Grenser for litosfæriske plater på verdenskartet. Litosfæren som et element i det geografiske skallet

Sammen med en del av den øvre mantelen består den av flere veldig store blokker kalt litosfæriske plater. Tykkelsen deres varierer - fra 60 til 100 km. De fleste plater inkluderer både kontinental og havskorpe. Det er 13 hovedplater, hvorav 7 er de største: amerikansk, afrikansk, indo-, amur.

Platene ligger på et plastlag av den øvre mantelen (asthenosfæren) og beveger seg sakte i forhold til hverandre med en hastighet på 1-6 cm per år. Dette faktum ble etablert ved å sammenligne bilder tatt fra kunstige jordsatellitter. De antyder at konfigurasjonen i fremtiden kan være helt forskjellig fra den nåværende, siden det er kjent at den amerikanske litosfæriske platen beveger seg mot Stillehavet, og den eurasiske platen beveger seg nærmere den afrikanske, indo-australske og også Stillehavet. De amerikanske og afrikanske litosfæriske platene beveger seg sakte fra hverandre.

Kreftene som forårsaker divergensen til litosfæriske plater oppstår når materialet i mantelen beveger seg. Kraftige oppadgående strømmer av dette stoffet skyver platene fra hverandre, river jordskorpen i stykker og danner dype forkastninger i den. På grunn av undervannsutløp av lavaer dannes lag langs forkastninger. Ved å fryse ser de ut til å lege sår - sprekker. Imidlertid øker strekkingen igjen, og brudd oppstår igjen. Så, gradvis økende, litosfæriske plater divergerer i forskjellige retninger.

Det er forkastningssoner på land, men de fleste er i havryggene, hvor jordskorpen er tynnere. Den største forkastningen på land ligger i øst. Den strekker seg over 4000 km. Bredden på denne forkastningen er 80-120 km. Utkanten er oversådd med utdødde og aktive.

Langs andre plategrenser observeres platekollisjoner. Det skjer på forskjellige måter. Hvis plater, hvorav den ene har havskorpe og den andre kontinental, kommer nærmere hverandre, synker den litosfæriske platen, dekket av havet, under den kontinentale. I dette tilfellet vises buer () eller fjellkjeder (). Hvis to plater som har kontinental skorpe kolliderer, knuses kantene på disse platene til folder av stein, og det dannes fjellområder. Slik oppsto de for eksempel på grensen til de eurasiske og indo-australske platene. Tilstedeværelsen av fjellområder i de indre delene av den litosfæriske platen antyder at det en gang var en grense mellom to plater som var fast smeltet sammen og omgjort til en enkelt, større litosfærisk plate. Dermed kan vi trekke en generell konklusjon: grensene til litosfæriske plater er mobile områder som vulkaner, soner, fjellområder, midthavsrygger, dyphavsdepresjoner og skyttergraver er begrenset til. Det er ved grensen til litosfæriske plater at de dannes, hvis opprinnelse er assosiert med magmatisme.

Divergerende grenser er grenser langs hvilke plater beveger seg fra hverandre.

Prosessene med horisontal strekking av litosfæren kalles rifting. Disse grensene er begrenset til kontinentale rifter og midthavsrygger i havbassenger.

Begrepet "rift" (fra engelsk rift - gap, crack, gap) brukes på store lineære strukturer av dyp opprinnelse, dannet under strekking av jordskorpen. Strukturmessig er de graben-lignende strukturer.

Rifter kan dannes på både kontinental og havskorpe, og danner et enkelt globalt system orientert i forhold til geoideaksen. I dette tilfellet kan utviklingen av kontinentale rifter føre til et brudd i kontinuiteten til den kontinentale skorpen og transformasjonen av denne riften til en oseanisk rift (hvis utvidelsen av riften stopper før stadiet av brudd på den kontinentale skorpen, vil det er fylt med sedimenter og blir til et aulacogen).

Strukturen til den kontinentale riften



Prosessen med plateseparasjon i soner med havrifter (midthavsrygger) er ledsaget av dannelsen av ny havskorpe på grunn av magmatisk basaltisk smelte som kommer fra astenosfæren. Denne prosessen med dannelse av ny havskorpe på grunn av tilstrømningen av mantelmateriale kalles sprer seg(fra det engelske oppslaget - spre ut, utfolde seg).

Struktur av midthavsryggen



Under spredning er hver forlengelsespuls ledsaget av ankomsten av en ny del av mantelsmelter, som, når de er størknet, bygger opp kantene på platene som divergerer fra MOR-aksen.

Det er i disse sonene at dannelsen av ung havskorpe skjer.

Konvergerende grenser– grenser langs hvilke platekollisjoner oppstår. Det kan være tre hovedalternativer for interaksjon under en kollisjon: "oceanic - oceanic", "oceanic - continental" og "continental - continental" litosfære. Avhengig av arten av de kolliderende platene kan det oppstå flere ulike prosesser.

Subduksjon- prosessen med subduksjon av en oseanisk plate under en kontinental eller annen oseanisk plate. Subduksjonssoner er begrenset til de aksiale delene av dyphavsgrøfter knyttet til øybuer (som er elementer av aktive marginer). Subduksjonsgrenser utgjør omtrent 80 % av lengden til alle konvergerende grenser.

Når de kontinentale og oseaniske platene kolliderer, er et naturfenomen forskyvningen av den oseaniske (tyngre) platen under kanten av den kontinentale; Når to hav kolliderer, synker den eldgamle (det vil si kjøligere og tettere) av dem.

Subduksjonssoner har en karakteristisk struktur: deres typiske elementer er en dyphavsgrøft - en vulkansk øybue - en bakbuebasseng. En dyphavsgrøft dannes i sonen for bøyning og undertrykking av subduksjonsplaten. Når denne platen synker, begynner den å miste vann (finnes i overflod i sedimenter og mineraler), sistnevnte, som kjent, reduserer smeltetemperaturen til bergarter betydelig, noe som fører til dannelsen av smeltesentre som mater vulkaner av øybuer. På baksiden av en vulkansk bue oppstår vanligvis noe strekking, som bestemmer dannelsen av et bakbuebasseng. I bakbuebassengsonen kan strekking være så betydelig at det fører til brudd på plateskorpen og åpning av et basseng med oseanisk skorpe (den såkalte bakbuespredningsprosessen).

Modell av subduksjonsprosessen



Nedsenkingen av den subdukterende platen i mantelen spores av fociene til jordskjelv som oppstår ved kontakten mellom platene og inne i subduksjonsplaten (kaldere og derfor mer skjøre enn de omkringliggende mantelbergartene). Denne seismiske fokalsonen kalles Benioff-Zavaritsky-sonen.

I subduksjonssoner begynner prosessen med dannelse av ny kontinental skorpe.

