مرزهای صفحات لیتوسفر در نقشه جهان. لیتوسفر به عنوان عنصری از پوسته جغرافیایی

همراه با بخشی از گوشته بالایی، از چندین بلوک بسیار بزرگ به نام صفحات لیتوسفر تشکیل شده است. ضخامت آنها متفاوت است - از 60 تا 100 کیلومتر. بیشتر صفحات شامل پوسته قاره ای و اقیانوسی هستند. 13 صفحه اصلی وجود دارد که 7 عدد از آنها بزرگترین هستند: آمریکایی، آفریقایی، هندی، آمور.

صفحات روی یک لایه پلاستیکی گوشته بالایی (استنوسفر) قرار می گیرند و به آرامی نسبت به یکدیگر با سرعت 1-6 سانتی متر در سال حرکت می کنند. این واقعیت با مقایسه تصاویر گرفته شده از ماهواره های مصنوعی زمین ثابت شد. آنها پیشنهاد می کنند که پیکربندی در آینده ممکن است کاملاً متفاوت از حالت فعلی باشد، زیرا مشخص است که صفحه سنگ کره آمریکا به سمت اقیانوس آرام حرکت می کند و صفحه اوراسیا به آفریقا، هند و استرالیا و همچنین به سمت اقیانوس آرام نزدیک می شود. صلح جو. صفحات لیتوسفری آمریکا و آفریقا به آرامی از هم جدا می شوند.

نیروهایی که باعث واگرایی صفحات لیتوسفر می شوند، هنگام حرکت مواد گوشته به وجود می آیند. جریان های قدرتمند رو به بالا این ماده صفحات را از هم جدا می کند و پوسته زمین را از هم می پاشد و گسل های عمیقی در آن ایجاد می کند. به دلیل ریزش گدازه های زیر آب، طبقات در امتداد گسل ها تشکیل می شوند. با انجماد، به نظر می رسد که آنها زخم ها - ترک ها را بهبود می بخشند. با این حال، کشش دوباره افزایش می یابد و دوباره پارگی ها رخ می دهد. بنابراین، به تدریج افزایش می یابد، صفحات لیتوسفردر جهات مختلف واگرا می شوند.

مناطق گسلی در خشکی وجود دارد، اما بیشتر آنها در پشته های اقیانوسی هستند، جایی که پوسته زمین نازک تر است. بزرگترین گسل روی خشکی در شرق قرار دارد. 4000 کیلومتر امتداد دارد. عرض این گسل 80-120 کیلومتر است. حومه آن پر از مناطق منقرض شده و فعال است.

در امتداد سایر مرزهای صفحه، برخورد صفحات مشاهده می شود. به طرق مختلف اتفاق می افتد. اگر صفحاتی که یکی از آنها دارای پوسته اقیانوسی و دیگری قاره ای است به هم نزدیک شوند، صفحه لیتوسفری که توسط دریا پوشانده شده است در زیر صفحه قاره ای فرو می رود. در این حالت، کمان () یا رشته کوه () ظاهر می شود. اگر دو صفحه که دارای پوسته قاره ای هستند با هم برخورد کنند، لبه های این صفحات به صورت چین خوردگی سنگ خرد شده و مناطق کوهستانی ایجاد می شود. اینگونه بود که آنها مثلاً در مرز صفحات اوراسیا و هند و استرالیا بوجود آمدند. وجود مناطق کوهستانی در بخش‌های داخلی صفحه سنگ‌سفری نشان می‌دهد که زمانی مرزی از دو صفحه وجود داشته که به طور محکم با یکدیگر ذوب شده و به یک صفحه سنگ‌سفری منفرد و بزرگ‌تر تبدیل شده‌اند. مرزهای صفحات لیتوسفر مناطق متحرکی هستند که آتشفشان ها، مناطق، مناطق کوهستانی، پشته های میانی اقیانوسی، فرورفتگی های اعماق دریا و ترانشه ها به آنها محدود می شوند. در مرز صفحات لیتوسفر است که آنها تشکیل می شوند که منشا آنها با ماگماتیسم همراه است.

مرزهای واگرا مرزهایی هستند که در امتداد آنها صفحات از هم دور می شوند.

فرآیندهای کشش افقی لیتوسفر را ریفتینگ می گویند. این مرزها به شکاف های قاره ای و پشته های میانی اقیانوس در حوضه های اقیانوسی محدود می شوند.

اصطلاح "شکاف" (از شکاف انگلیسی - شکاف، شکاف، شکاف) به ساختارهای خطی بزرگ با منشاء عمیق، که در طول کشش پوسته زمین تشکیل شده اند، اعمال می شود. از نظر ساختار، ساختارهای گرابن مانند هستند.

شکاف ها می توانند هم در پوسته قاره ای و هم در پوسته اقیانوسی شکل بگیرند و یک سیستم جهانی واحد را با جهت گیری نسبت به محور ژئوئید تشکیل دهند. در این صورت، تکامل شکاف های قاره ای می تواند منجر به گسست در تداوم پوسته قاره ای و تبدیل این شکاف به شکاف اقیانوسی شود (اگر گسترش شکاف قبل از مرحله گسیختگی پوسته قاره ای متوقف شود، با رسوبات پر شده و به یک آولاکوژن تبدیل می شود).

ساختار شکاف قاره ای

فرآیند جداسازی صفحات در مناطق شکاف های اقیانوسی (برآمدگی های میانی اقیانوسی) با تشکیل پوسته اقیانوسی جدید به دلیل مذاب بازالتی ماگمایی که از استنوسفر می آید، همراه است. این فرآیند تشکیل پوسته اقیانوسی جدید در اثر هجوم مواد گوشته نامیده می شود در حال گسترش(از انگلیسی گسترش - گسترده، باز کردن).

ساختار خط الراس میانی اقیانوسی

در طول پخش، هر پالس گسترش با ورود بخش جدیدی از ذوب گوشته همراه است، که وقتی جامد می شود، لبه های صفحاتی که از محور MOR منحرف می شوند، ایجاد می شود.

در این مناطق است که تشکیل پوسته اقیانوسی جوان رخ می دهد.

مرزهای همگرا- مرزهایی که در امتداد آنها برخورد صفحات رخ می دهد. سه گزینه اصلی برای تعامل در هنگام برخورد وجود دارد: لیتوسفر "اقیانوسی - اقیانوسی"، "اقیانوسی - قاره ای" و "قاره ای - قاره ای". بسته به ماهیت صفحات برخورد کننده، چندین فرآیند مختلف ممکن است رخ دهد.

فرورانش- فرآیند فرورانش یک صفحه اقیانوسی در زیر یک صفحه اقیانوسی یا قاره ای. مناطق فرورانش به بخش های محوری ترانشه های اعماق دریا مرتبط با قوس های جزیره ای (که عناصر حاشیه های فعال هستند) محدود می شود. مرزهای فرورانش حدود 80 درصد طول تمام مرزهای همگرا را تشکیل می دهند.

هنگامی که صفحات قاره ای و اقیانوسی با هم برخورد می کنند، یک پدیده طبیعی جابجایی صفحه اقیانوسی (سنگین تر) در زیر لبه صفحه قاره ای است. وقتی دو اقیانوس با هم برخورد می کنند، قدیمی تر (یعنی خنک تر و متراکم تر) آنها غرق می شوند.

مناطق فرورانش ساختار مشخصی دارند: عناصر معمولی آنها یک ترانشه در اعماق دریا - یک قوس جزیره آتشفشانی - یک حوضه قوس پشتی است. یک ترانشه اعماق دریا در منطقه خمش و زیر رانش صفحه فرورانش تشکیل می شود. همانطور که این صفحه غرق می شود، شروع به از دست دادن آب می کند (در رسوبات و مواد معدنی به وفور یافت می شود)، دومی، همانطور که مشخص است، دمای ذوب سنگ ها را به میزان قابل توجهی کاهش می دهد، که منجر به تشکیل مراکز ذوب می شود که آتشفشان های قوس های جزیره ای را تغذیه می کنند. در پشت یک قوس آتشفشانی، معمولاً مقداری کشش رخ می دهد که تشکیل یک حوضه پشت قوس را تعیین می کند. در ناحیه حوضه پشت قوس، کشش می تواند آنقدر قابل توجه باشد که منجر به پارگی پوسته صفحه و باز شدن یک حوضه با پوسته اقیانوسی شود (به اصطلاح فرآیند گسترش قوس پشتی).

مدل فرآیند فرورانش

غوطه ور شدن صفحه فرورانش در گوشته توسط کانون های زمین لرزه هایی که در تماس صفحات و داخل صفحه فرورانش رخ می دهد (سردتر و در نتیجه شکننده تر از سنگ های گوشته اطراف) ردیابی می شود. این ناحیه کانونی لرزه ای نامیده می شود منطقه بنیوف-زاواریتسکی.

