Litosfääriliste plaatide tänapäevase teooria kohaselt jaguneb kogu litosfäär kitsaste ja aktiivsete tsoonide järgi - sügavalt paiknevad vead - eraldi plokkideks, mis liiguvad ülemise vahevöö plastikihis üksteise suhtes kiirusega 2-3 cm aastas. Neid plokke nimetatakse litosfäärilisteks plaatideks.
Esmakordselt esitas koorikplokkide horisontaalse liikumise hüpoteesi Alfred Wegener 1920. aastatel "mandri triivi" hüpoteesi raames, kuid see hüpotees ei saanud sel ajal tuge.
Alles 1960ndatel andsid ookeanipõhja uuringud veenvaid tõendeid horisontaalsete plaatide liikumiste ja ookeanilise maakoore moodustumisest (levimisest) tingitud ookeani laienemise protsesside kohta. Horisontaalsete liikumiste domineerivat rolli käsitlevate ideede taaselustamine toimus "mobilistliku" suuna raames, mille arendamine viis tänapäevase plaatektoonika teooria väljatöötamiseni. Plaaditektoonika peamised põhimõtted sõnastas 1967–68 Ameerika geofüüsikute rühm - W. J. Morgan, K. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes Ameerika teadlaste G. Hessi varasemate (1961–62) ideede väljatöötamisel. ja R. Digz ookeanipõhja paisumisest (levimisest).
Väidetavalt pole teadlased täiesti kindlad, mis neid väga nihkeid põhjustab ja kuidas määrati tektooniliste plaatide piirid. On olemas lugematu arv erinevaid teooriaid, kuid ükski neist ei selgita täielikult tektoonilise aktiivsuse kõiki aspekte.
Vaatame vähemalt välja, kuidas nad seda praegu ette kujutavad.
Wegener kirjutas: "1910. aastal tekkis minul mandrite kolimise idee esmakordselt … kui mind tabas Atlandi ookeani mõlemal küljel rannajoonte sarnasus." Ta pakkus, et varajases paleosoikumikus oli Maal kaks suurt mandrit - Laurasia ja Gondwana.
Laurasia oli põhjaosa, kuhu kuulusid tänapäevase Euroopa, Aasia ilma India ja Põhja-Ameerika territooriumid. Mandri lõunaosa - Gondwana ühendas Lõuna-Ameerika, Aafrika, Antarktika, Austraalia ja Hindustani kaasaegsed territooriumid.
Reklaamvideo:
Gondwana ja Laurasia vahel oli esimene mereann - Tethys, nagu tohutu laht. Ülejäänud maa hõivas Panthalassa ookean.
Umbes 200 miljonit aastat tagasi ühendati Gondwana ja Laurasia üheks mandriks - Pangea (Pan - universaalne, Ge - maa).
Umbes 180 miljonit aastat tagasi hakkas Pangea mandriosa eralduma taas oma osadeks, mis segunesid meie planeedi pinnal. Jagunemine toimus järgmiselt: kõigepealt ilmusid Laurasia ja Gondwana uuesti välja, siis Laurasia jagunesid ja seejärel Gondwana jagunesid. Pangea osade lõhenemise ja lahknemise tõttu moodustusid ookeanid. Atlandi ookeani ja India ookeani võib pidada nooreks; vana - vaikne. Põhjapoolkera maismaakoguse suurenemisega on Põhja-Jäämeri isoleeritud.
A. Wegener leidis palju kinnitusi Maa ühe mandri olemasolule. Muistsete loomade jäänuste olemasolu Aafrikas ja Lõuna-Ameerikas - Listosaurused tundusid talle eriti veenvad. Nad olid roomajad, sarnased väikeste jõehobudega, kes elasid ainult mageveekogudes. See tähendab, et nad ei saanud soolases merevees suuri vahemaid ujuda. Ta leidis sarnaseid tõendeid ka taimeriigis.
Huvi kontinentide liikumise hüpoteesi vastu XX sajandi 30. aastatel. veidi vähenes, kuid 60ndatel taaselustus see taas, kui ookeanipõhja reljeefi ja geoloogia uuringute tulemusel saadi andmed, mis osutasid ookeanilise maakoore laienemise (levimise) protsessidele ja maakoore mõne osa "sukeldumisele" teiste alla (subduktsioon).