En mye sjeldnere prosess med interaksjon mellom kontinentalplater og havplater er prosessen obduksjon– skyving av en del av den oseaniske litosfæren på kanten av kontinentalplaten. Det bør understrekes at under denne prosessen skilles havplaten, og bare dens øvre del - skorpen og flere kilometer av den øvre mantelen - beveger seg fremover.

Når kontinentalplater kolliderer, hvis skorpe er lettere enn mantelmaterialet, og som et resultat ikke er i stand til å stupe inn i det, skjer en prosess kollisjoner. Under kollisjonen blir kantene på kolliderende kontinentalplater knust, knust, og det dannes systemer med store fremstøt, noe som fører til vekst av fjellstrukturer med en kompleks fold-skyvestruktur. Et klassisk eksempel på en slik prosess er kollisjonen mellom Hindustan-platen og den eurasiske platen, ledsaget av veksten av de grandiose fjellsystemene i Himalaya og Tibet.

Kollisjonsprosessmodell



Kollisjonsprosessen erstatter subduksjonsprosessen, og fullfører stengingen av havbassenget. Dessuten, i begynnelsen av kollisjonsprosessen, når kantene på kontinentene allerede har beveget seg nærmere hverandre, kombineres kollisjonen med subduksjonsprosessen (restene av havskorpen fortsetter å synke under kanten av kontinentet).

Storskala regional metamorfose og påtrengende granitoid magmatisme er typiske for kollisjonsprosesser. Disse prosessene fører til dannelsen av en ny kontinental skorpe (med sitt typiske granitt-gneis-lag).

Forvandle grenser– grenser langs hvilke skjærforskyvninger av plater oppstår.


Figur - Grenser for jordens litosfæriske plater.

1 – divergerende grenser ( A - midthavsrygger, b – kontinentale rifter); 2 – transformere grenser; 3 – konvergerende grenser ( A -øy-bue, b – aktive kontinentale marginer, V - konflikt); 4 – retning og hastighet (cm/år) for platebevegelse.

4. Volumet av oseanisk skorpe absorbert i subduksjonssoner er lik volumet av skorpe som kommer ut i spredningssoner. Denne posisjonen understreker ideen om at jordens volum er konstant. Men denne oppfatningen er ikke den eneste og definitivt beviste. Det er mulig at volumet til flyet endres pulserende, eller at det avtar på grunn av avkjøling.

5. Hovedårsaken til platebevegelse er mantelkonveksjon, forårsaket av termogravitasjonsstrømmer i mantelen.

Energikilden for disse strømmene er forskjellen i temperatur mellom de sentrale delene av jorden og temperaturen på dens overflatenære deler. I dette tilfellet frigjøres hoveddelen av den endogene varmen ved grensen til kjernen og mantelen under prosessen med dyp differensiering, som bestemmer desintegreringen av det primære kondritiske stoffet, hvor metalldelen skynder seg til sentrum og bygger opp i planetens kjerne, og silikatdelen er konsentrert i mantelen, hvor den gjennomgår ytterligere differensiering.

Bergarter som er oppvarmet i de sentrale sonene på jorden utvider seg, tettheten reduseres, og de flyter opp og gir plass til å synke kaldere og derfor tyngre masser som allerede har gitt fra seg noe av varmen i sonene nær overflaten. Denne prosessen med varmeoverføring skjer kontinuerlig, noe som resulterer i dannelsen av ordnede lukkede konveksjonsceller. I dette tilfellet, i den øvre delen av cellen, skjer strømmen av materie nesten i et horisontalt plan, og det er denne delen av strømmen som bestemmer den horisontale bevegelsen av stoffet i astenosfæren og platene som er plassert på den. Generelt er de stigende grenene til konvektive celler plassert under sonene med divergerende grenser (MOR og kontinentale rifter), mens de synkende grenene er plassert under sonene med konvergerende grenser.

Dermed er hovedårsaken til bevegelsen av litosfæriske plater "draging" av konvektive strømmer.

I tillegg virker en rekke andre faktorer på hellene. Spesielt viser overflaten av astenosfæren seg å være noe forhøyet over sonene med stigende grener og mer deprimert i innsynningssonene, noe som bestemmer gravitasjons-"gliden" til den litosfæriske platen som ligger på en skrå plastoverflate. I tillegg er det prosesser for å trekke tung kald oseanisk litosfære i subduksjonssoner inn i den varme, og som en konsekvens mindre tett, astenosfære, samt hydraulisk fastkiling av basalter i MOR-sonene.


Figur - Krefter som virker på litosfæriske plater.

De viktigste drivkreftene til platetektonikken påføres bunnen av de intraplate-delene av litosfæren - mantelens dragkrefter FDO under havet og FDC under kontinentene, hvis størrelse avhenger først og fremst av hastigheten til den astenosfæriske strømmen, og sistnevnte bestemmes av viskositeten og tykkelsen til det astenosfæriske laget. Siden under kontinentene er tykkelsen på astenosfæren mye mindre, og viskositeten er mye større enn under havene, er kraftens størrelse FDC nesten en størrelsesorden mindre enn FDO. Under kontinentene, spesielt deres eldgamle deler (kontinentale skjold), kniper astenosfæren nesten ut, så kontinentene ser ut til å være "strandet". Siden de fleste litosfæriske plater på den moderne jorda inkluderer både oseaniske og kontinentale deler, bør det forventes at tilstedeværelsen av et kontinent i platen generelt skulle "bremse" bevegelsen til hele platen. Dette er hvordan det faktisk skjer (de raskeste bevegelige nesten rent oseaniske platene er Stillehavet, Cocos og Nazca; de tregeste er de eurasiske, nordamerikanske, søramerikanske, antarktiske og afrikanske platene, hvis område er okkupert av kontinenter) . Til slutt, ved konvergerende plategrenser, der de tunge og kalde kantene av de litosfæriske platene (hellene) synker ned i mantelen, skaper deres negative oppdrift en kraft FNB(indeks i betegnelsen på styrke - fra engelsk negativ oppdrift). Handlingen til sistnevnte fører til det faktum at den subduktive delen av platen synker i astenosfæren og trekker hele platen sammen med den, og øker dermed hastigheten på bevegelsen. Klart styrke FNB virker episodisk og kun i visse geodynamiske situasjoner, for eksempel i tilfeller av kollaps av plater beskrevet ovenfor gjennom 670 km strekningen.

Dermed kan mekanismene som setter litosfæriske plater i bevegelse klassifiseres betinget i følgende to grupper: 1) assosiert med kreftene til mantelens "drag" ( trekkmekanisme for mantelen), brukt på alle punkter på bunnen av platene, i fig. 2.5.5 – styrker FDO Og FDC; 2) forbundet med krefter påført kantene av platene ( kantkraftmekanisme), i figuren - krefter Frp Og FNB. Rollen til en eller annen drivmekanisme, så vel som visse krefter, vurderes individuelt for hver litosfærisk plate.