در مناطق فرورانش، فرآیند تشکیل پوسته قاره ای جدید آغاز می شود.

فرآیند بسیار نادرتر تعامل بین صفحات قاره ای و اقیانوسی این فرآیند است ربوده شدن- رانش بخشی از لیتوسفر اقیانوسی به لبه صفحه قاره ای. باید تاکید کرد که در طی این فرآیند، صفحه اقیانوس جدا می شود و تنها قسمت بالایی آن - پوسته و چندین کیلومتر گوشته بالایی - به جلو حرکت می کند.

هنگام برخورد صفحات قاره ای که پوسته آنها سبکتر از مواد گوشته است و در نتیجه قادر به فرو رفتن در آن نیست، فرآیندی رخ می دهد. برخوردها. در حین برخورد، لبه‌های صفحات قاره‌ای در حال برخورد خرد، له می‌شوند و سیستم‌هایی از رانش‌های بزرگ تشکیل می‌شوند که منجر به رشد سازه‌های کوهستانی با ساختار پیچیده چین‌دار می‌شود. نمونه کلاسیک چنین فرآیندی برخورد صفحه هندوستان با صفحه اوراسیا است که با رشد سیستم های کوهستانی بزرگ هیمالیا و تبت همراه است.

مدل فرآیند برخورد

فرآیند برخورد جایگزین فرآیند فرورانش می شود و بسته شدن حوضه اقیانوس را تکمیل می کند. علاوه بر این، در ابتدای فرآیند برخورد، زمانی که لبه‌های قاره‌ها قبلاً به هم نزدیک‌تر شده‌اند، برخورد با فرآیند فرورانش ترکیب می‌شود (بقایای پوسته اقیانوسی همچنان در زیر لبه قاره فرو می‌روند).

دگرگونی منطقه ای در مقیاس بزرگ و ماگماتیسم گرانیتوئیدی نفوذی برای فرآیندهای برخورد معمولی هستند. این فرآیندها منجر به ایجاد یک پوسته قاره ای جدید (با لایه گرانیت-گنیس معمولی آن) می شود.

تغییر مرزها- مرزهایی که در امتداد آنها جابجایی برشی صفحات رخ می دهد.

شکل - مرزهای صفحات لیتوسفری زمین.

1 – مرزهای متفاوت ( آ -پشته های میانی اقیانوسی، ب –شکاف های قاره ای)؛ 2 – تبدیل مرزها؛ 3 – مرزهای همگرا ( آ -جزیره-قوس، ب –حاشیه های فعال قاره ای، V -تعارض)؛ 4 – جهت و سرعت (سانتی متر در سال) حرکت صفحه.

4. حجم پوسته اقیانوسی جذب شده در مناطق فرورانش برابر با حجم پوسته پدیدار شده در مناطق پخش است.این موقعیت بر این ایده تاکید می کند که حجم زمین ثابت است. اما این نظر تنها و به طور قطعی اثبات شده نیست. این امکان وجود دارد که حجم هواپیما به صورت ضربانی تغییر کند یا در اثر خنک شدن کاهش یابد.

5. دلیل اصلی حرکت صفحه همرفت گوشته است، ناشی از جریان های گرماگرانشی گوشته است.

منبع انرژی برای این جریان ها، تفاوت دما بین مناطق مرکزی زمین و دمای قسمت های نزدیک به سطح زمین است. در این حالت، بخش اصلی گرمای درون زا در مرز هسته و گوشته در طول فرآیند تمایز عمیق آزاد می شود، که تجزیه ماده کندریتیک اولیه را تعیین می کند، که طی آن قسمت فلزی به سمت مرکز، ساختمان می رود. تا هسته سیاره، و بخش سیلیکات در گوشته متمرکز شده است، جایی که بیشتر تحت تمایز قرار می گیرد.

سنگ‌هایی که در نواحی مرکزی زمین گرم می‌شوند، منبسط می‌شوند، چگالی آن‌ها کاهش می‌یابد، و شناور می‌شوند و جای خود را به فرو رفتن توده‌های سردتر و در نتیجه سنگین‌تر می‌دهند که قبلاً بخشی از گرما را در مناطق نزدیک به سطح از دست داده‌اند. این فرآیند انتقال حرارت به طور مداوم اتفاق می افتد و در نتیجه سلول های همرفتی بسته منظم تشکیل می شود. در این حالت در قسمت بالایی سلول، جریان ماده تقریباً در یک صفحه افقی اتفاق می افتد و این قسمت از جریان است که حرکت افقی ماده استنوسفر و صفحات واقع بر روی آن را تعیین می کند. به طور کلی، شاخه های صعودی سلول های همرفتی در زیر زون های مرزهای واگرا (MOR و شکاف های قاره ای) قرار دارند، در حالی که شاخه های نزولی در زیر مناطق مرزهای همگرا قرار دارند.

بنابراین، دلیل اصلی حرکت صفحات لیتوسفر "کشیدن" توسط جریان های همرفتی است.

علاوه بر این، تعدادی از عوامل دیگر بر روی اسلب ها تأثیر می گذارد. به طور خاص، سطح استنوسفر تا حدودی بالاتر از مناطق شاخه های صعودی است و در مناطق فرونشست بیشتر فرورفته است، که تعیین کننده "لغزش" گرانشی صفحه لیتوسفر واقع در یک سطح پلاستیکی شیبدار است. علاوه بر این، فرآیندهای کشیدن لیتوسفر سنگین اقیانوسی سرد در مناطق فرورانش به داخل استنوسفر گرم و در نتیجه چگالی کمتر، و همچنین گوه‌زنی هیدرولیکی توسط بازالت‌ها در مناطق MOR وجود دارد.

شکل - نیروهای وارد بر صفحات لیتوسفر.

نیروهای محرکه اصلی تکتونیک صفحه‌ای بر پایه قسمت‌های درون صفحه‌ای لیتوسفر اعمال می‌شوند - نیروی کشش گوشته FDO در زیر اقیانوس‌ها و FDC در زیر قاره‌ها، که بزرگی آن عمدتاً به سرعت جریان استنوسفر بستگی دارد، و دومی توسط ویسکوزیته و ضخامت لایه استنوسفر تعیین می شود. از آنجایی که در زیر قاره ها ضخامت استنوسفر بسیار کمتر است و ویسکوزیته آن بسیار بیشتر از زیر اقیانوس ها است، بزرگی نیرو FDCتقریباً یک مرتبه قدر کوچکتر از FDO. در زیر قاره‌ها، به‌ویژه بخش‌های باستانی آن‌ها (سپرهای قاره‌ای)، آستنوسفر تقریباً از بین می‌رود، بنابراین به نظر می‌رسد که قاره‌ها «سرگردان» شده‌اند. از آنجایی که بیشتر صفحات لیتوسفری زمین مدرن شامل هر دو بخش اقیانوسی و قاره ای می شود، باید انتظار داشت که وجود یک قاره در صفحه، به طور کلی، حرکت کل صفحه را "کاهش" کند. واقعاً اینگونه اتفاق می‌افتد (صفحات اقیانوس آرام، کوکوس و نازکا سریع‌ترین حرکت را دارند؛ صفحات اوراسیا، آمریکای شمالی، آمریکای جنوبی، قطب جنوب و آفریقا که بخش قابل توجهی از مساحت آن‌ها را قاره‌ها اشغال کرده‌اند) کندترین آنها هستند. . در نهایت، در مرزهای صفحه همگرا، جایی که لبه های سنگین و سرد صفحات لیتوسفر (صفحات) در گوشته فرو می روند، شناوری منفی آنها نیرویی ایجاد می کند. FNB(شاخص در تعیین قدرت - از انگلیسی شناوری منفی). عمل دومی منجر به این واقعیت می شود که قسمت فروراننده صفحه در استنوسفر فرو می رود و کل صفحه را به همراه خود می کشد و در نتیجه سرعت حرکت آن را افزایش می دهد. واضح است که قدرت FNBبه صورت اپیزودیک و فقط در موقعیت‌های ژئودینامیکی خاص عمل می‌کند، به عنوان مثال در موارد ریزش دال‌هایی که در بالا در بخش 670 کیلومتری توضیح داده شد.

بنابراین، مکانیسم هایی که صفحات لیتوسفر را به حرکت در می آورند را می توان به طور مشروط به دو گروه زیر طبقه بندی کرد: 1) مرتبط با نیروهای "کشش" گوشته ( مکانیسم کشش گوشته) در هر نقطه از پایه دال ها اعمال می شود، در شکل. 2.5.5 - نیروها FDOو FDC; 2) مرتبط با نیروهای وارد شده به لبه های صفحات ( مکانیزم نیروی لبه، در شکل - نیروها FRPو FNB. نقش یک مکانیسم محرک، و همچنین نیروهای خاص، به صورت جداگانه برای هر صفحه لیتوسفر ارزیابی می شود.