Mandrilõhe struktuur.
Planeedi ülemine kivine osa jaguneb kaheks kestuks, mis on reoloogiliste omaduste poolest oluliselt erinevad: jäik ja habras litosfäär ning selle aluseks olev plastiline ja liikuv astenosfäär.
Litosfääri põhjas on umbkaudu 1300 ° C isoterm, mis vastab vahevöömaterjali sulamistemperatuurile (solidus) litostaatilisel rõhul, mis eksisteerib esimeste sadade kilomeetrite sügavusel. Selle maakera isotermi kohal asuvad kivimid on piisavalt külmad ja käituvad kõva materjalina, samal ajal kui sama koostisega kivimid on piisavalt kuumutatud ja suhteliselt kergesti deformeeruvad.
Litosfäär jaguneb plaatide astenosfääri pinda pidevalt liikuvateks plaatideks. Litosfäär jaguneb 8 suureks plaadiks, kümneteks keskmisteks plaatideks ja paljudeks väikesteks. Suurte ja keskmiste tahvlite vahel on vööd, mis koosnevad väikeste koorikute tahvlite mosaiikidest.
Plaatide piirid on seismilise, tektoonilise ja magmaatilise aktiivsuse alad; plaatide sisemised piirkonnad on nõrgalt seismilised ja neid iseloomustab endogeensete protsesside nõrk manifestatsioon.
Üle 90% Maa pinnast langeb kaheksale suurele litosfääri plaadile:
Mõned litosfäärilised plaadid koosnevad eranditult ookeanilisest koorikust (näiteks Vaikse ookeani plaat), teised sisaldavad nii ookeanilise kui ka mandri kooriku fragmente.
Rifti moodustumise skeem.
Plaatide suhtelisi liikumisi on kolme tüüpi: divergents (divergents), konvergents (konvergents) ja nihkeliigutused.
Erinevad piirid on piirid, mille mööda plaadid üksteisest liiguvad. Geodünaamilist seadet, milles toimub maapõue horisontaalne venitamine, millega kaasneb sirgjooneliselt pikliku piluga või kraavisarnane süvenemine, nimetatakse riftinguks. Need piirid piirduvad mandriliste lõhede ja ookeanide keskosas asuvate ookeaniäärsete servadega. Mõistet "rift" (inglise keeles rift - rebend, pragu, lõhe) kasutatakse sügava päritoluga lineaarsete struktuuride puhul, mis moodustuvad maapõue venitamise ajal. Struktuuri osas on need grabeenitaolised struktuurid. Lõikeid saab panna nii mandri- kui ka ookeanilisele maakoorele, moodustades geoidtelje suhtes orienteeritud ühe globaalse süsteemi. Sel juhul võib mandri lõhede evolutsioon viia mandri kooriku järjepidevuse purunemiseni ja selle lõhe muutumiseni ookeaniliseks lõheks (kui lõhe laienemine peatub enne mandri maakoore purunemise etappi, täidetakse see setetega, muutudes aulakogeeniks).
Plaatide libisemise protsessiga ookeaniliste lõhede (ookeani keskosa servade) tsoonides kaasneb uue ookeanilise kooriku moodustumine astenosfäärist tuleva magmaatilise basaltise sula tõttu. Seda vahevöömaterjali sissevoolust tuleneva uue ookeanilise kooriku moodustumise protsessi nimetatakse levitamiseks (ingliskeelsest levikust - levima, laienema).
Ookeani keskosa seljandiku struktuur. 1 - astenosfäär, 2 - ülipõhised kivimid, 3 - põhikivimid (gabonid), 4 - paralleelsete tammide kompleks, 5 - ookeanilise põhja basaalid, 6 - erinevatel aegadel moodustunud ookeanilise maakoore segmendid (vananemisega IV), 7 - pinna lähedal paiknev magmaatiline kamber (ultrabaasi magmaga alumises osas ja põhilisega ülemises osas), 8 - ookeanilise põhja setted (1-3, kui need akumuleeruvad).