Kombinasjonen av disse prosessene gjenspeiler den generelle geodynamiske prosessen, som dekker områder fra overflaten til de dype sonene på jorden.

Figur - Skjematisk diagram av mantelkonveksjon.


Figur - Alternative skjemaer for mantelkonveksjon

For tiden utvikles tocellet mantelkonveksjon med lukkede celler i jordmantelen (i henhold til modellen for gjennommantelkonveksjon) eller separat konveksjon i øvre og nedre mantel med akkumulering av plater under subduksjonssoner (ifølge to- lagmodell). De sannsynlige polene for fremveksten av mantelmateriale er lokalisert i det nordøstlige Afrika (omtrent under overgangssonen til de afrikanske, somaliske og arabiske platene) og i Påskeøy-regionen (under den midtre ryggen av Stillehavet - East Pacific Rise) .

Ekvator for mantelsynkning følger en omtrent kontinuerlig kjede av konvergerende plategrenser langs periferien av Stillehavet og det østlige Indiahavet.

Det moderne regimet med mantelkonveksjon, som begynte for omtrent 200 millioner år siden med Pangeas sammenbrudd og ga opphav til moderne hav, vil i fremtiden endres til et encellet regime (i henhold til modellen for gjennommantelkonveksjon) eller ( i henhold til en alternativ modell) vil konveksjon bli gjennomgående på grunn av kollaps av plater over et skille på 670 km. Dette kan føre til en kollisjon av kontinenter og dannelsen av et nytt superkontinent, det femte i jordens historie.

6. Platenes bevegelser adlyder lovene for sfærisk geometri og kan beskrives basert på Eulers teorem. Eulers rotasjonsteorem sier at enhver rotasjon av tredimensjonalt rom har en akse. Dermed kan rotasjon beskrives av tre parametere: koordinatene til rotasjonsaksen (for eksempel dens breddegrad og lengdegrad) og rotasjonsvinkelen. Basert på denne posisjonen kan posisjonen til kontinentene i tidligere geologiske tidsepoker rekonstrueres. En analyse av bevegelsene til kontinentene førte til konklusjonen at hvert 400-600 millioner år forenes de til et enkelt superkontinent, som deretter går i oppløsning. Som et resultat av splittelsen av et slikt superkontinent Pangea, som skjedde for 200-150 millioner år siden, ble moderne kontinenter dannet.

Ordet "tektonikk" bokstavelig oversatt fra gammelgresk betyr konstruksjonskunst, struktur. I geovitenskap refererer dette begrepet vanligvis til den geologiske strukturen og utviklingsmønstrene til jordskorpen, og litosfæren er det steinete (dvs. harde og holdbare) skallet på jorden. I moderne forstand inkluderer begrepet "litosfære" ikke bare jordskorpen, men også en del av den øvre mantelen, der mantelmaterialet har avkjølt seg så mye at det har fullstendig krystallisert og blitt til stein. Ordet "plater" i navnet til den nye teorien viser at jordens litosfæriske skall er delt inn i separate blokker, hvis vertikale dimensjoner vanligvis er mye mindre enn de horisontale.

Med litosfærisk platetektonikk vil vi således forstå en geologisk teori som vurderer strukturen, dannelsen og gjensidige bevegelsene til litosfæriske plater, ledsaget av deres deformasjoner, magmatiske manifestasjoner og andre prosesser som fører til dannelsen av jordskorpen og tilhørende mineraler. Denne definisjonen sier ingenting om årsakene til bevegelsen av litosfæriske plater, siden dette problemet er løst av en beslektet disiplin - geodynamikk, som ble diskutert i tidligere kapitler.

Et trekk ved litosfæriske plater er deres langsiktige stivhet og evne, i fravær av ytre påvirkninger, til å opprettholde sin form og struktur uendret i lang tid. For å ødelegge eller deformere en litosfærisk plate, er det nødvendig å påføre ytterligere mekaniske spenninger på den, som overskrider strekkstyrken til bergartene som utgjør den, omtrent lik 1 t/cm2.

I prosessen med å studere jordens øvre, stive skall - litosfæren - ble det funnet at det består av jordskorpen og den underliggende subcrustal delen av litosfæren. Som allerede nevnt i avsnitt 2.3, består jordskorpen hovedsakelig av granitoider og bergarter med middels sammensetning; den kontinentale skorpen er vanligvis dekket av sedimenter på toppen. Den totale tykkelsen på skorpen varierer fra 30 til 80 km (i gjennomsnitt nær 40 km). Den konsoliderte havskorpen er tynnere - vanligvis når 6,5-7 km - og er sammensatt (fra topp til bunn) av basalter, gabbros og serpentinitter. Tykkelsen av sedimentære avsetninger på havskorpen er ikke konstant: den øker i kystsonene i havene og kniper ut på toppene av midthavsrygger. I gjennomsnitt når tykkelsen på havsedimenter 500 m. Nedenfor er havskorpen underlagt massive ultrabasiske bergarter - peridotitter og lherzolitter. Den totale tykkelsen på oseaniske litosfæriske plater varierer fra 2-3 km i området med riftsoner i havene til 80-90 km nær havkysten. Tykkelsen på eldgamle kontinentalplater når 200-250 km.

Som kjent øker temperaturen i jorden gradvis med dybden. Under havplatene når temperaturen på mantelen smeltetemperaturen til mantelbergarter (se fig. 19).

Figur 19.
Tallene på geotermer indikerer alderen til litosfæriske plater i millioner av år. T oc—geotermer av oseaniske plater; Tm—adiabatisk temperatur i den øvre mantelen; T s er solidustemperaturen til mantelmaterialet; T cl—geoterm av eldgamle (arkiske) kontinentale litosfæriske plater; CC—base av kontinental skorpe; I - grensen for faseovergangen av basalter til eklogitter; II - endoterm overgang fra den stive litosfæren under kontinentene til en plastisk tilstand; III - basen til de arkeiske delene av den kontinentale litosfæren.

Derfor blir overflaten av begynnelsen av smelting av mantelmateriale med temperaturen til solidus tatt som bunnen av litosfæren under havet. Under den oseaniske litosfæren ser mantelmaterialet ut til å være delvis smeltet og plastisk med redusert viskositet. Plastlaget av mantelen under en slik litosfære skilles vanligvis ut som et uavhengig skall - asthenosfæren. Sistnevnte kommer tydelig til uttrykk bare under havplater (under havene ble det først oppdaget som et lag som danner en seismisk bølgeleder). Under tykke kontinentalplater er det praktisk talt ingen astenosfære, selv om de også er underlagt plastmateriale i den øvre mantelen (se 19).

Asthenosfæren spiller en avgjørende rolle i dannelsen av basaltisk magmatisme i oseaniske plater og i samspillet mellom konvektiv masseoverføring av mantelen med det litosfæriske skallet. Basaltisk magmatisme av kontinentalplater kan bare manifestere seg i tilfellet når varmt mantelmateriale, på grunn av spaltningen av platen, kan stige til nivået der dette stoffet begynner å smelte (omtrent på dybder på omtrent 80-100 km).

