Selon la théorie moderne des plaques lithosphériques, toute la lithosphère par des zones étroites et actives - des failles profondes - est divisée en blocs séparés qui se déplacent dans la couche plastique du manteau supérieur les uns par rapport aux autres à une vitesse de 2-3 cm par an. Ces blocs sont appelés plaques lithosphériques.
Pour la première fois, l'hypothèse du mouvement horizontal des blocs crustaux a été faite par Alfred Wegener dans les années 1920 dans le cadre de l'hypothèse de la «dérive des continents», mais cette hypothèse n'a pas été soutenue à l'époque.
Ce n'est que dans les années 1960 que les études du fond océanique ont fourni des preuves concluantes des mouvements horizontaux des plaques et des processus d'expansion océanique dus à la formation (propagation) de la croûte océanique. La renaissance des idées sur le rôle prédominant des mouvements horizontaux a eu lieu dans le cadre de la direction «mobiliste», dont le développement a conduit au développement de la théorie moderne de la tectonique des plaques. Les grands principes de la tectonique des plaques ont été formulés en 1967-68 par un groupe de géophysiciens américains - W. J. Morgan, K. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes dans le développement des idées antérieures (1961-62) des scientifiques américains G. Hess et R. Digz sur l'expansion (propagation) du fond océanique.
On fait valoir que les scientifiques ne sont pas entièrement sûrs de la cause de ces changements et de la manière dont les limites des plaques tectoniques ont été désignées. Il existe d'innombrables théories différentes, mais aucune d'entre elles n'explique pleinement tous les aspects de l'activité tectonique.
Voyons au moins comment ils l'imaginent maintenant.
Wegener a écrit: "En 1910, l'idée de déplacer les continents m'est venue pour la première fois … lorsque j'ai été frappé par la similitude des côtes des deux côtés de l'océan Atlantique." Il a suggéré qu'au début du Paléozoïque, il y avait deux grands continents sur Terre - Laurasia et Gondwana.
Laurasia était le continent nordique, qui comprenait les territoires de l'Europe moderne, l'Asie sans l'Inde et l'Amérique du Nord. Sud du continent - Le Gondwana a uni les territoires modernes d'Amérique du Sud, d'Afrique, de l'Antarctique, de l'Australie et de l'Hindustan.
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Entre Gondwana et Laurasia était le premier fruit de mer - Tethys, comme une immense baie. Le reste de la Terre était occupé par l'océan Panthalassa.
Il y a environ 200 millions d'années, le Gondwana et la Laurasia étaient unis en un seul continent - la Pangée (Pan-universelle, Ge-terre).
Il y a environ 180 millions d'années, le continent de la Pangée a recommencé à se séparer en ses composants, qui étaient mélangés à la surface de notre planète. La division s'est déroulée comme suit: d'abord, Laurasia et Gondwana ont réapparu, puis Laurasia se sont séparées, puis Gondwana se sont séparées. En raison de la division et de la divergence de certaines parties de la Pangée, des océans se sont formés. Les océans Atlantique et Indien peuvent être considérés comme jeunes; vieux - Calme. L'océan Arctique est devenu isolé avec une augmentation de la masse terrestre dans l'hémisphère nord.
A. Wegener a trouvé de nombreuses confirmations de l'existence d'un seul continent de la Terre. L'existence en Afrique et en Amérique du Sud des restes d'animaux anciens - les listosaures lui paraissaient particulièrement convaincants. C'étaient des reptiles, semblables à de petits hippopotames, qui ne vivaient que dans des plans d'eau douce. Cela signifie qu'ils ne pouvaient pas nager d'énormes distances dans l'eau de mer salée. Il a trouvé des preuves similaires dans le règne végétal.
Intérêt pour l'hypothèse du mouvement des continents dans les années 30 du XX siècle. légèrement diminué, mais dans les années 60, il a repris vie lorsque, à la suite d'études sur le relief et la géologie du fond océanique, des données ont été obtenues indiquant les processus d'expansion (étalement) de la croûte océanique et la "plongée" de certaines parties de la croûte sous d'autres (subduction).
La structure du rift continental.