Levimise ajal kaasneb iga pikendusimpulsiga uue vahevöö sissevool, mis tahkestumise ajal moodustab MOR-teljest eraldunud plaatide servad. Just nendes tsoonides moodustub noor ookeaniline koorik
Mandrilise ja ookeanilise litosfääri plaatide kokkupõrge.
Subduktsioon on ookeanilise plaadi nihkumine mandri või muu ookeanilise plaadi alla. Subduktsioonitsoonid piirduvad saarekaarega konjugeeritud süvamerekaevikute teljeosadega (mis on aktiivsete veeriste elemendid). Subduktsiooni piirid moodustavad umbes 80% kõigi ühtluspiiride pikkusest.
Mandri- ja ookeaniplaatide kokkupõrkel on loodusnähtus ookeanilise (raskema) plaadi alajahtumine mandri serva all; kui kaks ookeanilist põrkuvad, vajub üks vanem (see tähendab jahedam ja tihedam) üks.
Subduktsioonitsoonidel on iseloomulik struktuur: nende tüüpilised elemendid on süvamere kraav - vulkaanilise saare kaar - tagakaare bassein. Kurv- ja alammootori subduktsiooniplaadil moodustub süvamere küna. Vajudes hakkab see plaat vett kaotama (setetes ja mineraalides leidub rohkesti), viimane, nagu teada, vähendab kivimite sulamistemperatuuri märkimisväärselt, mille tagajärjel tekivad sulakeskused, mis toidavad saarekaarede vulkaane. Vulkaanilise kaare tagumises osas toimub tavaliselt mõni venitus, mis määrab tagakaare basseini moodustumise. Tagakaare basseini tsoonis võib pinge olla nii märkimisväärne, et see põhjustab plaadikoore purunemist ja basseini avanemist ookeanilise koorikuga (nn tagakaare levimisprotsess).
Subduktsioonitsoonides neeldunud ookeanilise maakoore maht on võrdne levimistsoonides tekkiva maakoore mahuga. See seisukoht rõhutab arvamust Maa mahu püsivuse kohta. Kuid see arvamus pole ainus ja lõplikult tõestatud. Võimalik, et plaanide maht muutub pulseerivalt või jahutamisel on selle langus vähenenud.
Subduktsioonplaadi sukeldamise vahevöösse jälgitakse maavärina fookustega, mis tekivad plaatide kokkupuutel ja subduktiivplaadi sees (külmem ja seetõttu habrasem kui ümbritsevad vahevöökivimid). Seda seismilist fookustsooni hakati nimetama Benioffi-Zavaritsky tsooniks. Subduktsioonitsoonides algab uue mandri kooriku moodustumise protsess. Mandri- ja ookeaniplaatide vastastikmõju palju haruldasem protsess on obduktsiooniprotsess - ookeanilise litosfääri osa tõukejõud mandrilaua servale. Tuleb rõhutada, et selle protsessi käigus toimub ookeaniplaadi eraldumine ja edasi areneb ainult selle ülemine osa - koorik ja mitu kilomeetrit ülemist vahevööt.
Mandri litosfääri plaatide kokkupõrge.
Mandriplaatide kokkupõrkel, mille koorik on vahevöö materjalist kergem ja selle tagajärjel ei ole võimalik selle alla sukelduda, toimub kokkupõrkeprotsess. Kokkupõrke ajal purustatakse, kortsutatakse kokkupõrgete mandriplaatide servad ja moodustatakse suurte tõukejõude süsteemid, mis viib keerulise voldi-tõukejõu struktuuriga mägistruktuuride kasvu. Sellise protsessi klassikaline näide on Hindustani plaadi kokkupõrge Euraasia plaadiga, millega kaasneb Himaalaja ja Tiibeti suurejooneliste mägisüsteemide kasv. Kokkupõrkeprotsess asendab subduktsiooniprotsessi, lõpetades ookeanibasseini sulgemise. Samal ajal, kokkupõrkeprotsessi alguses, kui mandrite servad on juba lähenenud, ühendatakse kokkupõrge subduktsiooniprotsessiga (ookeanilise maakoore vajumine jätkub mandri serva all). Kokkupõrkeprotsessidele on tüüpilised suuremahulised regionaalsed moonutused ja pealetükkiv granitoidne magmatism. Need protsessid viivad uue mandri kooriku (oma tüüpilise graniit-gneissi kihiga) tekkimiseni.