I motsetning til litosfæren har ikke asthenosfæren en strekkstyrke, og dens substans kan deformeres (flyte) under påvirkning av selv svært små overtrykk, selv om denne prosessen, på grunn av den høye viskositeten til astenosfærestoffet - ca 10 18 -10 20 P, utvikler seg ekstremt sakte (merk for sammenligning at viskositeten til vann er 10 -2 P, flytende basaltisk lava - 10 4 -10 6, is - ca 10 13 og steinsalt - ca 10 18 P). Under påvirkning av det høye hydrostatiske trykket som råder i det indre av jorden, øker smeltetemperaturen til silikater med dybde raskere enn temperaturen til selve mantelen. Følgelig, dypere enn astenosfæren, bør delvis smelting av mantelsubstansen ikke lenger forekomme, selv om egenskapene forblir plastiske, som ligner en superviskos væske med en viskositet på omtrent 10 22 -10 23 P.

Det er syv store plater på jorden: Stillehavet, eurasiske, indo-australske, antarktiske, afrikanske, nordamerikanske og søramerikanske, og samme antall mellomstore plater: Nazca- og Cocos-platene i det østlige Stillehavet, Filippinene , arabiske, somaliske, karibiske og Scotia-plater, som ligger mellom Sør-Amerika og Antarktis. Noen ganger, innenfor store kontinentalplater, skilles mellomstore plater ut som uavhengige, for eksempel Amur, Sør-Kina, Indonesisk, og mange små: Panonian, Anatolian, Tarim, etc. Alle plater beveger seg i forhold til hverandre, så deres grenser er vanligvis tydelig merket av soner med økt seismisitet (se fig. 6).


Figur 6.
Barazangi, Dorman, 1968

Bevegelser av litosfæriske plater langs overflaten av asthenosfæren skjer under påvirkning av konvektive strømmer i mantelen. Individuelle litosfæriske plater kan bevege seg fra hverandre, bevege seg nærmere hverandre eller gli i forhold til hverandre. I det første tilfellet vises strekksoner med riftsprekker langs plategrensene mellom platene, i det andre - kompresjonssoner, ledsaget av skyvekraften fra en av platene på den andre, i den tredje - skjærsoner, transformere forkastninger, langs som naboplatene forskyves.

I samsvar med den forskjellige karakteren av deformasjoner som oppstår langs periferien av platene, skilles tre typer grenser. Den første, eller divergerende, inkluderer plategrenser langs hvilke litosfæriske plater beveger seg fra hverandre (sprer seg) med dannelse av riftsoner (se fig. 5).


Figur 5.
1 - havnivå; 2—nedbør; 3—pute basalt lava (lag 2a); 4—dikekompleks, doleritter (lag 2b); 5 - gabbro; 6 - lagdelt kompleks; 7 - serpentinitter; 8—lherzolitter av litosfæriske plater; 9 - astenosfære; 10—isoterm 500 °C (begynnelsen av serpentinisering).

I havene tilsvarer disse grensene toppene av midthavsrygger: i Polhavet - rygg. Gakkel, Knipovich, Mohn og Kolbensei; i Atlanterhavet - åsryggen. Reykjanes, Nord-Atlanteren, Sør-Atlanteren og Afrikansk-Antarktis; i det indiske hav - ås. Vest-indisk, arabisk-indisk, sentral-indisk og australasisk-antarktis stiger; i Stillehavet - Sør-Stillehavet og Øst-Stillehavet stiger. På kontinenter inkluderer grenser av denne typen den østafrikanske Rift Zone og Baikal Rift i Asia. Et eksempel på riftsoner som først relativt nylig har endret seg fra kontinental til oseanisk er riftene i Rødehavet og Adenbukten i Det indiske hav.

Divergerende plategrenser i havene tilsvarer kraftig basaltisk vulkanisme, som danner havskorpen i riftsonene til midthavsrygger, og seismisitet med grunt fokus. På kontinenter er divergerende plategrenser preget av utbrudd av fellebasalter og kontrasterende bimodal basaltisk-sialisk og alkalisk magmatisme og jordskjelv med noe dypere fokus (opptil 200 km).

Grensene for den andre, eller konvergerende, typen inkluderer soner med platetrykk (subduksjonssoner), der oseaniske litosfæriske plater skyves under øybuer eller under kontinentale marginer av Andestype. Disse grensene tilsvarer vanligvis karakteristiske relieffformer: konjugerte strukturer av dyphavsgrøfter (bunndybder som noen ganger overstiger 10 km) med en kjede av vulkanske øybuer eller de høyeste fjellstrukturene (når 7-8 km i høyden), hvis skyvekraft oppstår under kontinentene. Eksempler på slike grenser i havene inkluderer dyphavsgraver foran Aleutian, Kuril-Kamchatka, japanske, Mariana, filippinske øybuer, dyphavsgraver ved foten av New Britain, Salomonøyene, New Hebridene, Tonga -Kermadec-øyene, samt ved foten av de vestlige kystene av Sentral- og Sør-Amerika i Stillehavet. I Det indiske hav er dette skyttergravene på Andoman-, Greater- og Lesser Sunda-øyene. I Atlanterhavet er dette skyttergravene Cayman og Puerto Rico foran de store og små Antillene i Det karibiske hav og South Sandwich Trench foran øyene med samme navn i Sør-Atlanteren. Soner for subduksjon av litosfæriske plater er alltid skråstilt ("faller") under øybuer eller kontinentale marginer og skilles vanligvis tydelig med kjeder av jordskjelvkilder. Plater som synker inn i mantelen er også preget av økte verdier av den seismiske kvalitetsfaktoren Q, siden i en synkende kald litosfærisk plate er dempningen av seismiske bølger alltid mindre enn i den varme og delvis smeltede mantelen som omgir denne platen. Plateunderstøtssonene er preget av kalkalkalisk magmatisme av andesitisk sammensetning. Andesittvulkaner er vanligvis lokalisert i de bakre delene av øybuestrukturer (se fig. 7).


Figur 7.
1 - astenosfære; 2 - litosfære; 3 - oseanisk skorpe; 4-5—sedimentær-vulkanogene lag; 6—havsedimenter; isoliner viser seismisk aktivitet i A 10 enheter (Fedotov et al., 1969); β er innfallsvinkelen til Wadati-Benief-sonen; α er innfallsvinkelen til den plastiske deformasjonssonen.