ترکیبی از این فرآیندها منعکس کننده فرآیند کلی ژئودینامیکی است که مناطقی از سطح تا مناطق عمیق زمین را پوشش می دهد.

شکل - نمودار شماتیک همرفت گوشته.

شکل - طرح های جایگزین همرفت گوشته

در حال حاضر، همرفت گوشته دو سلولی با سلول های بسته در گوشته زمین در حال توسعه است (طبق مدل همرفت گوشته ای) یا همرفت جداگانه در گوشته بالایی و پایینی با تجمع دال ها در زیر مناطق فرورانش (طبق دو مدل لایه). قطب های احتمالی ظهور مواد گوشته در شمال شرقی آفریقا (تقریباً در زیر منطقه اتصال صفحات آفریقایی، سومالیایی و عربی) و در منطقه جزیره ایستر (زیر خط الراس میانی اقیانوس آرام - خیزش اقیانوس آرام شرقی) قرار دارند. .

استوای فرونشست گوشته از یک زنجیره تقریباً پیوسته از مرزهای صفحات همگرا در امتداد حاشیه اقیانوس آرام و شرق اقیانوس هند پیروی می کند.

رژیم مدرن همرفت گوشته، که تقریباً 200 میلیون سال پیش با فروپاشی پانگه آ آغاز شد و اقیانوس‌های مدرن را به وجود آورد، در آینده به رژیم تک سلولی (طبق مدل همرفت از طریق گوشته) تغییر خواهد کرد. بر اساس یک مدل جایگزین) جابجایی به دلیل فروپاشی دال ها در یک شکاف 670 کیلومتری تبدیل به گوشته ای می شود. این ممکن است منجر به برخورد قاره ها و تشکیل یک ابرقاره جدید، پنجمین در تاریخ زمین شود.

6. حرکات صفحات از قوانین هندسه کروی تبعیت می کند و بر اساس قضیه اویلر قابل توصیف است. قضیه چرخش اویلر بیان می کند که هر چرخش فضای سه بعدی دارای یک محور است. بنابراین، چرخش را می توان با سه پارامتر توصیف کرد: مختصات محور چرخش (به عنوان مثال، طول و عرض جغرافیایی آن) و زاویه چرخش. بر اساس این موقعیت می توان موقعیت قاره ها را در دوران های گذشته زمین شناسی بازسازی کرد. تجزیه و تحلیل حرکات قاره ها به این نتیجه رسید که هر 400-600 میلیون سال آنها در یک ابرقاره واحد متحد می شوند که متعاقباً دچار تجزیه می شود. در نتیجه انشعاب چنین ابرقاره پانگه آ، که 200-150 میلیون سال پیش رخ داد، قاره های مدرن شکل گرفتند.

کلمه "تکتونیک" به معنای واقعی کلمه از یونانی باستان به معنای هنر ساخت و ساز، ساختار است. در علوم زمین، این اصطلاح معمولاً به ساختار زمین شناسی و الگوهای توسعه پوسته زمین اشاره دارد و لیتوسفر پوسته سنگی (یعنی سخت و بادوام) زمین است. در معنای امروزی، اصطلاح "لیتوسفر" نه تنها شامل پوسته زمین، بلکه بخشی از گوشته بالایی است که در آن مواد گوشته آنقدر سرد شده است که کاملا متبلور شده و به سنگ تبدیل شده است. کلمه "صفحات" در نام نظریه جدید نشان می دهد که پوسته لیتوسفر زمین به بلوک های جداگانه ای تقسیم شده است که ابعاد عمودی آنها معمولاً بسیار کوچکتر از ابعاد افقی است.

بنابراین، با تکتونیک صفحات لیتوسفری، یک نظریه زمین‌شناسی را درک خواهیم کرد که ساختار، شکل‌گیری و حرکات متقابل صفحات لیتوسفر را همراه با تغییر شکل‌ها، تظاهرات ماگمایی و سایر فرآیندهایی که منجر به تشکیل پوسته زمین و کانی‌های مرتبط می‌شود، در نظر می‌گیرد. این تعریف در مورد دلایل حرکت صفحات لیتوسفر چیزی نمی گوید، زیرا این مشکل توسط یک رشته مرتبط - ژئودینامیک، که در فصل های قبلی مورد بحث قرار گرفت، حل می شود.

یکی از ویژگی‌های صفحات لیتوسفر، سفتی طولانی مدت و توانایی آنها، در غیاب تأثیرات خارجی، برای حفظ شکل و ساختار خود برای مدت طولانی بدون تغییر است. به منظور تخریب یا تغییر شکل یک صفحه لیتوسفر، لازم است که تنش های مکانیکی اضافی به آن اعمال شود، بیش از مقاومت کششی سنگ های تشکیل دهنده آن، تقریباً برابر با 1 t/cm2.

در فرآیند مطالعه روی پوسته سفت و سخت زمین - لیتوسفر - مشخص شد که از پوسته زمین و بخش زیر پوسته زیرین لیتوسفر تشکیل شده است. همانطور که قبلاً در بخش 2.3 اشاره شد، پوسته قاره ها عمدتاً از گرانیتوئیدها و سنگ هایی با ترکیب متوسط ​​تشکیل شده است؛ پوسته قاره ای معمولاً توسط رسوبات در بالا پوشیده شده است. ضخامت کل پوسته از 30 تا 80 کیلومتر (به طور متوسط ​​نزدیک به 40 کیلومتر) متغیر است. پوسته اقیانوسی تلفیقی نازک تر است - معمولاً به 6.5-7 کیلومتر می رسد - و (از بالا به پایین) از بازالت ها، گابروها و سرپانتینیت ها تشکیل شده است. ضخامت رسوبات رسوبی روی پوسته اقیانوسی ثابت نیست: در نواحی ساحلی اقیانوس‌ها افزایش می‌یابد و در تاج‌های پشته‌های میان اقیانوسی فرو می‌رود. به طور متوسط، ضخامت رسوبات اقیانوسی به 500 متر می رسد. در زیر، پوسته اقیانوسی توسط سنگ های عظیم اولترابازیک - پریدوتیت ها و لرزولیت ها قرار دارد. ضخامت کلی صفحات لیتوسفری اقیانوسی از 2-3 کیلومتر در ناحیه شکاف اقیانوس ها تا 80-90 کیلومتر در نزدیکی سواحل اقیانوس متغیر است. ضخامت صفحات قاره باستانی به 200-250 کیلومتر می رسد.

همانطور که مشخص است، دمای زمین به تدریج با عمق افزایش می یابد. در زیر صفحات اقیانوسی، دمای گوشته به دمای ذوب سنگ های گوشته می رسد (شکل 19 را ببینید).

شکل 19.
اعداد روی زمین گرما نشان دهنده قدمت صفحات لیتوسفر در میلیون ها سال است. T oc - زمین گرمای صفحات اقیانوسی. Tm - دمای آدیاباتیک گوشته بالایی. Ts دمای جامد ماده گوشته است. T cl-ژئوترم صفحات سنگی قاره ای باستانی (آرکئن). CC-پایه پوسته قاره ای. I - مرز انتقال فاز بازالت ها به اکلوژیت ها. II - انتقال گرماگیر از لیتوسفر سفت و سخت در زیر قاره ها به حالت پلاستیکی. III - پایه بخش های آرکئن لیتوسفر قاره ای.

بنابراین، سطح آغاز ذوب ماده گوشته با دمای جامد آن به عنوان پایه لیتوسفر زیر اقیانوس ها در نظر گرفته می شود. در زیر لیتوسفر اقیانوسی، به نظر می رسد که مواد گوشته تا حدی مذاب و پلاستیکی با ویسکوزیته کاهش یافته است. لایه پلاستیکی گوشته در زیر چنین لیتوسفر معمولاً به عنوان یک پوسته مستقل - استنوسفر - متمایز می شود. مورد دوم به وضوح فقط در زیر صفحات اقیانوسی بیان می شود (در زیر اقیانوس ها برای اولین بار به عنوان لایه ای که یک موجبر لرزه ای تشکیل می دهد کشف شد). در زیر صفحات قاره ای ضخیم عملاً هیچ استنوسفری وجود ندارد، اگرچه آنها نیز توسط مواد پلاستیکی گوشته بالایی پوشیده شده اند (نگاه کنید به 19).