Plaatide liikumise peamiseks põhjuseks on vahevöö konvektsioon, mille põhjustavad vahevöö kuumuse-gravitatsiooni voolud.
Nende voolude energiaallikaks on temperatuuri erinevus Maa keskosa ja selle pinnaosade temperatuuri vahel. Sel juhul vabaneb põhiosa endogeensest soojusest südamiku ja vahevöö piiril sügava diferentseerumise käigus, mis määrab primaarse kondiitri materjali lagunemise, mille käigus metallosa tormab keskele, suurendades planeedi südamikku, ja silikaatosa kontsentreerub vahevöösse, kus see läbib diferentseerumise.
Maa kesktsoonides kuumutatud kivimid laienevad, nende tihedus väheneb ja nad tõusevad, andes võimaluse vajuda külmematesse ja seetõttu ka raskematesse massidesse, mis on pinna lähedal asuvates tsoonides juba osa soojust eraldanud. See soojusülekande protsess toimub pidevalt, mille tulemuseks on tellitud suletud konvektiivsete elementide moodustumine. Sel juhul toimub raku ülemises osas mateeria voog peaaegu horisontaalsel tasapinnal ja just see voolu osa määrab astenosfääri ja sellel asuvate plaatide horisontaalse liikumise. Üldiselt asuvad konvektiivsete rakkude tõusvad harud lahknevate piiride (MOR ja mandri lõigud) ning laskuvad harud - koonduvate piiride tsoonide all. Seega on litosfääriliste plaatide liikumise peamine põhjus konvektiivvoolude "lohistamine". Pealegi,plaatidel toimivad mitmed muud tegurid. Eriti osutub astenosfääri pind tõusvate harude tsoonide kohal mõnevõrra kõrgemaks ja sukeldamise tsoonides madalamaks, mis määrab kaldplastikalusel plastpinnal paikneva litosfääri plaadi gravitatsioonilise "libisemise". Lisaks toimuvad subduktsioonitsoonides raske külma ookeanilise litosfääri kuuma ja järelikult vähem tiheda astenosfääri tõmbamise protsessid, samuti basaalide poolt MOR-i tsoonides toimuv hüdrauliline kiilumine. Lisaks sellele toimivad subduktsioonitsoonides asuva raske külma ookeanilise litosfääri kuuma ja sellest tulenevalt vähem tiheda astenosfääri tõmbamise protsessid, aga ka basaalide poolt MOR-i tsoonides toimuv hüdrauliline kiilumine. Lisaks sellele toimivad subduktsioonitsoonides asuva raske külma ookeanilise litosfääri kuuma ja sellest tulenevalt vähem tiheda astenosfääri tõmbamise protsessid, aga ka basaalide poolt MOR-i tsoonides toimuv hüdrauliline kiilumine.
Plaatide tektoonika peamised liikumapanev jõud rakendatakse litosfääri sisemiste plaatide sisemiste osade suhtes - ookeanide all mandlite tõmbe (lohistamise) jõud DDC ja mandrite all olev FDC jõud, mille suurus sõltub eeskätt astenosfääri voolukiirusest ning viimase määrab astenosfääri kihi viskoossus ja paksus. Kuna mandrite all on astenosfääri paksus palju väiksem ja viskoossus on palju suurem kui ookeanide all, on jõu FDC suurusjärk suurusjärku võrra väiksem kui FDO suurusjärk. Mandrite, eriti nende iidsete osade (mandri kilbid) all astenosfäär peaaegu kiilub välja, nii et mandrid näivad olevat "luhtunud". Kuna enamik tänapäevase Maa litosfääri plaate sisaldab nii ookeanilist kui ka mandriosa, tuleks eeldadaet mandri olemasolu plaadil peaks üldiselt "aeglustama" kogu plaadi liikumist. Nii see tegelikult juhtub (kõige kiiremini liikuvad Vaikse ookeani, Kookose ja Nazca peaaegu puhtalt ookeanilised plaadid; kõige aeglasemad - Euraasia, Põhja-Ameerika, Lõuna-Ameerika, Antarktika ja Aafrika, millest olulise osa hõivavad mandrid). Lõpuks, ühtlustuvatel plaatide piiridel, kus litosfääriliste plaatide (tahvlite) rasked ja külmad servad vajuvad vahevöösse, loob nende negatiivne ujuvus jõu FNB (jõu tähistamise indeks - ingliskeelsest negatiivsest ujuvusest). Viimase toiming viib selleni, et plaadi subduktiivne osa vajub astenosfääri ja tõmbab kogu plaadi endaga kaasa, suurendades sellega selle liikumise kiirust. Ilmselt toimib FNB jõud juhuslikult ja ainult teatud geodünaamilistes seadetes,näiteks eespool kirjeldatud plaatide kokkuvarisemise korral läbi 670 km pikkuse lõigu.