Subduksjonen av oseaniske plater under kontinentene, hvis den ikke kompenseres ved at de beveger seg fra hverandre ved midthavsrygger, fører vanligvis til en gradvis stenging av havet, ledsaget av kollisjonen av kontinentene som rammer det inn, og fremveksten av en kollisjonsfoldebelte langs platesubduksjonssonen. På denne måten oppsto for eksempel alpin-himalaya-fjellbeltet på stedet for det gamle Tethyshavet. Prosessen med plateunderstøting fortsetter her på det nåværende tidspunkt, som bevist av den økte seismisiteten til denne regionen, derfor kan Alpe-Himalaya-beltet også betraktes som en konvergent eller kollisjonsplategrense.

Detaljerte studier av midthavsrygger har slått fast at deres topper og riftdaler ikke strekker seg langs ryggene kontinuerlig, men blir liksom revet i separate seksjoner av transformasjonsforkastninger, langs hvilke det vanligvis skjer skjærforskyvninger av plater. Dette er plategrenser av den tredje typen, eller transformasjonsfeil. Som regel er de alltid plassert vinkelrett på utbruddet av riftsprekker. I dette tilfellet er aktive seksjoner av feil bare deres segmenter som forbinder to tilstøtende riftsoner (forvandler en av dem til den andre). Utenfor disse aktive områdene forekommer ingen plateforskyvninger langs transformasjonsforkastninger. Amplituden av forskyvning langs de fleste av disse forkastningene overstiger ikke ti eller flere titalls kilometer, men noen ganger når den hundrevis av kilometer.

Transformeringsforkastninger krysser noen ganger platetrykksoner eller strekker seg fra dem til riftsoner, men de fleste av dem skjærer bare midthavsrygger. Den største av dem er Gibbs-, Atlantis-, Vima- og Romanche-forkastningene i Atlanterhavet; Owen- og Amsterdam-forkastningene i Det indiske hav; Eltanin- og Challenger-feil i Stillehavet. I tillegg er det i den nordlige halvdelen av Stillehavet spor av nå utdødde, men en gang gigantiske forkastninger, forskyvninger langs som skjedde med mange hundre og til og med 1200 km. Dette er de såkalte store feilene i Stillehavsbunnen: Mendocino, Pioneer, Murray, Molokai, Clarion og Clipperton. Et eksempel på den tredje typen grense på kontinenter er San Andreas-forkastningen i California. I relieffet er oseaniske transformasjonsforkastninger tydelig identifisert ved konjugerte parallelle strukturer av smale rygger og trau med en bratt felles vegg (fig. 81). På grunn av "loddingen" av litosfæriske plater til hverandre på de passive flankene til transformasjonsforkastninger og den raskere innsynkningen av unge plater, er transformasjonsforkastninger alltid innrammet av smale rygger bare på siden av yngre plater, og omvendt oppstår trau. kun på siden av eldre plater. Som regel er transformasjonsfeil amagmatiske, selv om det i noen tilfeller (i nærvær av en glidende komponent i bevegelsen av plater) kan oppstå basaltiske vulkaner med en alkalisk orientering på flankene.

Figur 81.

Bevegelser av litosfæriske plater er ledsaget av deres friksjon mot hverandre og forekomsten av jordskjelv langs plategrensene. Derfor kan grensene til litosfæriske plater skilles ikke bare med geomorfologiske egenskaper, men også av soner med økt seismisitet. Samtidig tilsvarer ulike jordskjelvmekanismer ulike plategrenser. Således, i havriftsoner, er alle jordskjelv som ligger under toppene av midthavsrygger grunt fokus med en brenndybde på opptil 5-10 km og er preget av forlengelsesmekanismer. Dybden av jordskjelv i transformasjonsfeil når 30-40 km, og deres mekanismer er rent skjær. Seismisk er sonene med plateundertrykk de mest aktive. I disse sonene er det både jordskjelv med grunne fokus med en brenndybde på opptil 30 km, mellomliggende jordskjelv på dybder fra 30 til 150-200 km, og dypfokuserte jordskjelv med en brenndybde på opptil 600-700 km. Den seismofokale hovedoverflaten til plateundertrykkssoner synker vanligvis i en vinkel på omtrent 30-50° fra aksen til dyphavsgrøften under en øybue eller kontinentalmargin, og skisserer kroppen til den oseaniske platen som subduseres inn i mantelen. I soner med platesubduksjon forekommer jordskjelv av ulike typer, men blant grunne jordskjelv er det skjær- og reverseringsmekanismer som dominerer, og på middels og store dyp dominerer skjær- og kompresjonsmekanismer.

Som regel tilsvarer den maksimale dybden for jordskjelv med dypt fokus posisjonen til den endoterme fasegrensen på en dybde på ca. 670 km (se fig. 58). Dypere enn denne grensen blir de krystallinske bindingene i mantelstoffet forstyrret, og det får tilsynelatende egenskapene til et amorft stoff. Ut fra seismiske tomografidata kan imidlertid spor etter synkende oseaniske plater spores dypere inn i den nedre mantelen, helt ned til jordens kjerne. Dette kan også sees fra topografien til overflaten: overalt under sonene for platesubduksjon, innramming, for eksempel Stillehavet og Det indiske hav, kan depresjoner spores på overflaten av kjernen med en amplitude på opptil 4 km, og under de stigende strømmene i sentrene av disse samme havene, så vel som under Nord-Atlanteren, tvert imot, stiger i relieff med en amplitude på opptil 6 km (se fig. 12).


Figur 58.
T S er solidustemperaturen til mantelmaterialet (ved bruk av data fra Green, Ringwood, 1967 og Takahashi, 1986); TM er den adiabatiske temperaturen til den konveksjonsmantel (Sorokhtin, 2001); T Cont—kontinental geoterm under arkeiske kratoner (Sorokhtin et al., 1996); Den stiplede linjen viser området for eksistensen av juvenile smelter i mantelen. Eksoterme faseoverganger: I - overgang fra plagioklas til pyroksenlherzolitter (Lpx); II-overgang fra pyroksen til granat-lherzolitter (Lgr); IV—overgang av oliviner (a) til spinellstrukturer (γ og β); V—overgang av silika til stishovittstrukturen (St) og pyroksener til ilmenittstrukturen (Ilm). Endotermiske overganger: III - den antatte overgangen fra et stivt polykrystallinsk stoff til dets plastiske tilstand; VI – overgang av pyroksener til strukturen av perovskitt (Pv) og magnesiowüstitt (Mw). Faseoverganger I og II er konstruert i henhold til dataene til Green og Ringwood (1967), generaliserte overganger IV, V og VI - i henhold til dataene til Kuskov og Fabrichnaya (1990).


Figur 12.
isoliner tegnes hver 2. km, ifølge Morelli, Dziewonski, 1987

Det er bemerkelsesverdig at mange plater inkluderer både kontinentale massiver og deler av oseanisk litosfære sveiset til dem. For eksempel inkluderer den afrikanske platen selve kontinentet Afrika og de tilstøtende østlige halvdelene av Sentral- og Sør-Atlanteren, de vestlige delene av gulvet i Det indiske hav, samt områdene i bunnen av Middelhavet og Rødehavet ved siden av. til kontinentet. I tillegg til plater med blandet kontinental-oseanstruktur, er det plater som kun består av oseanisk litosfære med oseanisk skorpe på overflaten. Denne typen inkluderer platene fra Stillehavet, Nazca, Coco og Filippinene.

