tre tipi di movimenti relativi delle piastre: divergenza (divergenza), convergenza (convergenza) e movimenti di taglio.

Di conseguenza, si distinguono tre tipi di confini delle placche principali.

Confini divergenti– confini lungo i quali le placche si allontanano.

Vengono chiamati i processi di stiramento orizzontale della litosfera spaccatura. Questi confini sono limitati alle fratture continentali e alle dorsali medio-oceaniche nei bacini oceanici.

Il termine "rift" (dall'inglese rift - gap, crack, gap) si applica a grandi strutture lineari di origine profonda, formate durante lo stiramento della crosta terrestre. In termini di struttura, sono strutture simili a Graben.

I rift possono formarsi sia sulla crosta continentale che su quella oceanica, formando un unico sistema globale orientato rispetto all'asse geoide. In questo caso, l’evoluzione dei rift continentali può portare alla rottura della continuità della crosta continentale e alla trasformazione di questo rift in un rift oceanico (se l’espansione del rift si arresta prima della fase di rottura della crosta continentale, si si riempie di sedimenti, trasformandosi in un aulacogeno).

Il processo di separazione delle placche nelle zone dei rift oceanici (dorsali medio-oceaniche) è accompagnato dalla formazione di nuova crosta oceanica dovuta alla fusione magmatica basaltica proveniente dall'astenosfera. Questo processo di formazione di nuova crosta oceanica dovuto all'afflusso di materiale del mantello viene chiamato diffondersi(dall'inglese spread - allargare, aprire).

Struttura della dorsale medio-oceanica

Durante la diffusione, ogni impulso di estensione è accompagnato dall'arrivo di una nuova porzione di fusione del mantello che, solidificandosi, va a costituire i bordi delle placche divergenti dall'asse MOR.

È in queste zone che avviene la formazione della giovane crosta oceanica.

Confini convergenti– confini lungo i quali si verificano le collisioni tra placche. Possono esserci tre opzioni principali per l'interazione durante una collisione: litosfera “oceanica - oceanica”, “oceanica – continentale” e “continentale – continentale”. A seconda della natura delle placche in collisione, possono verificarsi diversi processi.

Subduzione- il processo di subduzione di una placca oceanica sotto una continentale o altra oceanica. Le zone di subduzione sono limitate alle parti assiali delle fosse profonde associate agli archi insulari (che sono elementi di margini attivi). I confini di subduzione rappresentano circa l'80% della lunghezza di tutti i confini convergenti.

Quando la placca continentale e quella oceanica si scontrano, un fenomeno naturale è lo spostamento della placca oceanica (più pesante) sotto il bordo di quella continentale; Quando due oceani si scontrano, quello più antico (cioè più freddo e denso) affonda.

Le zone di subduzione hanno una struttura caratteristica: i loro elementi tipici sono una fossa di acque profonde - un arco insulare vulcanico - un bacino di retroarco. Una fossa di acque profonde si forma nella zona di flessione e sottospinta della placca in subduzione. Man mano che questa placca affonda, inizia a perdere acqua (presente in abbondanza nei sedimenti e nei minerali), quest'ultima, come è noto, riduce notevolmente la temperatura di fusione delle rocce, il che porta alla formazione di centri di fusione che alimentano i vulcani degli archi insulari. Nella parte posteriore di un arco vulcanico si verificano solitamente degli stiramenti che determinano la formazione di un bacino di retroarco. Nella zona del bacino di retroarco, lo stiramento può essere così significativo da portare alla rottura della crosta della placca e all'apertura di un bacino con crosta oceanica (il cosiddetto processo di diffusione del retroarco).

L'immersione della placca in subduzione nel mantello è tracciata dai fuochi dei terremoti che si verificano al contatto delle placche e all'interno della placca in subduzione (più fredda e, quindi, più fragile delle rocce del mantello circostante). Questa zona focale sismica è chiamata Zona Benioff-Zavaritsky.