استنوسفر نقش تعیین کننده ای در تشکیل ماگماتیسم بازالتی در صفحات اقیانوسی و در تعامل انتقال جرم همرفتی گوشته با پوسته لیتوسفر ایفا می کند. ماگماتیسم بازالتی صفحات قاره ای فقط در صورتی می تواند خود را نشان دهد که مواد گوشته داغ به دلیل شکافتن صفحه می توانند به سطحی برسند که این ماده شروع به ذوب شدن می کند (تقریباً در اعماق حدود 80-100 کیلومتر).

بر خلاف لیتوسفر، استنوسفر استحکام کششی ندارد و ماده آن می تواند تحت تأثیر فشارهای اضافی حتی بسیار کوچک تغییر شکل دهد (جریان شود)، اگرچه این فرآیند به دلیل ویسکوزیته بالای ماده استنوسفر - حدود 10 18 -10 است. 20 P، بسیار آهسته توسعه می یابد (برای مقایسه، توجه داشته باشید که ویسکوزیته آب 10 -2 P، گدازه بازالتی مایع - 10 4 -10 6، یخ - حدود 10 13 و سنگ نمک - حدود 10 18 P است). تحت تأثیر فشارهای هیدرواستاتیکی بالای موجود در داخل زمین، دمای ذوب سیلیکات ها با عمق سریعتر از دمای خود گوشته افزایش می یابد. در نتیجه، عمیق‌تر از استنوسفر، ذوب نسبی ماده گوشته دیگر نباید اتفاق بیفتد، اگرچه خواص آن پلاستیکی باقی می‌ماند و شبیه مایعی فوق‌العاده با ویسکوزیته حدود 10 22 -10 23 P است.

هفت صفحه بزرگ روی زمین وجود دارد: اقیانوس آرام، اوراسیا، هند و استرالیا، قطب جنوب، آفریقا، آمریکای شمالی و آمریکای جنوبی، و به همین تعداد صفحات با اندازه متوسط: صفحات نازکا و کوکوس در شرق اقیانوس آرام، فیلیپین. ، صفحات عربی، سومالی، کارائیب و اسکوشیا، واقع بین آمریکای جنوبی و قطب جنوب. گاهی اوقات، در صفحات بزرگ قاره ای، صفحات متوسط ​​به عنوان صفحات مستقل متمایز می شوند، برای مثال، آمور، چین جنوبی، اندونزی، و بسیاری از صفحات کوچک: پانونی، آناتولی، تاریم و غیره. همه صفحات نسبت به یکدیگر حرکت می کنند، بنابراین مرزهای آنها حرکت می کند. معمولاً به وضوح توسط مناطق لرزه خیزی افزایش یافته مشخص می شوند (شکل 6 را ببینید).

شکل 6.
برازنگی، دورمان، ۱۳۴۷

حرکات صفحات لیتوسفر در امتداد سطح استنوسفر تحت تأثیر جریانهای همرفتی در گوشته رخ می دهد. صفحات لیتوسفری منفرد می توانند از هم دور شوند، به هم نزدیکتر شوند یا نسبت به یکدیگر بلغزند. در حالت اول، مناطق کششی با ترک های شکاف در امتداد مرزهای صفحه بین صفحات ظاهر می شود، در مورد دوم - مناطق فشاری، همراه با رانش یکی از صفحات بر روی دیگری، در سوم - مناطق برشی، گسل ها را در امتداد تبدیل می کنند. که صفحات مجاور جابجا می شوند.

مطابق با ماهیت مختلف تغییر شکل هایی که در امتداد حاشیه صفحات رخ می دهد، سه نوع مرز متمایز می شوند. اولی یا واگرا شامل مرزهای صفحه است که در امتداد آن صفحات لیتوسفر از هم جدا می شوند (گسترش می شوند) با تشکیل مناطق شکاف (شکل 5 را ببینید).

شکل 5.
1 - سطح اقیانوس؛ 2- بارش؛ 3- گدازه های بازالتی بالشی (لایه 2a)؛ 4- دایک کمپلکس، دولریت ها (لایه 2b)؛ 5 - گابرو؛ 6 - مجموعه لایه ای; 7 - سرپانتینیت ها; 8-لرزولیت های صفحات لیتوسفری. 9 - استنوسفر؛ 10-ایزوترم 500 درجه سانتیگراد (آغاز سرپانتینه سازی).

در اقیانوس ها، این مرزها با تاج های پشته های میانی اقیانوس مطابقت دارد: در اقیانوس منجمد شمالی - خط الراس. گاکل، نیپوویچ، موهن و کولبنسی؛ در اقیانوس اطلس - خط الراس. ریکیانس، اقیانوس اطلس شمالی، اقیانوس اطلس جنوبی و آفریقا-قطب جنوب. در اقیانوس هند - خط الراس. خیزش هند غربی، عربی-هند، هند مرکزی و استرالیا-قطب جنوب. در اقیانوس آرام - اقیانوس آرام جنوبی و اقیانوس آرام شرقی بالا می رود. در قاره ها، مرزهای این نوع شامل منطقه شکاف آفریقای شرقی و شکاف بایکال در آسیا است. نمونه‌ای از مناطق شکافی که اخیراً از قاره‌ای به اقیانوسی تبدیل شده‌اند، شکاف‌های دریای سرخ و خلیج عدن در اقیانوس هند است.

مرزهای صفحات واگرا در اقیانوس‌ها با آتشفشان‌های بازالتی قدرتمندی مطابقت دارد که پوسته اقیانوسی را در نواحی شکاف پشته‌های میانی اقیانوس و لرزه‌خیزی با کانون کم عمق تشکیل می‌دهد. در قاره‌ها، مرزهای صفحات واگرا با فوران بازالت‌های تله‌ای و متضاد ماگماتیسم بازالتی-سیالیکی و قلیایی دووجهی و زلزله‌هایی با تمرکز عمیق‌تر (تا 200 کیلومتر) مشخص می‌شوند.

مرزهای نوع دوم یا همگرا شامل مناطق رانش صفحه (مناطق فرورانش) است که در آن صفحات لیتوسفر اقیانوسی در زیر قوس های جزیره ای یا زیر حاشیه های قاره ای از نوع آند رانده می شوند. این مرزها معمولاً با اشکال برجسته برجسته مطابقت دارد: ساختارهای مزدوج از ترانشه های اعماق دریا (عمق پایینی که گاهی اوقات بیش از 10 کیلومتر است) با زنجیره ای از قوس های جزیره آتشفشانی یا بلندترین سازه های کوهستانی (به ارتفاع 7-8 کیلومتر). رانش در زیر قاره ها رخ می دهد. نمونه هایی از این مرزها در اقیانوس ها عبارتند از خندق های اعماق دریا در مقابل قوس های آلوتی، کوریل-کامچاتکا، ژاپنی، ماریانا، جزیره فیلیپین، ترانشه های اعماق دریا در پای بریتانیای جدید، جزایر سلیمان، نیوهبریدها، تونگا. -جزایر Kermadec و همچنین در پای سواحل غربی آمریکای مرکزی و جنوبی در اقیانوس آرام. در اقیانوس هند، اینها سنگرهای جزایر آندومان، بزرگ و سوندا کوچک هستند. در اقیانوس اطلس، اینها سنگرهای کیمن و پورتوریکو در مقابل آنتیل بزرگ و کوچک در دریای کارائیب و سنگر ساندویچ جنوبی در مقابل جزایری به همین نام در اقیانوس اطلس جنوبی هستند. مناطق فرورانش صفحات لیتوسفری همیشه در زیر قوس های جزیره یا حاشیه قاره متمایل هستند ("سقوط") و معمولاً به وضوح توسط زنجیره ای از منابع زلزله متمایز می شوند. صفحات فرورفته در گوشته نیز با افزایش مقادیر فاکتور کیفیت لرزه ای Q مشخص می شوند، زیرا در یک صفحه لیتوسفری سرد در حال فرو رفتن، تضعیف امواج لرزه ای همیشه کمتر از گوشته داغ و نیمه مذاب اطراف این صفحه است. مناطق زیر رانش صفحه ای با ماگماتیسم کالک آلکالن ترکیب آندزیتی مشخص می شوند. آتشفشان های آندزیتی معمولاً در قسمت های عقب سازه های قوس جزیره ای قرار دارند (شکل 7 را ببینید).

شکل 7.
1 - استنوسفر؛ 2 - لیتوسفر; 3 - پوسته اقیانوسی; 4-5-لایه های رسوبی-آتشفشانی. 6- رسوبات اقیانوسی ایزوله ها فعالیت لرزه ای را در واحدهای A 10 نشان می دهند (Fedotov et al., 1969). β زاویه تابش ناحیه Wadati-Benief است. α زاویه تابش ناحیه تغییر شکل پلاستیک است.

