De acordo com a teoria moderna das placas litosféricas, toda a litosfera por zonas estreitas e ativas - falhas profundas - é dividida em blocos separados que se movem na camada de plástico do manto superior em relação uns aos outros a uma velocidade de 2-3 cm por ano. Esses blocos são chamados de placas litosféricas.
Pela primeira vez, a hipótese do movimento horizontal de blocos crustais foi feita por Alfred Wegener na década de 1920 no quadro da hipótese de "deriva continental", mas essa hipótese não recebeu sustentação na época.
Foi apenas na década de 1960 que os estudos do fundo do oceano forneceram evidências conclusivas dos movimentos das placas horizontais e dos processos de expansão do oceano devido à formação (disseminação) da crosta oceânica. O renascimento das idéias sobre o papel predominante dos movimentos horizontais ocorreu no quadro da direção "mobilística", cujo desenvolvimento levou ao desenvolvimento da moderna teoria das placas tectônicas. Os princípios básicos da tectônica de placas foram formulados em 1967-68 por um grupo de geofísicos americanos - W. J. Morgan, K. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes no desenvolvimento de ideias anteriores (1961-62) dos cientistas americanos G. Hess e R. Digz sobre a expansão (espalhamento) do fundo do oceano.
Argumenta-se que os cientistas não têm certeza do que está causando essas mudanças e como os limites das placas tectônicas foram designados. Existem inúmeras teorias diferentes, mas nenhuma delas explica totalmente todos os aspectos da atividade tectônica.
Vamos pelo menos descobrir como eles imaginam agora.
Wegener escreveu: "Em 1910, a ideia de mover continentes me ocorreu pela primeira vez … quando fui atingido pela semelhança dos litorais em ambos os lados do Oceano Atlântico." Ele sugeriu que no início do Paleozóico havia dois grandes continentes na Terra - Laurásia e Gondwana.
Laurasia era o continente do norte, que incluía os territórios da Europa moderna, Ásia sem Índia e América do Norte. Continente meridional - Gondwana uniu os territórios modernos da América do Sul, África, Antártica, Austrália e Hindustão.
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Entre Gondwana e Laurásia foi o primeiro marisco - Tétis, como uma enorme baía. O resto da Terra foi ocupado pelo Oceano Panthalassa.
Cerca de 200 milhões de anos atrás, Gondwana e Laurásia foram unidos em um único continente - Pangéia (Pan - universal, Ge - terra).
Aproximadamente 180 milhões de anos atrás, o continente de Pangéia novamente começou a se separar em suas partes componentes, que foram misturadas na superfície de nosso planeta. A divisão ocorreu da seguinte forma: primeiro, Laurásia e Gondwana reapareceram, depois Laurásia se dividiu e, em seguida, Gondwana se separou. Devido à divisão e divergência de partes da Pangéia, os oceanos foram formados. Os oceanos Atlântico e Índico podem ser considerados jovens; velho - Quieto. O Oceano Ártico ficou isolado com o aumento da massa de terra no Hemisfério Norte.
A. Wegener encontrou muitas confirmações da existência de um único continente da Terra. A existência na África e na América do Sul de restos de animais antigos - Listosaurs parecia-lhe especialmente convincente. Eles eram répteis, semelhantes a pequenos hipopótamos, que viviam apenas em corpos de água doce. Isso significa que eles não podiam nadar grandes distâncias na água salgada do mar. Ele encontrou evidências semelhantes no reino vegetal.
Interesse pela hipótese do movimento dos continentes na década de 30 do século XX. diminuiu ligeiramente, mas na década de 60 voltou a renascer, quando, como resultado de estudos do relevo e da geologia do fundo do oceano, foram obtidos dados indicando os processos de expansão (espalhamento) da crosta oceânica e o "mergulho" de algumas partes da crosta sob outras (subducção).
A estrutura da fenda continental.
A parte rochosa superior do planeta é dividida em duas conchas, significativamente diferentes em propriedades reológicas: a litosfera rígida e frágil e a astenosfera plástica e móvel subjacente.