Nelle zone di subduzione inizia il processo di formazione della nuova crosta continentale.

Un processo molto più raro di interazione tra le placche continentali e oceaniche è il processo obduzione– spinta di parte della litosfera oceanica sul bordo della placca continentale. Va sottolineato che durante questo processo la placca oceanica viene separata e solo la sua parte superiore, la crosta e diversi chilometri di mantello superiore, viene fatta avanzare.

Quando si scontrano le placche continentali, la cui crosta è più leggera del materiale del mantello e di conseguenza non è in grado di immergersi in esso, si verifica un processo collisioni. Durante la collisione, i bordi delle placche continentali in collisione vengono schiacciati, schiacciati e si formano sistemi di grandi spinte, che portano alla crescita di strutture montuose con una complessa struttura di piega-spinta. Un classico esempio di tale processo è la collisione della placca indostana con la placca eurasiatica, accompagnata dalla crescita dei grandiosi sistemi montuosi dell'Himalaya e del Tibet.

Modello del processo di collisione

Il processo di collisione sostituisce il processo di subduzione, completando la chiusura del bacino oceanico. Inoltre, all'inizio del processo di collisione, quando i bordi dei continenti si sono già avvicinati, la collisione si combina con il processo di subduzione (i resti della crosta oceanica continuano ad affondare sotto il bordo del continente).

Il metamorfismo regionale su larga scala e il magmatismo granitoide intrusivo sono tipici dei processi di collisione. Questi processi portano alla creazione di una nuova crosta continentale (con il tipico strato di granito-gneiss).

Trasformare i confini– confini lungo i quali si verificano gli spostamenti di taglio delle piastre.

Confini delle placche litosferiche della Terra

1 – confini divergenti ( UN - dorsali oceaniche centrali, B - rift continentali); 2 – trasformare i confini; 3 – confini convergenti ( UN - arco-isola, B - margini continentali attivi, V- conflitto); 4 – direzione e velocità (cm/anno) del movimento della piastra.

4. Il volume della crosta oceanica assorbita nelle zone di subduzione è uguale al volume della crosta che emerge nelle zone di espansione. Questa posizione enfatizza l'idea che il volume della Terra è costante. Ma questa opinione non è l’unica e definitivamente provata. È possibile che il volume dell'aereo cambi in modo pulsante, oppure che diminuisca a causa del raffreddamento.

5. La ragione principale del movimento delle placche è la convezione del mantello , causato dalle correnti termogravitazionali del mantello.

La fonte di energia per queste correnti è la differenza di temperatura tra le regioni centrali della Terra e la temperatura delle sue parti vicine alla superficie. In questo caso, la maggior parte del calore endogeno viene rilasciato al confine tra nucleo e mantello durante il processo di differenziazione profonda, che determina la disintegrazione della sostanza condritica primaria, durante la quale la parte metallica precipita al centro, costruendo fino al nucleo del pianeta, e la parte silicatica si concentra nel mantello, dove subisce ulteriore differenziazione.

Le rocce riscaldate nelle zone centrali della Terra si espandono, la loro densità diminuisce e galleggiano lasciando il posto all'affondamento di masse più fredde e quindi più pesanti che hanno già ceduto parte del calore nelle zone vicine alla superficie. Questo processo di trasferimento di calore avviene continuamente, dando luogo alla formazione di celle convettive chiuse e ordinate. In questo caso, nella parte superiore della cella, il flusso della materia avviene quasi su un piano orizzontale, ed è questa parte del flusso che determina il movimento orizzontale della materia dell'astenosfera e delle placche su di essa poste. In generale, i rami ascendenti delle cellule convettive si trovano sotto le zone di confini divergenti (MOR e rift continentali), mentre i rami discendenti si trovano sotto le zone di confini convergenti.

Pertanto, la ragione principale del movimento delle placche litosferiche è il "trascinamento" da parte delle correnti convettive.