Til en første tilnærming kan litosfæriske plater betraktes som fragmenter av et stivt sfærisk skall som beveger seg langs jordens overflate. I dette tilfellet, for en kvantitativ beskrivelse av bevegelsene til litosfæriske plater på jordens sfæriske overflate, brukes vanligvis Eulers teorem, formulert av ham tilbake i 1777. I forhold til problemet med å bestemme parametrene for bevegelsen til rigid sfæriske skjell - litosfæriske plater på jordklodens overflate, denne teoremet sier at enhver slik bevegelse til enhver tid kan representeres av rotasjonen av platen med en viss vinkelhastighet i forhold til en akse som går gjennom jordens sentrum og et visst punkt på overflaten, kalt rotasjonspolen til denne platen.

I prosessen med detaljert studie av den tektoniske strukturen til havbunnen, dukket det opp en bemerkelsesverdig regel. Det viste seg at nesten alle riftforkastninger alltid er orientert mot de tilsvarende polene for platebevegelse, og transformasjonsfeilene knyttet til dem er alltid vinkelrett på disse retningene. Følgelig er nettverket av rift- og transformasjonsforkastninger som oppstår mellom to bevegelige plater alltid orientert langs meridianer og breddesirkler trukket fra polen for gjensidig rotasjon av platene. Fra Eulers teori følger det at hastigheten på gjensidig forskyvning av to litosfæriske plater vil endre seg med avstanden fra rotasjonspolen i henhold til loven om sinusen til den polare vinkelen til et gitt punkt, målt fra den samme rotasjonspolen til platene. . Som et resultat av å ta hensyn til særegenhetene ved platebevegelser, gjorde Eulers teorem det mulig, ved å bruke paleomagnetiske anomalier på havbunnen, å kvantitativt beregne bevegelsene til hele ensemblet av litosfæriske plater på jordens overflate og å konstruere paleogeodynamiske rekonstruksjoner av posisjoner til eldgamle hav og kontinenter i tidligere geologiske tidsepoker.


Figur 8.
(Heirtzler et al., 1966). Positive anomalier er angitt i svart; AA – null anomali i riftsonen.

For å bestemme bevegelseshastigheten til litosfæriske plater, brukes vanligvis data om plasseringen av magnetiske anomalier med bånd på havbunnen (se fig. 8). La oss nok en gang huske at disse uregelmessighetene, som nå er etablert, vises i riftsonene i havene på grunn av magnetiseringen av basaltene som strømmet ut på dem av magnetfeltet som eksisterte på jorden på tidspunktet for basaltene. utøst. Men som kjent endret det geomagnetiske feltet fra tid til annen retning til det stikk motsatte. Dette førte til at basalter som brøt ut i ulike perioder med geomagnetiske feltomvendinger viste seg å være magnetisert i motsatte retninger. Men takket være spredningen av havbunnen i riftsonene til midthavsrygger, flyttes eldgamle basalter alltid til store avstander fra disse sonene, og sammen med havbunnen "frosset" jordens eldgamle magnetfelt inn i basaltene beveger seg bort fra dem.

Utvidelsen av havskorpen, sammen med forskjellig magnetiserte basalter, utvikler seg vanligvis strengt symmetrisk på begge sider av riftforkastningen. Derfor er de tilhørende magnetiske anomaliene også lokalisert symmetrisk i begge skråningene av midthavsryggene og avgrunnsbassengene som omgir dem (se fig. 8). Slike anomalier kan nå brukes til å bestemme alderen på havbunnen og graden av utvidelse i riftsoner. For dette er det imidlertid nødvendig å vite alderen for individuelle reverseringer av jordens magnetfelt og sammenligne disse reverseringene med magnetiske anomalier observert på havbunnen.

Alderen for magnetiske reverseringer ble bestemt fra detaljerte paleomagnetiske studier av godt daterte lag av basaltdekker og sedimentære bergarter på kontinenter og havbunnsbasalter (fig. 82). Som et resultat av å sammenligne den geomagnetiske tidsskalaen oppnådd på denne måten med magnetiske anomalier på havbunnen, var det mulig å bestemme alderen på havskorpen i det meste av verdenshavets vann (se fig. 9).

Figur 82.
(tiden er gitt i millioner av år)


Figur 9.
fra Larson, Pitman et al., 1985

De presenterte konklusjonene av teorien gjør det mulig å kvantitativt beregne bevegelsesparametrene i begynnelsen av to tilstøtende plater, og deretter for den tredje, tatt i takt med en av de forrige. På denne måten er det gradvis mulig å involvere hoveddelen av de identifiserte litosfæriske platene i beregningen og bestemme de innbyrdes bevegelsene til alle plater på jordoverflaten.

I utlandet ble slike beregninger utført av J. Minster og hans kolleger, og i Russland av S. A. Ushakov og Yu. I. Galushkin (fig. 83). Det viste seg at havbunnen beveger seg fra hverandre med maksimal hastighet i den sørøstlige delen av Stillehavet (nær Påskeøya). På dette stedet vokser opptil 18 cm ny havskorpe årlig. I geologisk målestokk er dette mye, siden det på bare 1 million år dannes en stripe med ungbunn på opptil 180 km bred på denne måten, mens det for hver kilometer av riftsonen renner ut ca. 360 km 3 basaltlava i løpet av samme tid! Ifølge de samme beregningene beveger Australia seg bort fra Antarktis med en hastighet på ca. 7 cm/år, og Sør-Amerika fra Afrika med en hastighet på ca. 4 cm/år. Bevegelsen av Nord-Amerika fra Europa skjer langsommere - 2-2,3 cm/år. Rødehavet utvider seg enda langsommere - med 1,5 cm/år (følgelig helles det ut mindre basalt her - bare 30 km3 for hver lineær kilometer av Rødehavsriften over 1 million år). Men hastigheten på "kollisjonen" mellom India og Asia når 5 cm/år, noe som forklarer de intense neotektoniske deformasjonene som utvikler seg foran øynene våre og veksten av fjellsystemene i Hindu Kush, Pamir og Himalaya. Disse deformasjonene skaper et høyt nivå av seismisk aktivitet i hele regionen (den tektoniske påvirkningen av kollisjonen mellom India og Asia påvirker langt utenfor selve platekollisjonssonen, og sprer seg helt til Baikal-sjøen og områder av Baikal-Amur-hovedlinjen). Deformasjoner av det større og mindre Kaukasus er forårsaket av trykket fra den arabiske platen på denne regionen av Eurasia, men konvergenshastigheten til platene her er betydelig mindre - bare 1,5-2 cm/år. Derfor er også den seismiske aktiviteten i regionen mindre her.