O fundo da litosfera é uma isoterma de aproximadamente 1300 ° C, que corresponde à temperatura de fusão (solidus) do material do manto à pressão litostática existente em profundidades das primeiras centenas de quilômetros. As rochas situadas acima desta isoterma na Terra são frias o suficiente e se comportam como um material duro, enquanto as rochas subjacentes da mesma composição são suficientemente aquecidas e deformadas com relativa facilidade.
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 encontram-se cinturas compostas por mosaicos 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 uma fraca manifestação de processos endógenos.
Mais de 90% da superfície da Terra cai em 8 grandes placas litosféricas:
Algumas placas litosféricas são compostas exclusivamente de crosta oceânica (por exemplo, a placa do Pacífico), outras incluem fragmentos da crosta oceânica e continental.
Diagrama de formação de fenda.
Existem três tipos de movimentos relativos da placa: divergência (divergência), convergência (convergência) e movimentos de cisalhamento.
Limites divergentes são limites ao longo dos quais as placas se separam. O cenário geodinâmico em que ocorre o processo de alongamento horizontal da crosta terrestre, acompanhado pelo surgimento de depressões em fenda ou valas alongadas linearmente alongadas, é denominado rifting. Essas fronteiras estão confinadas a fendas continentais e dorsais meso-oceânicas em bacias oceânicas. O termo "rift" (do inglês rift - ruptura, fenda, lacuna) é aplicado a grandes estruturas lineares de origem profunda, formadas durante o estiramento da crosta terrestre. Em termos de estrutura, são estruturas do tipo graben. As fendas podem ser colocadas tanto na crosta continental quanto na oceânica, formando um único sistema global orientado em relação ao eixo geóide. Nesse caso, a evolução das fendas continentais pode levar à ruptura da continuidade da crosta continental e à transformação dessa fenda em fenda oceânica (se a expansão da fenda parar antes do estágio de ruptura da crosta continental, ela se enche de sedimentos, transformando-se em aulacógeno).
O processo de deslizamento das placas em zonas de fendas oceânicas (dorsais meso-oceânicas) é acompanhado pela formação de uma nova crosta oceânica devido ao derretimento basáltico magmático proveniente da astenosfera. Esse processo de formação de uma nova crosta oceânica devido ao influxo de material do manto é denominado spreading (do inglês spread - to spread, expand).
A estrutura da dorsal meso-oceânica. 1 - astenosfera, 2 - rochas ultrabásicas, 3 - rochas básicas (gabbroides), 4 - um complexo de diques paralelos, 5 - basaltos do fundo oceânico, 6 - segmentos da crosta oceânica que se formaram em tempos diferentes (IV com envelhecimento), 7 - magmático próximo à superfície câmara (com magma ultrabásico na parte inferior e principal na parte superior), 8 - sedimentos do fundo oceânico (1-3 à medida que se acumulam).
Durante o espalhamento, cada pulso de extensão é acompanhado pelo influxo de uma nova porção de derretimento do manto, que, ao se solidificar, forma as bordas das placas divergentes do eixo MOR. É nestas zonas que se forma a crosta oceânica jovem.
Colisão de placas litosféricas continentais e oceânicas.
Subdução é o processo de deslocamento 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, conjugadas com arcos insulares (que são elementos das margens ativas). Os limites de subdução representam cerca de 80% do comprimento de todos os limites convergentes.
Quando as placas continentais e oceânicas colidem, um fenômeno natural é o underdling da placa oceânica (mais pesada) sob a borda do continental; quando dois oceânicos colidem, o mais antigo (isto é, o mais frio e o mais denso) afunda.
As zonas de subdução têm uma estrutura característica: seus elementos típicos são uma trincheira no fundo do mar - um arco de ilha vulcânica - uma bacia de arco posterior. Uma calha de alto mar é formada na curva e na placa de subducção submotora. À medida que afunda, esta placa começa a perder água (abundante na composição de sedimentos e minerais), esta última, como se sabe, reduz significativamente o ponto de fusão das rochas, o que leva à formação de centros de fusão que alimentam os vulcões dos arcos insulares. Na parte posterior de um arco vulcânico, geralmente ocorre algum alongamento, determinando a formação de uma bacia de arco posterior. Na zona da bacia do arco posterior, a tensão pode ser tão significativa que leva à ruptura da crosta da placa e à abertura da bacia com a crosta oceânica (processo denominado de espalhamento do arco posterior).