فرورانش صفحات اقیانوسی در زیر قاره ها، در صورتی که با جدا شدن آنها در پشته های میانی اقیانوسی جبران نشود، معمولاً منجر به بسته شدن تدریجی اقیانوس می شود که همراه با برخورد قاره هایی که آن را تشکیل می دهند و ظهور یک کمربند تاشو برخوردی در امتداد منطقه فرورانش صفحه. به این ترتیب، برای مثال، کمربند کوه آلپ-هیمالیا در محل اقیانوس باستانی تتیس به وجود آمد. روند فرورانش صفحه در حال حاضر ادامه دارد، همانطور که با افزایش لرزه خیزی این منطقه نشان می دهد، بنابراین کمربند آلپ-هیمالیا را می توان به عنوان مرز صفحه همگرا یا برخوردی نیز در نظر گرفت.

مطالعات دقیق بر روی پشته های میانی اقیانوسی نشان داده است که تاج ها و دره های شکاف آنها به طور مداوم در امتداد پشته ها کشیده نمی شوند، بلکه، همانطور که گفته شد، توسط گسل های تبدیل به بخش های جداگانه ای تقسیم می شوند، که معمولاً تنها جابجایی های برشی صفحات در طول آنها رخ می دهد. اینها مرزهای صفحه از نوع سوم یا گسل های تبدیل هستند. به عنوان یک قاعده، آنها همیشه عمود بر ضربه ترک های شکاف قرار دارند. در این حالت، بخش‌های فعال گسل‌ها تنها بخش‌های آن‌ها هستند که دو ناحیه شکاف مجاور را به هم متصل می‌کنند (تبدیل یکی از آنها به دیگری). در خارج از این مناطق فعال، هیچ جابجایی صفحه در امتداد گسل های تبدیل رخ نمی دهد. دامنه جابجایی در امتداد بیشتر این گسل ها از ده یا چند ده کیلومتر بیشتر نمی شود، اما گاهی به صدها کیلومتر می رسد.

گسل های تبدیل گاهی از مناطق رانش صفحه ای عبور می کنند یا از آنها به مناطق شکاف گسترش می یابند، اما بیشتر آنها فقط پشته های میانی اقیانوس را قطع می کنند. بزرگترین آنها گسل های گیبس، آتلانتیس، ویما و رومانچ در اقیانوس اطلس هستند. گسل های اوون و آمستردام در اقیانوس هند؛ گسل های التانین و چلنجر در اقیانوس آرام. علاوه بر این، در نیمه شمالی اقیانوس آرام، آثاری از گسل های اکنون منقرض شده، اما زمانی غول پیکر وجود دارد، جابجایی هایی که در امتداد آنها صدها و حتی 1200 کیلومتر رخ داده است. اینها به اصطلاح گسل های بزرگ کف اقیانوس آرام هستند: Mendocino، Pioneer، Murray، Molokai، Clarion و Clipperton. نمونه ای از نوع سوم مرز در قاره ها، گسل سن آندریاس در کالیفرنیا است. در نقش برجسته، گسل های تبدیل اقیانوسی به وضوح توسط ساختارهای موازی مزدوج از برآمدگی ها و فرورفتگی های باریک با دیوار مشترک شیب دار مشخص می شوند (شکل 81). علاوه بر این، به دلیل "لحیم کاری" صفحات لیتوسفر به یکدیگر در جناح های غیرفعال گسل های تبدیل و فرونشست سریعتر صفحات جوان، گسل های تبدیل همیشه فقط توسط برآمدگی های باریک در کنار صفحات جوان تر قاب می شوند و برعکس، فرورفتگی ها بوجود می آیند. فقط در کنار بشقاب های قدیمی تر. به عنوان یک قاعده، گسل های تبدیل آماگمایی هستند، اگرچه در برخی موارد (در صورت وجود یک جزء لغزنده در حرکت صفحات)، آتشفشان های بازالتی با جهت قلیایی ممکن است در کناره های آنها ایجاد شوند.

شکل 81.

حرکت صفحات لیتوسفر با اصطکاک آنها در برابر یکدیگر و وقوع زلزله در امتداد مرزهای صفحه همراه است. بنابراین، مرزهای صفحات لیتوسفر را می توان نه تنها با ویژگی های ژئومورفولوژیکی، بلکه با مناطق افزایش لرزه خیزی متمایز کرد. در همان زمان، مکانیسم های مختلف زلزله با مرزهای صفحه متفاوت مطابقت دارد. بنابراین، در مناطق شکاف اقیانوس، تمام زمین لرزه های واقع در زیر تاج پشته های میانی اقیانوس، کانونی کم عمق با عمق کانونی تا 5-10 کیلومتر هستند و با مکانیسم های گسترش مشخص می شوند. عمق زمین لرزه ها در گسل های تبدیل به 30-40 کیلومتر می رسد و مکانیسم آنها کاملاً برشی است. از نظر لرزه ای، مناطق زیر رانش صفحه ای فعال ترین هستند. در این مناطق هم زمین لرزه های کم عمق با عمق کانونی تا 30 کیلومتر، زمین لرزه های میانی در اعماق 30 تا 150-200 کیلومتر و هم زمین لرزه های کانونی عمیق با عمق کانونی تا 600-700 کیلومتر وجود دارد. سطح لرزه کانونی اصلی مناطق زیر رانش صفحه معمولاً با زاویه 30 تا 50 درجه از محور گودال اعماق دریا در زیر یک قوس جزیره یا حاشیه قاره فرود می‌آید و بدنه صفحه اقیانوسی را که به درون گوشته فرو می‌رود نشان می‌دهد. در مناطق فرورانش صفحه، زمین لرزه های مختلفی رخ می دهد، اما در میان زلزله های کم عمق، مکانیسم های برشی و رانش معکوس و در اعماق متوسط ​​و زیاد، مکانیسم های برشی و فشاری غالب است.

به عنوان یک قاعده، حداکثر عمق زمین لرزه های کانونی عمیق مربوط به موقعیت مرز فاز گرماگیر در عمق حدود 670 کیلومتری است (شکل 58 را ببینید). عمیق تر از این مرز، پیوندهای کریستالی در ماده گوشته مختل می شود و ظاهراً خواص یک ماده بی شکل را به دست می آورد. با این حال، با قضاوت بر اساس داده‌های توموگرافی لرزه‌ای، ردپای صفحات اقیانوسی در حال غرق شدن را می‌توان در اعماق گوشته پایین‌تر، درست تا هسته زمین ردیابی کرد. این را می توان از توپوگرافی سطح آن نیز مشاهده کرد: در همه جا در زیر مناطق فرورانش صفحه، قاب بندی، به عنوان مثال، اقیانوس آرام و اقیانوس هند، فرورفتگی ها را می توان در سطح هسته با دامنه تا 4 کیلومتر ردیابی کرد. و برعکس، در زیر جریان های بالارونده در مراکز همین اقیانوس ها و همچنین در زیر اقیانوس اطلس شمالی، برجستگی های آن با دامنه تا 6 کیلومتر مشاهده می شود (شکل 12 را ببینید).

شکل 58.
T S دمای جامد ماده گوشته است (با استفاده از داده های گرین، رینگ وود، 1967 و تاکاهاشی، 1986). T M دمای آدیاباتیک گوشته همرفت است (سرختین، 2001). T Cont-زمین گرمایی قاره ای در زیر کراتون های آرکئن (Sorokhtin et al., 1996); خط نقطه چین منطقه وجود ذوب های جوان را در گوشته نشان می دهد. انتقال فاز گرمازا: I - انتقال از پلاژیوکلاز به لرزولیت پیروکسن (Lpx). II- انتقال از پیروکسن به گارنت هرزولیت (Lgr)؛ IV- انتقال الیوین ها (a) به ساختارهای اسپینل (γ و β). V- انتقال سیلیس به ساختار استیشوویت (St) و پیروکسن ها به ساختار ایلمنیت (Ilm). انتقال گرماگیر: III - انتقال فرضی از یک ماده پلی کریستالی سفت و سخت به حالت پلاستیکی آن. VI- انتقال پیروکسن ها به ساختار پروسکیت (Pv) و منیزیووستیت (Mw). انتقال فاز I و II بر اساس داده های گرین و رینگ وود (1967)، انتقال های تعمیم یافته IV، V و VI - طبق داده های کوسکوف و فابریچنایا (1990) ساخته شده است.