Figur 83.
1 - oseaniske riftsoner og transformasjonsfeil; 2—kontinentale riftsoner; 3—soner for subduksjon av oseaniske litosfæriske plater under øybuer; 4 - det samme, under de aktive marginene til kontinenter av Andes-typen; 5 - soner for "kollisjon" (kollisjon) av kontinentalplater; 6—transformere (skjære) plategrenser; 7 - litosfæriske plater; 8 - retninger og hastigheter (cm/år) av den relative bevegelsen til platene.

Betydningen av beregningene ovenfor er åpenbar, siden de gjør det mulig å kvantifisere den moderne tektoniske aktiviteten til jorden og volumet av magmatiske utstrømninger i moderne riftsoner. Men det viser seg at ved å bruke en lignende teknikk og konsekvent kombinere coeval magnetiske anomalier med hverandre, er det mulig for tidligere geologiske tider å konstruere nøyaktige rekonstruksjoner av posisjonen til kontinenter og hav (med midthavsrygger i dem) og bestemme hastigheten av ekspansjon eller subtraksjon av havbunnen under øybuer. I de senere årene har et stort antall slike paleogeodynamiske rekonstruksjoner blitt konstruert av L.P. Zonenshain og hans kolleger (1976, 1977) for hele tidsintervallet for eksistensen av magnetiske anomalier på den moderne havbunnen, dvs. fra slutten av mesozoikum til I dag.

Alle oseaniske plater som ble dannet tidligere enn sen jura hadde allerede sunket ned i mantelen under moderne eller eldgamle soner med platetrykk, og derfor ble ingen magnetiske anomalier med en alder på over 150 millioner år bevart på havbunnen. Derfor, for eldre geologiske epoker, kan bare omtrentlige paleogeografiske rekonstruksjoner konstrueres ved å bruke paleomagnetiske data på kontinentene. Slike rekonstruksjoner, konstruert av A. Smith og J. Bryden (1977), dekker tidsintervallet til og med tidlig trias (220 Ma). I Russland ble lignende rekonstruksjoner bygget av A. M. Gorodnitsky og L. P. Zonenshain for hele Phanerozoic (1977).

Litosfæriske plater har høy stivhet og er i stand til å opprettholde sin struktur og form uten endringer i lang tid i fravær av ytre påvirkninger.

Platebevegelse

Litosfæriske plater er i konstant bevegelse. Denne bevegelsen, som skjer i de øvre lagene av astenosfæren, skyldes tilstedeværelsen av konvektive strømmer i mantelen. Individuelle litosfæriske plater nærmer seg, divergerer og glir i forhold til hverandre. Når platene kommer sammen, oppstår kompresjonssoner og påfølgende skyving (obduksjon) av en av platene på naboplaten, eller skyving (subduksjon) av tilstøtende formasjoner. Når divergens oppstår, oppstår spenningssoner med karakteristiske sprekker langs grensene. Ved gliding dannes det feil, i hvis plan det observeres glidning av nærliggende plater.

Bevegelsesresultater

I områder med konvergens av enorme kontinentalplater, når de kolliderer, oppstår fjellkjeder. Tilsvarende oppsto på et tidspunkt Himalaya-fjellsystemet, dannet på grensen til de indo-australske og eurasiske platene. Resultatet av kollisjonen av oseaniske litosfæriske plater med kontinentale formasjoner er øybuer og dyphavsgraver.

I de aksiale sonene til midthavsrygger oppstår rifter (fra den engelske Rift - forkastning, sprekk, sprekk) av en karakteristisk struktur. Lignende formasjoner av den lineære tektoniske strukturen til jordskorpen, med en lengde på hundrevis og tusenvis av kilometer, med en bredde på titalls eller hundrevis av kilometer, oppstår som et resultat av horisontal strekking av jordskorpen. Svært store rifter kalles vanligvis riftsystemer, belter eller soner.

På grunn av det faktum at hver litosfærisk plate er en enkelt plate, observeres økt seismisk aktivitet og vulkanisme i dens forkastninger. Disse kildene er lokalisert innenfor ganske smale soner, i hvis plan friksjon og gjensidige bevegelser av naboplater oppstår. Disse sonene kalles seismiske belter. Dyphavsgraver, midthavsrygger og skjær er mobile områder av jordskorpen, de ligger ved grensene til individuelle litosfæriske plater. Denne omstendigheten bekrefter nok en gang at prosessen med dannelsen av jordskorpen på disse stedene fortsetter ganske intensivt for tiden.

Betydningen av teorien om litosfæriske plater kan ikke benektes. Siden det er hun som er i stand til å forklare tilstedeværelsen av fjell i noen regioner på jorden, og sletter i andre. Teorien om litosfæriske plater gjør det mulig å forklare og forutsi forekomsten av katastrofale fenomener som kan oppstå i området av deres grenser.

Består av mange lag stablet oppå hverandre. Det vi imidlertid vet best er jordskorpen og litosfæren. Dette er ikke overraskende - vi lever tross alt ikke bare av dem, men henter også fra dypet mesteparten av naturressursene som er tilgjengelige for oss. Men de øvre skjellene på jorden bevarer fortsatt millioner av års historie til planeten vår og hele solsystemet.

Disse to begrepene dukker så ofte opp i pressen og litteraturen at de har kommet inn i det moderne menneskets daglige vokabular. Begge ordene brukes for å referere til jordoverflaten eller en annen planet - men det er en forskjell mellom konseptene, basert på to grunnleggende tilnærminger: kjemisk og mekanisk.

Kjemisk aspekt - jordskorpen

Hvis du deler jorden i lag basert på forskjeller i kjemisk sammensetning, vil det øverste laget av planeten være jordskorpen. Dette er et relativt tynt skall som ender på en dybde på 5 til 130 kilometer under havoverflaten - havskorpen er tynnere, og den kontinentale skorpen, i fjellområder, er tykkest. Selv om 75 % av jordskorpen kun består av silisium og oksygen (ikke rent, bundet i forskjellige stoffer), har den det største kjemiske mangfoldet av alle jordlag.

Rikdommen av mineraler spiller også en rolle - ulike stoffer og blandinger skapt gjennom milliarder av år av planetens historie. Jordskorpen inneholder ikke bare "innfødte" mineraler som ble skapt av geologiske prosesser, men også massiv organisk arv, som olje og kull, samt fremmede inneslutninger.

Fysisk aspekt - litosfære

Basert på jordens fysiske egenskaper, som hardhet eller elastisitet, vil vi få et litt annet bilde - planetens indre vil bli omsluttet av litosfæren (fra den greske litos, "steinete, hard" og "sphaira" sfære ). Den er mye tykkere enn jordskorpen: litosfæren strekker seg opp til 280 kilometer dyp og dekker til og med den øvre faste delen av mantelen!