O volume da crosta oceânica absorvido nas zonas de subducção é igual ao volume da crosta que surge nas zonas de expansão. Esta posição enfatiza a opinião sobre a constância do volume da Terra. Mas esta opinião não é a única e definitivamente comprovada. É possível que o volume dos planos mude de forma pulsante, ou haja uma diminuição em sua diminuição devido ao resfriamento.
A imersão da placa subdutora no manto é traçada por focos sísmicos que surgem no contato das placas e no interior da placa subdutora (mais fria e, portanto, mais frágil do que as rochas do manto circundante). Esta zona focal sísmica foi chamada de 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 as placas continentais e oceânicas é o processo de obdução - o impulso de uma parte da litosfera oceânica na borda da placa continental. Deve-se ressaltar que no decorrer desse processo ocorre a separação da placa oceânica, e apenas sua parte superior - a crosta e vários quilômetros do manto superior - avança.
Colisão de placas litosféricas continentais.
Quando as placas continentais colidem, cuja crosta é mais leve que o material do manto e, por isso, não consegue submergir nele, ocorre o processo de colisão. Durante a colisão, as bordas das placas continentais em colisão são esmagadas, amassadas e sistemas de grandes impulsos são formados, o que leva ao crescimento de estruturas montanhosas com uma estrutura complexa de dobramento. Um exemplo clássico de tal processo é a colisão da placa do Hindustão com a eurasiana, acompanhada pelo crescimento dos grandiosos sistemas montanhosos do Himalaia e do Tibete. O processo de colisão substitui o processo de subducção, completando o fechamento da bacia oceânica. Ao mesmo tempo, no início do processo de colisão, quando as bordas dos continentes já se aproximam, a colisão é combinada com o processo de subducção (a subsidência da crosta oceânica continua sob a borda do continente). Metamorfismo regional em grande escala e magmatismo granitóide intrusivo são típicos para processos colisionais. Esses processos levam à formação de uma nova crosta continental (com sua típica camada de granito-gnaisse).
A principal razão para o movimento da placa é a convecção do manto causada pelas correntes de calor do manto-gravidade.
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 parte principal do calor endógeno é liberado no limite do núcleo e manto durante o processo de diferenciação profunda, que determina a decadência do material condrito primário, durante o qual a parte metálica corre para o centro, aumentando o núcleo do planeta, e a parte de silicato é concentrada no manto, onde sofre ainda mais diferenciação.
As rochas aquecidas nas zonas centrais da Terra se expandem, sua densidade diminui e sobem, dando lugar a massas cada vez mais frias e, portanto, mais pesadas, que já liberaram parte do calor nas zonas próximas à superfície. Este processo de transferência de calor continua continuamente, resultando na formação de células convectivas fechadas e ordenadas. Nesse caso, na parte superior da célula, o fluxo de matéria ocorre quase no 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 fendas continentais), e os ramos descendentes - sob as zonas de limites convergentes. Assim, a principal razão para o movimento das placas litosféricas é o "arrasto" por correntes convectivas. Além disso,uma série de outros fatores atuam nas placas. Em particular, a superfície da astenosfera acaba sendo um pouco elevada acima das zonas de ramos ascendentes e mais rebaixada nas zonas de imersão, o que determina o "deslizamento" gravitacional da placa litosférica localizada em uma superfície plástica inclinada. Além disso, existem processos de puxar a pesada litosfera oceânica fria nas zonas de subducção para a quente e, como consequência, a astenosfera menos densa, bem como a compressão hidráulica por basaltos nas zonas MOR. Além disso, existem processos de puxar a pesada litosfera oceânica fria nas zonas de subducção para a quente e, como consequência, a astenosfera menos densa, bem como a compressão hidráulica por basaltos nas zonas MOR. Além disso, operam os processos de puxar a pesada litosfera oceânica fria nas zonas de subducção para a quente e, como consequência, a astenosfera menos densa, bem como o calçamento hidráulico por basaltos nas zonas MOR.