شکل 12.
طبق گفته Morelli، Dziewonski، 1987، خطوط ایزوله هر 2 کیلومتر ترسیم می شوند

قابل توجه است که بسیاری از صفحات شامل توده های قاره ای و بخش هایی از لیتوسفر اقیانوسی هستند که به آنها جوش داده شده است. برای مثال، صفحه آفریقا شامل خود قاره آفریقا و نیمه‌های شرقی مجاور اقیانوس اطلس مرکزی و جنوبی، بخش‌های غربی کف اقیانوس هند و همچنین نواحی کف دریای مدیترانه و دریای سرخ در مجاورت آن است. به قاره علاوه بر صفحاتی با ساختار مخلوط قاره-اقیانوسی، صفحاتی وجود دارند که فقط از لیتوسفر اقیانوسی با پوسته اقیانوسی در سطح تشکیل شده اند. این نوع شامل صفحات اقیانوس آرام، نازکا، کوکو و فیلیپین است.

برای اولین تقریب، صفحات لیتوسفر را می توان قطعاتی از یک پوسته کروی صلب در نظر گرفت که در امتداد سطح زمین حرکت می کند. در این مورد، برای توصیف کمی از حرکات صفحات لیتوسفر در سطح کروی زمین، معمولاً از قضیه اویلر که در سال 1777 توسط وی فرموله شده است، در رابطه با مسئله تعیین پارامترهای حرکت صلب استفاده می شود. پوسته‌های کروی - صفحات لیتوسفر روی سطح کره زمین، این قضیه بیان می‌کند که در هر لحظه، هر حرکتی را می‌توان با چرخش صفحه با سرعت زاویه‌ای معین نسبت به محوری که از مرکز زمین می‌گذرد نشان داد. و نقطه معینی در سطح آن به نام قطب چرخش این صفحه.

در فرآیند مطالعه دقیق ساختار زمین ساختی کف اقیانوس، یک قانون قابل توجه ظاهر شد. مشخص شد که تقریباً تمام گسل‌های شکاف همیشه به سمت قطب‌های حرکت صفحه مربوطه جهت‌گیری می‌کنند و گسل‌های تبدیل مرتبط با آنها همیشه عمود بر این جهات هستند. در نتیجه، شبکه گسل‌های شکاف و تبدیل که بین دو صفحه متحرک از هم به وجود می‌آیند، همیشه در امتداد نصف النهارها و دایره‌های عرضی کشیده شده از قطب چرخش متقابل صفحات قرار دارند. از نظریه اویلر چنین بر می آید که سرعت جابجایی متقابل دو صفحه لیتوسفر با فاصله از قطب چرخش مطابق قانون سینوس زاویه قطبی یک نقطه معین، که از همان قطب چرخش صفحات اندازه گیری می شود، تغییر می کند. . در نتیجه در نظر گرفتن ویژگی‌های حرکات صفحه، قضیه اویلر با استفاده از ناهنجاری‌های دیرینه مغناطیسی در کف اقیانوس، امکان محاسبه کمی حرکات کل مجموعه صفحات لیتوسفر را در سطح زمین و ساخت بازسازی‌های پارئوژئودینامیکی را فراهم کرد. موقعیت اقیانوس ها و قاره های باستانی در دوران زمین شناسی گذشته

شکل 8.
(Heirtzler et al., 1966). ناهنجاری های مثبت با رنگ سیاه نشان داده شده اند. AA - ناهنجاری صفر ناحیه شکاف.

برای تعیین سرعت حرکت صفحات لیتوسفر معمولاً از داده های مربوط به محل ناهنجاری های مغناطیسی نواری در کف اقیانوس استفاده می شود (شکل 8 را ببینید). اجازه دهید یک بار دیگر به یاد بیاوریم که این ناهنجاری ها، همانطور که اکنون مشخص شده است، در مناطق شکاف اقیانوس ها به دلیل مغناطیس شدن بازالت هایی که توسط میدان مغناطیسی موجود در زمین در زمان بازالت ها بر روی آنها ریخته شده است، ظاهر می شوند. ریزش اما همانطور که مشخص است، میدان ژئومغناطیسی هر از گاهی دقیقاً برعکس تغییر جهت می داد. این منجر به این واقعیت شد که بازالت هایی که در دوره های مختلف معکوس شدن میدان ژئومغناطیسی فوران کردند در جهت مخالف مغناطیسی شدند. اما به لطف گسترش کف اقیانوس در نواحی شکاف پشته های میانی اقیانوس، بازالت های باستانی بیشتری همیشه به فواصل زیادی از این مناطق منتقل می شوند و همراه با کف اقیانوس، میدان مغناطیسی باستانی زمین "یخ زده" می شود. بازالت ها از آنها دور می شوند.

انبساط پوسته اقیانوسی، همراه با بازالت‌های مغناطیسی متفاوت، معمولاً به طور کاملاً متقارن در دو طرف گسل شکاف ایجاد می‌شود. بنابراین، ناهنجاری های مغناطیسی مرتبط نیز به طور متقارن در هر دو شیب پشته های میانی اقیانوس و حوضه های پرتگاه اطراف آنها قرار دارند (شکل 8 را ببینید). اکنون می توان از چنین ناهنجاری هایی برای تعیین سن کف اقیانوس و میزان انبساط آن در مناطق شکاف استفاده کرد. با این حال، برای این امر لازم است سن وارونگی های میدان مغناطیسی زمین را دانست و این وارونگی ها را با ناهنجاری های مغناطیسی مشاهده شده در کف اقیانوس مقایسه کرد.

سن وارونگی های مغناطیسی از مطالعات دقیق دیرینه مغناطیسی اقشار با قدمت کامل پوشش های بازالت و سنگ های رسوبی قاره ها و بازالت های کف اقیانوس ها تعیین شد (شکل 82). در نتیجه مقایسه مقیاس زمانی ژئومغناطیسی به دست آمده از این طریق با ناهنجاری های مغناطیسی در کف اقیانوس، امکان تعیین سن پوسته اقیانوسی در بیشتر آب های اقیانوس جهانی وجود داشت (شکل 9 را ببینید).

شکل 82.
(زمان به میلیون ها سال داده می شود)

شکل 9.
از لارسون، پیتمن و همکاران، 1985

نتیجه گیری های ارائه شده از نظریه این امکان را فراهم می کند که پارامترهای حرکت را در ابتدای دو صفحه مجاور به صورت کمی محاسبه کنیم و سپس برای سومی که در پشت سر هم با یکی از صفحات قبلی گرفته شده است. به این ترتیب به تدریج می توان اصلی ترین صفحات لیتوسفری شناسایی شده را در محاسبات شرکت داد و حرکات متقابل همه صفحات روی سطح زمین را مشخص کرد.

در خارج از کشور، چنین محاسباتی توسط J. Minster و همکارانش، و در روسیه توسط S. A. Ushakov و Yu. I. Galushkin انجام شد (شکل 83). معلوم شد که کف اقیانوس با حداکثر سرعت در قسمت جنوب شرقی اقیانوس آرام (نزدیک جزیره ایستر) از هم جدا می شود. در این مکان سالانه تا 18 سانتی متر پوسته اقیانوسی جدید رشد می کند. در مقیاس زمین شناسی، این مقدار زیادی است، زیرا تنها در 1 میلیون سال یک نوار از کف جوان به عرض 180 کیلومتر به این ترتیب تشکیل می شود، در حالی که برای هر کیلومتر از منطقه شکاف تقریباً 360 کیلومتر 3 گدازه های بازالتی در طی همان زمان! بر اساس همین محاسبات، استرالیا با سرعت حدود 7 سانتی متر در سال از قطب جنوب و آمریکای جنوبی با سرعت حدود 4 سانتی متر در سال از آفریقا دور می شوند. حرکت آمریکای شمالی از اروپا کندتر اتفاق می افتد - 2-2.3 سانتی متر در سال. دریای سرخ بسیار کندتر در حال گسترش است - 1.5 سانتی متر در سال (بر این اساس، بازالت کمتری در اینجا ریخته می شود - تنها 30 کیلومتر مکعب برای هر کیلومتر خطی شکاف دریای سرخ در طول 1 میلیون سال). اما سرعت "برخورد" هند با آسیا به 5 سانتی متر در سال می رسد، که توضیح دهنده تغییر شکل های شدید نئوتکتونیکی است که جلوی چشمان ما ایجاد می شود و رشد سیستم های کوهستانی هندوکش، پامیر و هیمالیا را توضیح می دهد. این تغییر شکل‌ها سطح بالایی از فعالیت لرزه‌ای را در کل منطقه ایجاد می‌کند (تأثیر زمین ساختی برخورد هند با آسیا بسیار فراتر از خود منطقه برخورد صفحه تأثیر می‌گذارد و تا دریاچه بایکال و مناطقی از خط اصلی بایکال-آمور گسترش می‌یابد). تغییر شکل های قفقاز بزرگ و کوچک به دلیل فشار صفحه عربی در این منطقه از اوراسیا ایجاد می شود، اما میزان همگرایی صفحات در اینجا به طور قابل توجهی کمتر است - فقط 1.5-2 سانتی متر در سال. بنابراین فعالیت لرزه ای منطقه نیز در اینجا کمتر است.