Egenskapene til dette skallet samsvarer fullt ut med navnet - det er det eneste solide laget av jorden, foruten den indre kjernen. Styrken er imidlertid relativ - jordens litosfære er en av de mest mobile i solsystemet, og det er grunnen til at planeten har endret utseende mer enn én gang. Men betydelig kompresjon, krumning og andre elastiske endringer krever tusenvis av år, om ikke mer.


  • Et interessant faktum er at planeten kanskje ikke har en overflateskorpe. Så overflaten er dens herdede mantel; Planeten nærmest Solen mistet skorpen for lenge siden som følge av tallrike kollisjoner.

For å oppsummere, er jordskorpen den øvre, kjemisk mangfoldige delen av litosfæren, det harde skallet på jorden. Til å begynne med hadde de nesten samme sammensetning. Men når bare den underliggende asthenosfæren og høye temperaturer påvirket dypet, deltok hydrosfæren, atmosfæren, meteorittrester og levende organismer aktivt i dannelsen av mineraler på overflaten.

Litosfæriske plater

En annen funksjon som skiller jorden fra andre planeter er mangfoldet av forskjellige typer landskap på den. Vann spilte selvfølgelig også en utrolig viktig rolle, som vi skal snakke om litt senere. Men selv de grunnleggende formene til planetens planetariske landskap avviker fra den samme månen. Havet og fjellene i satellitten vår er groper fra bombardement av meteoritter. Og på jorden ble de dannet som et resultat av hundrevis og tusenvis av millioner av år med bevegelse av litosfæriske plater.


Du har sikkert allerede hørt om plater - dette er enorme stabile fragmenter av litosfæren som driver langs den flytende astenosfæren, som knust is på en elv. Imidlertid er det to hovedforskjeller mellom litosfæren og isen:

  • Spaltene mellom platene er små og lukkes raskt på grunn av at det smeltede stoffet bryter ut fra dem, og selve platene blir ikke ødelagt av kollisjoner.
  • I motsetning til vann er det ingen konstant strømning i mantelen, noe som kan sette en konstant retning for bevegelsen til kontinentene.

Dermed er drivkraften bak driften av litosfæriske plater konveksjonen av astenosfæren, hoveddelen av mantelen - varmere strømmer fra jordens kjerne stiger til overflaten når kalde faller ned igjen. Tatt i betraktning at kontinentene er forskjellige i størrelse, og topografien til deres nedre side gjenspeiler uregelmessighetene på oversiden, beveger de seg også ujevnt og inkonsekvent.


Hovedplater

I løpet av milliarder av år med bevegelse av litosfæriske plater fusjonerte de gjentatte ganger til superkontinenter, hvoretter de skilte seg igjen. I nær fremtid, om 200–300 millioner år, forventes også dannelsen av et superkontinent kalt Pangea Ultima. Vi anbefaler å se videoen på slutten av artikkelen – den viser tydelig hvordan litosfæriske plater har migrert i løpet av de siste flere hundre millioner årene. I tillegg bestemmes styrken og aktiviteten til kontinental bevegelse av den indre oppvarmingen av jorden - jo høyere den er, jo mer utvider planeten seg, og jo raskere og friere beveger de litosfæriske platene seg. Siden begynnelsen av jordens historie har dens temperatur og radius imidlertid gradvis synket.

  • Et interessant faktum er at platedrift og geologisk aktivitet ikke nødvendigvis trenger å være drevet av planetens indre selvoppvarming. For eksempel har satellitten til Jupiter mange aktive vulkaner. Men energien til dette leveres ikke av satellittens kjerne, men av gravitasjonsfriksjon c, på grunn av hvilken Ios indre varmes opp.

Grensene for litosfæriske plater er veldig vilkårlige - noen deler av litosfæren synker under andre, og noen, som Stillehavsplaten, er helt skjult under vann. Geologer teller i dag 8 hovedplater som dekker 90 prosent av hele jordens areal:

  • australsk
  • Antarktis
  • afrikansk
  • eurasisk
  • Hindustan
  • Stillehavet
  • Nord amerikansk
  • Sør-amerikansk


En slik inndeling dukket opp nylig - for eksempel besto den eurasiske platen, for 350 millioner år siden, av separate deler, under sammenslåingen som Uralfjellene, en av de eldste på jorden, ble dannet. Forskere fortsetter til i dag å studere forkastninger og havbunnen, oppdage nye plater og klargjøre grensene for gamle.

Geologisk aktivitet

Litosfæriske plater beveger seg veldig sakte – de kryper over hverandre med en hastighet på 1–6 cm/år, og beveger seg unna med maksimalt 10–18 cm/år. Men det er samspillet mellom kontinentene som skaper jordens geologiske aktivitet, merkbar på overflaten - vulkanutbrudd, jordskjelv og dannelsen av fjell forekommer alltid i kontaktsonene til litosfæriske plater.

Det finnes imidlertid unntak - såkalte hot spots, som også kan eksistere dypt i litosfæriske plater. I dem bryter smeltede strømmer av astenosfæremateriale oppover, og smelter litosfæren, noe som fører til økt vulkansk aktivitet og regelmessige jordskjelv. Oftest skjer dette i nærheten av de stedene der en litosfærisk plate kryper inn på en annen - den nedre, nedtrykte delen av platen synker ned i jordkappen, og øker dermed trykket av magma på den øvre platen. Nå er imidlertid forskere tilbøyelige til å tro at de "druknede" delene av litosfæren smelter, øker trykket i dypet av mantelen og dermed skaper oppadgående strømmer. Dette kan forklare den unormale avstanden mellom noen hot spots fra tektoniske feil.


  • Et interessant faktum er at skjoldvulkaner, preget av sin flate form, ofte dannes i varme flekker. De bryter ut mange ganger, og vokser på grunn av rennende lava. Dette er også et typisk alien-vulkanformat. Den mest kjente av dem er på Mars, det høyeste punktet på planeten - høyden når 27 kilometer!

Oceanisk og kontinental jordskorpe

Plateinteraksjoner resulterer også i dannelsen av to forskjellige typer skorpe - oseanisk og kontinental. Siden havene som regel er kryssene mellom forskjellige litosfæriske plater, endrer skorpen seg hele tiden - blir brutt eller absorbert av andre plater. På feilstedet oppstår direkte kontakt med mantelen, hvorfra varm magma stiger opp. Når den avkjøles under påvirkning av vann, skaper den et tynt lag av basalter, den viktigste vulkanske bergarten. Dermed blir havskorpen fullstendig fornyet hvert 100. million år - de eldste områdene, som er i Stillehavet, når en maksimal alder på 156–160 millioner år.

Viktig! Havskorpen er ikke hele jordskorpen som er under vann, men bare dens unge deler i krysset mellom kontinenter. En del av den kontinentale skorpen er under vann, i sonen med stabile litosfæriske plater.