As principais forças motrizes das placas tectônicas são aplicadas à parte inferior das partes intraplaca da litosfera - as forças de arrasto do manto (arrasto) FDO sob os oceanos e FDC sob os continentes, cuja magnitude depende principalmente da velocidade da corrente astenosférica, e a última é determinada pela viscosidade e espessura da camada astenosférica. Uma vez que a espessura da astenosfera sob os continentes é muito menor e a viscosidade muito maior do que sob os oceanos, a magnitude da força FDC é quase uma ordem de magnitude menor do que a de FDO. Sob os continentes, especialmente suas partes antigas (escudos continentais), a astenosfera quase se afunda, então os continentes parecem estar “encalhados”. Uma vez que a maioria das placas litosféricas da Terra moderna incluem partes oceânicas e continentais, deve-se esperarque a presença de um continente na placa deve geralmente “desacelerar” o movimento de toda a placa. É assim que realmente acontece (as placas que se movem mais rapidamente quase puramente oceânicas do Pacífico, Cocos e Nazca; as mais lentas - a eurasiana, a norte-americana, a sul-americana, a antártica e a africana, uma parte significativa das quais é ocupada por continentes). Finalmente, nos limites de placas convergentes, onde bordas pesadas e frias de placas litosféricas (placas) afundam no manto, sua flutuabilidade negativa cria uma força FNB (o índice na designação de força - da flutuabilidade negativa inglesa). A ação deste último leva ao fato de que a parte subdutora da placa afunda na astenosfera e puxa toda a placa junto com ela, aumentando assim a velocidade de seu movimento. Obviamente, a força FNB atua esporadicamente e apenas em certas configurações geodinâmicas,por exemplo, nos casos de desabamento de laje descritos acima através do trecho de 670 km.
Assim, os mecanismos que impulsionam as placas litosféricas podem ser condicionalmente atribuídos aos seguintes dois grupos: 1) associados às forças de arrasto do manto, aplicadas a quaisquer pontos da base da placa, na figura - as forças FDO e FDC; 2) associada às forças aplicadas nas bordas das placas (mecanismo borda-força), na figura - as forças de FRP e FNB. O papel deste ou daquele mecanismo de acionamento, bem como daquelas ou de outras forças, é avaliado individualmente para cada placa litosférica.
A combinação desses processos reflete o processo geodinâmico geral, cobrindo áreas desde a superfície até zonas profundas da Terra. Atualmente, uma convecção de manto de duas células com células fechadas (de acordo com o modelo de convecção através do manto) ou convecção separada no manto superior e inferior com acúmulo de lajes sob zonas de subducção (de acordo com um modelo de duas camadas) está se desenvolvendo no manto terrestre. Os prováveis pólos da elevação da matéria do manto estão localizados no nordeste da África (aproximadamente sob a zona de junção das placas africana, somali e árabe) e na área da Ilha de Páscoa (sob a crista média do Oceano Pacífico - a Elevação do Pacífico Leste). O equador de subsidência do material do manto segue uma cadeia aproximadamente contínua de limites de placas convergentes ao longo da periferia dos oceanos Pacífico e Índico oriental. O regime atual de convecção do manto,A desintegração da Pangéia, que começou há cerca de 200 milhões de anos e deu origem aos oceanos modernos, será no futuro substituída por um regime de célula única (de acordo com o modelo de convecção através do manto) ou (de acordo com um modelo alternativo) a convecção se tornará através do manto devido ao colapso das lajes ao longo da seção de 670 km. Isso, possivelmente, levará à colisão de continentes e à formação de um novo supercontinente, o quinto da história da Terra.
Os deslocamentos 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 no 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 posição, a posição dos continentes nas épocas geológicas anteriores pode ser reconstruída. A 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 sofre mais desintegração. Como resultado da divisão do supercontinente Pangéia, que ocorreu 200-150 milhões de anos atrás, os continentes modernos foram formados.