Seega saab litosfäärilisi plaate liikuma panevad mehhanismid tinglikult jaotada järgmisse kahte rühma: 1) mis on seotud plaadi aluse mis tahes punktidele rakendatava vahevöö tõmbemehhanismiga, joonisel - FDO ja FDC jõud; 2) seotud plaatide servadele rakendatavate jõududega (serva-jõu mehhanism), joonisel - FRP ja FNB jõud. Selle või selle juhtimismehhanismi, aga ka nende või muude jõudude rolli hinnatakse iga litosfääri plaadi puhul eraldi.
Nende protsesside kogu kajastab üldist geodünaamilist protsessi, hõlmates piirkondi pinnast Maa sügavatesse tsoonidesse. Praegu areneb Maa vahevöös kaherakuline vahevöö konvektsioon suletud rakkudega (vastavalt läbiva vahevöö konvektsiooni mudelile) või eraldi konvektsioon ülemises ja alumises vahevöös koos tahvlite kogunemisega subduktsioonitsoonide alla (vastavalt kaheastmelisele mudelile). Mantlimaterjali tõusu tõenäolised poolused asuvad Kirde-Aafrikas (umbes Aafrika, Somaalia ja Araabia plaatide ristumistsooni all) ja Lihavõttesaare piirkonnas (Vaikse ookeani keskmise katuseharja all - Vaikse ookeani idaosa tõusupiirkond). Mantlimaterjali vajumise ekvaator järgib Vaikse ookeani ja India ookeani idaosa perifeerias peaaegu pidevat ühtlustuvate plaatide piiret. Mantlite konvektsiooni praegune režiim,Pangea lagunemine, mis algas umbes 200 miljonit aastat tagasi ja andis aluse tänapäevastele ookeanidele, asendatakse tulevikus üherakulise režiimiga (vastavalt vahevöö konvektsiooni mudelile) või (alternatiivse mudeli järgi) konvektsioon muutub vahevöö kaudu plaatide kokkuvarisemise tõttu läbi 670 km pikkuse lõigu. Võimalik, et see toob kaasa mandrite kokkupõrke ja uue superkontinendi moodustamise, mis on Maa ajaloos viies.
Plaatide nihked vastavad sfäärilise geomeetria seadustele ja neid saab kirjeldada Euleri teoreemi põhjal. Euleri pöördeteoreem väidab, et mis tahes pöördel kolmemõõtmelises ruumis on telg. Seega saab pöörlemist kirjeldada kolme parameetri abil: pöördetelje koordinaadid (näiteks selle laius- ja pikkuskraad) ning pöördenurk. Selle positsiooni põhjal saab rekonstrueerida mandrite positsiooni mineviku geoloogilistes ajastutes. Mandrite liikumiste analüüs viis järeldusele, et iga 400-600 miljoni aasta tagant liituvad nad üheks superkontinendiks, mis laguneb veelgi. Sellise superkontinentliku Pangea lõhenemise tagajärjel, mis toimus 200-150 miljonit aastat tagasi, moodustati tänapäevased mandrid.