شکل 83.
1 - مناطق شکاف اقیانوسی و گسل های تبدیل. 2- مناطق شکاف قاره ای. 3-مناطق فرورانش صفحات لیتوسفر اقیانوسی در زیر قوس های جزیره ای. 4 - همان، در زیر حاشیه فعال قاره های نوع آند. 5 - مناطق "برخورد" (برخورد) صفحات قاره ای. 6-تغییر (برشی) مرزهای صفحه. 7 - صفحات لیتوسفر; 8- جهت و سرعت (سانتی متر در سال) حرکت نسبی صفحات.

اهمیت محاسبات فوق آشکار است، زیرا آنها امکان کمی سازی فعالیت زمین ساختی فعلی زمین و حجم ریزش های ماگمایی در مناطق شکاف مدرن را فراهم می کنند. اما مشخص می شود که با استفاده از تکنیک مشابه و ترکیب مداوم ناهنجاری های مغناطیسی همسالان با یکدیگر، می توان برای زمان های زمین شناسی گذشته بازسازی های دقیقی از موقعیت قاره ها و اقیانوس ها (با پشته های میان اقیانوسی در آنها) ایجاد کرد و سرعت را تعیین کرد. انبساط یا تفریق کف اقیانوس در زیر قوس های جزیره ای. در سال‌های اخیر، تعداد زیادی از چنین بازسازی‌های پالئوژئودینامیکی توسط L.P. Zonenshain و همکارانش (1976، 1977) برای کل فاصله زمانی وجود ناهنجاری‌های مغناطیسی در کف اقیانوس مدرن، یعنی از اواخر مزوزوئیک تا امروز.

تمام صفحات اقیانوسی که زودتر از ژوراسیک پسین تشکیل شده بودند، قبلاً تحت مناطق مدرن یا باستانی رانش صفحه در گوشته فرو رفته بودند، و بنابراین، هیچ ناهنجاری مغناطیسی با سن بیش از 150 میلیون سال در کف اقیانوس حفظ نشد. بنابراین، برای دوره های زمین شناسی باستانی تر، تنها بازسازی های تقریبی دیرینه جغرافیایی را می توان با استفاده از داده های دیرینه مغناطیسی در قاره ها ساخت. چنین بازسازی هایی که توسط A. Smith و J. Bryden (1977) ساخته شده اند، بازه زمانی تا تریاس اولیه (220Ma) را شامل می شود. در روسیه، بازسازی های مشابهی توسط A. M. Gorodnitsky و L. P. Zonenshain برای کل Phanerozoic (1977) ساخته شد.

صفحات لیتوسفری استحکام بالایی دارند و قادرند ساختار و شکل خود را بدون تغییر برای مدت طولانی در غیاب تأثیرات خارجی حفظ کنند.

حرکت صفحه

صفحات لیتوسفر در حرکت ثابت هستند. این حرکت، که در لایه‌های بالایی استنوسفر رخ می‌دهد، به دلیل وجود جریان‌های همرفتی موجود در گوشته است. صفحات لیتوسفری منفرد به یکدیگر نزدیک می شوند، واگرا می شوند و می لغزند. هنگامی که صفحات به هم می رسند، مناطق فشاری ایجاد می شود و متعاقباً رانش (ابداکشن) یکی از صفحات روی صفحه همسایه یا هل دادن (فرورانش) سازندهای مجاور ایجاد می شود. هنگامی که واگرایی رخ می دهد، مناطق کششی با ترک های مشخصه در امتداد مرزها ظاهر می شوند. هنگام لغزش، گسل هایی تشکیل می شود که در صفحه آن لغزش صفحات مجاور مشاهده می شود.

نتایج حرکت

در مناطق همگرایی صفحات قاره ای عظیم، هنگام برخورد آنها، رشته کوه ها پدید می آیند. به طور مشابه، در یک زمان سیستم کوه هیمالیا به وجود آمد که در مرز صفحات هند و استرالیا و اوراسیا شکل گرفت. نتیجه برخورد صفحات لیتوسفر اقیانوسی با سازندهای قاره ای، قوس های جزیره ای و ترانشه های اعماق دریا است.

در مناطق محوری پشته های میانی اقیانوس، شکاف (از شکاف انگلیسی - گسل، شکاف، شکاف) از یک ساختار مشخص ایجاد می شود. تشکیلات مشابهی از ساختار خطی زمین ساختی پوسته زمین، به طول صدها و هزاران کیلومتر، با عرض ده ها یا صدها کیلومتر، در نتیجه کشش افقی پوسته زمین به وجود می آیند. شکاف های بسیار بزرگ را معمولاً سیستم های شکاف، تسمه یا زون می نامند.

با توجه به اینکه هر صفحه لیتوسفر یک صفحه است، افزایش فعالیت لرزه ای و آتشفشانی در گسل های آن مشاهده می شود. این منابع در مناطق نسبتاً باریکی قرار دارند که در صفحه آن اصطکاک و حرکات متقابل صفحات همسایه رخ می دهد. به این مناطق کمربند لرزه ای می گویند. ترانشه های اعماق دریا، پشته های میانی اقیانوسی و صخره ها مناطق متحرک پوسته زمین هستند، آنها در مرزهای صفحات لیتوسفری جداگانه قرار دارند. این شرایط یک بار دیگر تأیید می کند که روند تشکیل پوسته زمین در این مکان ها در زمان حاضر به شدت ادامه دارد.

اهمیت نظریه صفحات لیتوسفر را نمی توان انکار کرد. زیرا این اوست که می تواند وجود کوه ها را در برخی مناطق زمین و دشت ها را در برخی دیگر توضیح دهد. تئوری صفحات لیتوسفر توضیح و پیش بینی وقوع پدیده های فاجعه باری را که می تواند در محدوده مرزهای آنها رخ دهد، ممکن می سازد.

از لایه های زیادی تشکیل شده است که روی هم انباشته شده اند. با این حال، آنچه ما بهتر می دانیم پوسته زمین و لیتوسفر است. این تعجب آور نیست - به هر حال، ما نه تنها بر روی آنها زندگی می کنیم، بلکه بیشتر منابع طبیعی در دسترس خود را از اعماق می گیریم. اما پوسته های بالایی زمین هنوز میلیون ها سال تاریخ سیاره ما و کل منظومه شمسی را حفظ می کنند.

این دو مفهوم آنقدر در مطبوعات و ادبیات ظاهر می شوند که وارد واژگان روزمره انسان مدرن شده اند. هر دو کلمه برای اشاره به سطح زمین یا سیاره دیگر استفاده می شود - با این حال، تفاوت بین مفاهیم، ​​بر اساس دو رویکرد اساسی وجود دارد: شیمیایی و مکانیکی.

جنبه شیمیایی - پوسته زمین

اگر زمین را بر اساس تفاوت در ترکیب شیمیایی به لایه ها تقسیم کنید، لایه بالایی این سیاره پوسته زمین خواهد بود. این یک پوسته نسبتاً نازک است که به عمق 5 تا 130 کیلومتری زیر سطح دریا ختم می شود - پوسته اقیانوسی نازک تر است و پوسته قاره ای در مناطق کوهستانی ضخیم ترین است. اگرچه 75 درصد از جرم پوسته فقط از سیلیکون و اکسیژن (نه خالص، محدود به مواد مختلف) تشکیل شده است، اما بیشترین تنوع شیمیایی را در بین تمام لایه‌های زمین دارد.

ثروت مواد معدنی نیز نقش دارد - مواد و مخلوط های مختلفی که در طول میلیاردها سال از تاریخ سیاره ایجاد شده است. پوسته زمین نه تنها حاوی مواد معدنی «بومی» است که در اثر فرآیندهای زمین‌شناسی ایجاد شده‌اند، بلکه میراث ارگانیک عظیمی مانند نفت و زغال‌سنگ و همچنین اجزای موجودات بیگانه را نیز در بر می‌گیرد.

جنبه فیزیکی - لیتوسفر

بر اساس ویژگی های فیزیکی زمین، مانند سختی یا کشش، تصویر کمی متفاوت به دست خواهیم آورد - فضای داخلی سیاره توسط لیتوسفر (از کره یونانی lithos، "صخره ای، سخت" و "sphaira" احاطه خواهد شد. ). بسیار ضخیم تر از پوسته زمین است: لیتوسفر تا عمق 280 کیلومتری گسترش می یابد و حتی قسمت جامد بالایی گوشته را می پوشاند!