Inoltre, sulle lastre agiscono una serie di altri fattori. In particolare, la superficie dell'astenosfera risulta essere alquanto elevata rispetto alle zone di rami ascendenti e più depressa nelle zone di subsidenza, il che determina lo “scivolamento” gravitazionale della placca litosferica posta su una superficie plastica inclinata. Inoltre, ci sono processi di trascinamento della litosfera oceanica pesante e fredda nelle zone di subduzione nell'astenosfera calda, e di conseguenza meno densa, così come l'incuneamento idraulico dei basalti nelle zone MOR.

Figura - Forze agenti sulle placche litosferiche.

Le principali forze motrici della tettonica a placche si applicano alla base delle parti intraplacca della litosfera: le forze di resistenza del mantello FDO sotto gli oceani e FDC sotto i continenti, la cui entità dipende principalmente dalla velocità del flusso astenosferico, e la quest'ultimo è determinato dalla viscosità e dallo spessore dello strato astenosferico. Poiché sotto i continenti lo spessore dell'astenosfera è molto minore e la viscosità è molto maggiore che sotto gli oceani, l'entità della forza FDC quasi un ordine di grandezza inferiore a FDO. Sotto i continenti, in particolare nelle loro parti più antiche (scudi continentali), l’astenosfera quasi si restringe, quindi i continenti sembrano essere “incagliati”. Poiché la maggior parte delle placche litosferiche della Terra moderna comprende sia parti oceaniche che continentali, ci si dovrebbe aspettare che la presenza di un continente nella placca dovrebbe, in generale, “rallentare” il movimento dell’intera placca. Ecco come accade in realtà (le placche quasi puramente oceaniche che si muovono più velocemente sono il Pacifico, le Isole Cocos e Nazca; le più lente sono le placche eurasiatica, nordamericana, sudamericana, antartica e africana, una parte significativa della cui area è occupata da continenti) . Infine, ai confini delle placche convergenti, dove i bordi pesanti e freddi delle placche litosferiche affondano nel mantello, la loro galleggiabilità negativa crea una forza FNB(indice nella designazione della forza - dall'inglese galleggiabilità negativa). L'azione di quest'ultimo porta al fatto che la parte in subduzione della placca affonda nell'astenosfera e trascina con sé l'intera placca, aumentando così la velocità del suo movimento. Ovviamente forza FNB agisce episodicamente e solo in determinate situazioni geodinamiche, ad esempio nei casi di crollo di lastroni sopra descritti lungo il tratto di 670 km.

Pertanto, i meccanismi che mettono in movimento le placche litosferiche possono essere condizionatamente classificati nei seguenti due gruppi: 1) associati alle forze di “trascinamento” del mantello ( meccanismo di trascinamento del mantello), applicata in qualsiasi punto della base delle lastre, in Fig. 2.5.5 – forze FDO E FDC; 2) associato alle forze applicate ai bordi delle piastre ( meccanismo di forza marginale), nella figura - forze FRP E FNB. Il ruolo dell'uno o dell'altro meccanismo di guida, nonché di determinate forze, viene valutato individualmente per ciascuna placca litosferica.

La combinazione di questi processi riflette il processo geodinamico generale, che copre aree dalla superficie alle zone profonde della Terra.

Convezione del mantello e processi geodinamici

Attualmente nel mantello terrestre si sta sviluppando la convezione del mantello bicellulare a celle chiuse (secondo il modello della convezione passante) o la convezione separata nel mantello superiore e inferiore con accumulo di lastre sotto zone di subduzione (secondo il modello a due celle). modello di livello). I probabili poli della risalita del materiale del mantello si trovano nell'Africa nord-orientale (approssimativamente sotto la zona di giunzione delle placche africana, somala e araba) e nella regione dell'Isola di Pasqua (sotto la dorsale media dell'Oceano Pacifico - la risalita del Pacifico orientale). .