Plaatide tektoonika on esimene üldgeoloogiline kontseptsioon, mida sai katsetada. See kontroll viidi läbi. 70ndatel. korraldati süvavee puurimise programm. Selle programmi raames puuriti puurimislaevaga "Glomar Challenger" mitusada kaevu, mis näitasid magnetiliste anomaaliate põhjal hinnatud vanuste head lähenemist basaalide või settehorisondi järgi määratud vanustega. Ookeanilise maakoore eri vanuses piirkondade jaotusskeem on näidatud joonisel:
Magnetanomaaliatel põhineva ookeanilise maakoore vanus (Kenneth, 1987): 1 - piirkonnad, kus puuduvad andmed ja maa; 2-8 - vanus: 2 ja mdash; Holotseen, pleistotseen, plotsseen (0-5 Ma); 3 - müokeen (5–23 ma); 4 - Oligotseen (23–38 ma); 5 & mdash; Eotseen (38-53 Ma); 6 - Paleotseen (53-65 Ma) 7 - kriit (65-135 Ma) 8 - Jurassic (135-190 Ma).
80ndate lõpus. viidi lõpule veel üks katse litosfääriliste plaatide liikumise kontrollimiseks. See põhines lähtejoonte mõõtmisel kaugete kvaasarite suhtes. Kahel plaadil valiti punktid, kus tänapäevaste raadioteleskoopide abil määrati kaugus kvasariteni ja nende langemisnurk ning vastavalt sellele arvutati kahe plaadi punktide vahelised kaugused, st määrati lähtejoon. Määramise täpsus oli esimesed sentimeetrid. Mitu aastat hiljem korrati mõõtmisi. Magnetanomaaliatest arvutatud tulemuste ja lähtejoonte põhjal saadud andmete vahel saadi väga hea kooskõla.
Skeem, mis illustreerib ultrapika lähtejoonega - ISDB (interferomeetria meetodil) saadud litosfääriliste plaatide vastastikuse nihke mõõtmise tulemusi (Carter ja Robertson, 1987). Plaatide liikumine muudab baasjoone pikkust erinevatel plaatidel asuvate raadioteleskoopide vahel. Põhjapoolkera kaardil on näha lähtejooned, mida on mõõdetud ISDB meetodil ja millel on piisavalt andmeid, et usaldusväärselt hinnata nende pikkuse muutumise määra (sentimeetrites aastas). Sulgudes olevad arvud näitavad teoreetilise mudeli järgi arvutatud plaadi nihke suurust. Peaaegu kõigil juhtudel on arvutatud ja mõõdetud väärtused väga lähedased.
Seega on plaattektoonikat aastate jooksul testitud mitmete sõltumatute meetoditega. Maailma teadusringkonnad on seda tunnistanud kui geoloogia praegust paradigmat.
Teades postide positsiooni ja litosfääri plaatide tänapäevase liikumise kiirust, ookeanipõhja paisumise ja imendumise kiirust, on võimalik visandada mandrite liikumistee tulevikus ja kujutada ette nende positsiooni teatud aja jooksul.
Selle prognoosi tegid ameerika geoloogid R. Dietz ja J. Holden. 50 miljoni aasta jooksul laienevad Atlandi ookeani ja India ookeanid nende eelduste kohaselt Vaikse ookeani arvel, Aafrika nihkub põhja poole ja tänu sellele Vahemeri järk-järgult likvideeritakse. Gibraltari väin kaob ja "pööratud" Hispaania sulgeb Biskaia lahe. Aafrikat lõhestavad suured Aafrika lõhed ja selle idaosa nihkub kirdesse. Punane meri laieneb nii palju, et eraldab Siinai poolsaare Aafrikast, Araabia kolib kirdesse ja sulgeb Pärsia lahe. India liigub üha enam Aasia poole, mis tähendab, et Himaalaja mäed kasvavad. Californias San Andrease rikke ääres eraldub Põhja-Ameerikast ja sellesse kohta hakkab moodustuma uus ookeaniline vesikond. Lõunapoolkeral toimuvad olulised muutused. Austraalia ületab ekvaatori ja puutub kokku Euraasiaga. See prognoos vajab märkimisväärset täpsustamist. Suur osa siin on endiselt vaieldav ja ebaselge.