ویژگی های این پوسته کاملاً با نام مطابقت دارد - این تنها لایه جامد زمین است، علاوه بر هسته داخلی. با این حال، قدرت نسبی است - لیتوسفر زمین یکی از متحرک ترین ها در منظومه شمسی است، به همین دلیل است که این سیاره بیش از یک بار ظاهر خود را تغییر داده است. اما فشرده سازی قابل توجه، انحنا و سایر تغییرات الاستیک به هزاران سال، اگر نه بیشتر، نیاز دارد.

• یک واقعیت جالب این است که این سیاره ممکن است پوسته سطحی نداشته باشد. پس سطح جبه سخت شده آن است. نزدیکترین سیاره به خورشید پوسته خود را مدتها پیش در اثر برخوردهای متعدد از دست داد.

به طور خلاصه، پوسته زمین قسمت بالایی و از نظر شیمیایی متنوع از لیتوسفر، پوسته سخت زمین است. در ابتدا آنها تقریباً ترکیب مشابهی داشتند. اما زمانی که تنها استنوسفر زیرین و دمای بالا بر اعماق تأثیر می گذاشت، هیدروسفر، جو، بقایای شهاب سنگ و موجودات زنده به طور فعال در تشکیل مواد معدنی روی سطح شرکت می کردند.

صفحات لیتوسفری

یکی دیگر از ویژگی هایی که زمین را از سایر سیارات متمایز می کند، تنوع انواع مناظر روی آن است. البته آب نیز نقش فوق العاده مهمی داشت که کمی بعد در مورد آن صحبت خواهیم کرد. اما حتی اشکال اصلی چشم انداز سیاره ای سیاره ما با همان ماه متفاوت است. دریاها و کوه های ماهواره ما گودال هایی از بمباران شهاب سنگ ها هستند. و بر روی زمین آنها در نتیجه صدها و هزاران میلیون سال حرکت صفحات لیتوسفر شکل گرفتند.

احتمالاً قبلاً در مورد صفحات شنیده اید - اینها قطعات ثابت عظیمی از لیتوسفر هستند که مانند یخ شکسته روی رودخانه در امتداد آستنوسفر مایع حرکت می کنند. با این حال، دو تفاوت اصلی بین لیتوسفر و یخ وجود دارد:

• شکاف بین صفحات کوچک است و به دلیل فوران مواد مذاب از آنها به سرعت بسته می شود و خود صفحات در اثر برخورد از بین نمی روند.
• برخلاف آب، جریان ثابتی در گوشته وجود ندارد که می تواند جهت ثابتی را برای حرکت قاره ها تعیین کند.

بنابراین، نیروی محرکه در پس رانش صفحات لیتوسفر، همرفت آستنوسفر، بخش اصلی گوشته است - جریان های داغتر از هسته زمین هنگامی که جریان های سرد به پایین سقوط می کنند، به سطح می آیند. با توجه به اینکه قاره ها از نظر اندازه متفاوت هستند و توپوگرافی ضلع پایینی آنها منعکس کننده بی نظمی های ضلع بالایی است، آنها نیز به طور ناهموار و ناسازگار حرکت می کنند.

صفحات اصلی

طی میلیاردها سال حرکت صفحات لیتوسفر، آنها بارها و بارها در ابرقاره ها ادغام شدند و پس از آن دوباره از هم جدا شدند. در آینده نزدیک، در 200 تا 300 میلیون سال، شکل گیری یک ابرقاره به نام Pangea Ultima نیز انتظار می رود. توصیه می کنیم ویدیو را در انتهای مقاله تماشا کنید - به وضوح نشان می دهد که چگونه صفحات لیتوسفر در چند صد میلیون سال گذشته مهاجرت کرده اند. علاوه بر این، قدرت و فعالیت حرکت قاره ای توسط گرمایش داخلی زمین تعیین می شود - هر چه بالاتر باشد، سیاره بیشتر منبسط می شود و صفحات لیتوسفر سریعتر و آزادتر حرکت می کنند. با این حال، از آغاز تاریخ زمین، دما و شعاع آن به تدریج در حال کاهش است.

• یک واقعیت جالب این است که رانش صفحه و فعالیت های زمین شناسی لزوماً نباید از طریق خود گرمایش داخلی سیاره تامین شود. به عنوان مثال، ماهواره مشتری دارای آتشفشان های فعال بسیاری است. اما انرژی برای این کار توسط هسته ماهواره تامین نمی‌شود، بلکه توسط اصطکاک گرانشی c تامین می‌شود که به دلیل آن فضای داخلی Io گرم می‌شود.

مرزهای صفحات لیتوسفر بسیار دلخواه است - برخی از بخش‌های لیتوسفر در زیر برخی دیگر فرو می‌روند و برخی مانند صفحه اقیانوس آرام کاملاً زیر آب پنهان می‌شوند. زمین شناسان امروزه 8 صفحه اصلی را می شمارند که 90 درصد از کل مساحت زمین را پوشش می دهد:

• استرالیایی
• قطب جنوب
• آفریقایی
• اوراسیا
• هندوستان
• صلح جو
• آمریکای شمالی
• آمریکای جنوبی

چنین تقسیمی اخیراً ظاهر شد - به عنوان مثال، صفحه اوراسیا، 350 میلیون سال پیش، از قسمت های جداگانه تشکیل شده بود، که در طی ادغام آن، کوه های اورال، یکی از قدیمی ترین روی زمین، تشکیل شد. دانشمندان تا به امروز به مطالعه گسل ها و کف اقیانوس ها، کشف صفحات جدید و روشن کردن مرزهای قدیمی ادامه می دهند.

فعالیت زمین شناسی

صفحات لیتوسفر بسیار آهسته حرکت می کنند - آنها با سرعت 1-6 سانتی متر در سال روی یکدیگر خزش می کنند و حداکثر 10-18 سانتی متر در سال دور می شوند. اما این تعامل بین قاره ها است که فعالیت زمین شناسی زمین را ایجاد می کند که در سطح قابل توجه است - فوران های آتشفشانی، زمین لرزه ها و تشکیل کوه ها همیشه در مناطق تماس صفحات لیتوسفر رخ می دهد.

با این حال، استثنائاتی وجود دارد - به اصطلاح نقاط داغ، که می توانند در اعماق صفحات لیتوسفر نیز وجود داشته باشند. در آنها، جریان های مذاب ماده استنوسفر به سمت بالا شکسته می شود و لیتوسفر را ذوب می کند که منجر به افزایش فعالیت آتشفشانی و زلزله های منظم می شود. بیشتر اوقات، این اتفاق در نزدیکی مکان هایی می افتد که یک صفحه لیتوسفر روی دیگری می خزد - قسمت پایینی و فرورفته صفحه در گوشته زمین فرو می رود و در نتیجه فشار ماگما را در صفحه بالایی افزایش می دهد. با این حال، اکنون دانشمندان تمایل دارند بر این باورند که بخش‌های "غرق شده" لیتوسفر در حال ذوب شدن هستند و فشار را در اعماق گوشته افزایش می‌دهند و در نتیجه جریان‌هایی به سمت بالا ایجاد می‌کنند. این می تواند فاصله غیرعادی برخی از نقاط داغ از گسل های تکتونیکی را توضیح دهد.

• یک واقعیت جالب این است که آتشفشان های سپر، که با شکل مسطح مشخص می شوند، اغلب در نقاط داغ شکل می گیرند. آنها بارها فوران می کنند و به دلیل جاری شدن گدازه رشد می کنند. این نیز یک فرمت معمولی آتشفشان بیگانه است. معروف ترین آنها در مریخ است، بالاترین نقطه روی این سیاره - ارتفاع آن به 27 کیلومتر می رسد!

پوسته اقیانوسی و قاره ای زمین

فعل و انفعالات صفحه همچنین منجر به تشکیل دو نوع مختلف پوسته می شود - اقیانوسی و قاره ای. از آنجایی که اقیانوس ها، به عنوان یک قاعده، محل اتصال صفحات مختلف لیتوسفر هستند، پوسته آنها دائماً در حال تغییر است - شکسته شده یا توسط صفحات دیگر جذب می شود. در محل گسل ها، تماس مستقیم با گوشته، از جایی که ماگمای داغ بالا می رود، رخ می دهد. همانطور که تحت تأثیر آب سرد می شود، لایه نازکی از بازالت ها، سنگ های آتشفشانی اصلی را ایجاد می کند. بنابراین، پوسته اقیانوسی هر 100 میلیون سال به طور کامل تجدید می شود - قدیمی ترین مناطق، که در اقیانوس آرام واقع شده اند، به حداکثر سن 156-160 میلیون سال می رسند.

مهم! پوسته اقیانوسی تمام پوسته زمین در زیر آب نیست، بلکه فقط بخش های جوان آن در محل اتصال قاره ها است. بخشی از پوسته قاره ای در زیر آب، در منطقه صفحات لیتوسفری پایدار قرار دارد.