A tectônica de placas é o primeiro conceito geológico geral que poderia ser testado. Esta verificação foi realizada. Nos anos 70. um programa de perfuração em águas profundas foi organizado. No âmbito deste programa, a embarcação de perfuração "Glomar Challenger" perfurou várias centenas de poços, os quais mostraram uma boa convergência de idades estimadas a partir de anomalias magnéticas com idades determinadas a partir de basaltos ou horizontes sedimentares. O esquema de distribuição de áreas com diferentes idades da crosta oceânica é mostrado na Fig.:
Idade da crosta oceânica baseada em anomalias magnéticas (Kenneth, 1987): 1 - áreas de falta de dados e terras; 2-8 - idade: 2 - Holoceno, Pleistoceno, Plioceno (0-5 Ma); 3 - o Mioceno (5-23 Ma); 4 - Oligoceno (23–38 Ma); 5 & mdash; Eoceno (38-53 Ma); 6 - Paleoceno (53-65 Ma) 7 - giz (65-135 Ma) 8 - Jurassic (135-190 Ma).
No final dos anos 80. outro experimento para testar o movimento das placas litosféricas foi concluído. Foi baseado na medição de linhas de base em relação a quasares distantes. Em duas placas, foram selecionados pontos nos quais, usando radiotelescópios modernos, a distância até os quasares e o ângulo de sua declinação foram determinados e, consequentemente, as distâncias entre os pontos nas duas placas foram calculadas, ou seja, a linha de base foi determinada. A precisão da determinação foi dos primeiros centímetros. Vários anos depois, as medições foram repetidas. Foi obtida uma concordância muito boa entre os resultados calculados a partir das anomalias magnéticas e os dados determinados a partir das linhas de base.
Diagrama ilustrando os resultados das medidas do deslocamento mútuo das placas litosféricas, obtidas pelo método da interferometria com linha de base muito longa - ISDB (Carter, Robertson, 1987). O movimento das placas altera o comprimento da linha de base entre os radiotelescópios localizados em placas diferentes. O mapa do Hemisfério Norte mostra linhas de base que foram medidas pelo método ISDB com dados suficientes para fazer uma estimativa confiável da taxa de variação em seu comprimento (em centímetros por ano). Os números entre parênteses indicam a quantidade de deslocamento da placa calculado a partir do modelo teórico. Em quase todos os casos, os valores calculados e medidos são muito próximos.
Assim, placas tectônicas ao longo dos anos foram testadas por vários métodos independentes. É reconhecido pela comunidade científica mundial como o paradigma da geologia na atualidade.
Conhecendo a posição dos polos e a velocidade do movimento moderno das placas litosféricas, a velocidade de expansão e absorção do fundo do oceano, é possível traçar o caminho de movimento dos continentes no futuro e imaginar sua posição por um determinado período de tempo.
Essa previsão foi feita pelos geólogos americanos R. Dietz e J. Holden. Em 50 milhões de anos, de acordo com suas suposições, os oceanos Atlântico e Índico se expandirão às custas do Pacífico, a África se deslocará para o norte e, graças a isso, o Mediterrâneo será gradualmente eliminado. O estreito de Gibraltar desaparecerá, e a "virada" Espanha fechará o Golfo da Biscaia. A África será dividida pelas grandes fendas africanas e sua parte oriental será deslocada para o nordeste. O Mar Vermelho se expandirá tanto que separará a Península do Sinai da África, a Arábia se moverá para o nordeste e fechará o Golfo Pérsico. A Índia se moverá cada vez mais em direção à Ásia, o que significa que as montanhas do Himalaia crescerão. A Califórnia, ao longo da falha de San Andreas, se separará da América do Norte, e uma nova bacia oceânica começará a se formar neste lugar. Mudanças significativas ocorrerão no hemisfério sul. A Austrália cruzará o equador e entrará em contato com a Eurásia. Esta previsão requer um refinamento significativo. Muito aqui ainda é discutível e pouco claro.