L'equatore della subsidenza del mantello segue una catena pressoché continua di confini di placche convergenti lungo la periferia del Pacifico e dell'Oceano Indiano orientale.

Il moderno regime di convezione del mantello, iniziato circa 200 milioni di anni fa con il collasso della Pangea e che ha dato origine agli oceani moderni, in futuro cambierà in un regime unicellulare (secondo il modello della convezione attraverso il mantello) o ( secondo un modello alternativo) la convezione diventerà attraverso il mantello a causa del collasso delle lastre lungo uno spartiacque lungo 670 km. Ciò potrebbe portare alla collisione dei continenti e alla formazione di un nuovo supercontinente, il quinto nella storia della Terra.

6. I movimenti delle placche obbediscono alle leggi della geometria sferica e possono essere descritti sulla base del teorema di Eulero. Il teorema di rotazione di Eulero afferma che qualsiasi rotazione dello spazio tridimensionale ha un asse. Pertanto, la rotazione può essere descritta da tre parametri: le coordinate dell'asse di rotazione (ad esempio, la sua latitudine e longitudine) e l'angolo di rotazione. Sulla base di questa posizione è possibile ricostruire la posizione dei continenti nelle ere geologiche passate. L'analisi dei movimenti dei continenti ha portato alla conclusione che ogni 400-600 milioni di anni si uniscono in un unico supercontinente, che successivamente subisce la disintegrazione. Come risultato della divisione di un tale supercontinente Pangea, avvenuta 200-150 milioni di anni fa, si formarono i continenti moderni.

Alcune prove della realtà del meccanismo della tettonica a placche litosferiche

Età più avanzata della crosta oceanica con distanza dagli assi di espansione(vedi foto). Nella stessa direzione si nota un aumento dello spessore e della completezza stratigrafica dello strato sedimentario.

Figura - Mappa dell'età delle rocce del fondale oceanico del Nord Atlantico (secondo W. Pitman e M. Talvani, 1972). Sezioni del fondale oceanico di diversi intervalli di età sono evidenziate in diversi colori; I numeri indicano l'età in milioni di anni.

Dati geofisici.

Figura - Profilo tomografico attraverso la Fossa Ellenica, Creta e il Mar Egeo. I cerchi grigi sono gli ipocentri dei terremoti. La placca del mantello freddo in subduzione è mostrata in blu, il mantello caldo è mostrato in rosso (secondo V. Spackman, 1989)

I resti dell'enorme placca Faralon, scomparsa nella zona di subduzione sotto il Nord e il Sud America, sono registrati sotto forma di lastre del mantello “freddo” (sezione attraverso il Nord America, lungo le onde S). Secondo Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, n. 4, 1-7

​Anomalie magnetiche lineari negli oceani furono scoperte negli anni '50 durante studi geofisici dell'Oceano Pacifico. Questa scoperta permise a Hess e Dietz di formulare nel 1968 la teoria dell'espansione del fondale oceanico, che si trasformò nella teoria della tettonica a placche. Sono diventati una delle prove più convincenti della correttezza della teoria.

Figura - Formazione di anomalie magnetiche del nastro durante la stesura.

La ragione dell'origine delle anomalie magnetiche della striscia è il processo di nascita della crosta oceanica nelle zone di espansione delle dorsali medio-oceaniche, i basalti eruttati, quando si raffreddano al di sotto del punto di Curie nel campo magnetico terrestre, acquisiscono magnetizzazione rimanente; La direzione della magnetizzazione coincide con la direzione del campo magnetico terrestre, tuttavia, a causa delle periodiche inversioni del campo magnetico terrestre, i basalti eruttati formano strisce con diverse direzioni di magnetizzazione: diretta (coincidente con la moderna direzione del campo magnetico) e inversa .

Figura - Schema della formazione della struttura a strisce dello strato magneticamente attivo e anomalie magnetiche dell'oceano (modello Vine – Matthews).