La partie rocheuse supérieure de la planète est divisée en deux coquilles, aux propriétés rhéologiques significativement différentes: la lithosphère rigide et fragile et l'asthénosphère plastique et mobile sous-jacente.
Le fond de la lithosphère est une isotherme d'environ 1300 ° C, ce qui correspond au point de fusion (solidus) du matériau du manteau à la pression lithostatique existant à des profondeurs des premiers centaines de kilomètres. Les roches situées dans la Terre au-dessus de cet isotherme sont suffisamment froides et se comportent comme un matériau dur, tandis que les roches sous-jacentes de même composition sont suffisamment chauffées et relativement facilement déformées.
La lithosphère est divisée en plaques se déplaçant constamment le long de la surface de l'asthénosphère plastique. La lithosphère est divisée en 8 grandes plaques, des dizaines de plaques moyennes et de nombreuses petites plaques. Entre les grandes et moyennes dalles, il y a des ceintures composées de mosaïques de petites dalles crustales.
Les limites des plaques sont des zones d'activité sismique, tectonique et magmatique; les régions internes des plaques sont faiblement sismiques et se caractérisent par une faible manifestation de processus endogènes.
Plus de 90% de la surface de la Terre tombe sur 8 grandes plaques lithosphériques:
Certaines plaques lithosphériques sont composées exclusivement de croûte océanique (par exemple, la plaque du Pacifique), d'autres comprennent des fragments de croûte océanique et continentale.
Diagramme de formation du rift.
Il existe trois types de mouvements relatifs des plaques: les mouvements de divergence (divergence), de convergence (convergence) et de cisaillement.
Les frontières divergentes sont les frontières le long desquelles les plaques s'écartent. Le contexte géodynamique dans lequel se produit le processus d'étirement horizontal de la croûte terrestre, accompagné de l'émergence de dépressions allongées linéairement allongées en forme de rainures ou de fossés, est appelé rifting. Ces frontières se limitent aux rifts continentaux et aux dorsales médio-océaniques des bassins océaniques. Le terme «rift» (de l'anglais rift - rupture, crack, gap) est appliqué à de grandes structures linéaires d'origine profonde, formées lors de l'étirement de la croûte terrestre. En termes de structure, ce sont des structures de type graben. Les fissures peuvent être posées à la fois sur la croûte continentale et sur la croûte océanique, formant un seul système global orienté par rapport à l'axe du géoïde. Dans ce cas, l'évolution des rifts continentaux peut conduire à la rupture de la continuité de la croûte continentale et à la transformation de ce rift en rift océanique (si l'expansion du rift s'arrête avant le stade de rupture de la croûte continentale, il est rempli de sédiments, se transformant en aulacogène).
Le processus de glissement des plaques dans les zones de rifts océaniques (dorsales médio-océaniques) s'accompagne de la formation d'une nouvelle croûte océanique due à la fonte basaltique magmatique provenant de l'asthénosphère. Ce processus de formation d'une nouvelle croûte océanique due à l'afflux de matériel du manteau est appelé propagation (de l'anglais spread - to spread, expand).
La structure de la dorsale médio-océanique. 1 - asthénosphère, 2 - roches ultrabasiques, 3 - roches basiques (gabbroids), 4 - complexe de digues parallèles, 5 - basaltes du fond océanique, 6 - segments de la croûte océanique qui se sont formés à différents moments (IV avec vieillissement), 7 - magmatique proche de la surface chambre (avec magma ultrabasique dans la partie inférieure et principale dans la partie supérieure), 8 - sédiments du fond océanique (1-3 à mesure qu'ils s'accumulent).
Lors de l'étalement, chaque impulsion d'extension s'accompagne de l'afflux d'une nouvelle portion de fondu du manteau qui, en se solidifiant, forme les bords des plaques divergeant de l'axe MOR. C'est dans ces zones que se forme une jeune croûte océanique
Collision de plaques lithosphériques continentales et océaniques.
La subduction est le processus de déplacement d'une plaque océanique sous une plaque continentale ou autre plaque océanique. Les zones de subduction sont confinées aux parties axiales des tranchées profondes, conjuguées à des arcs insulaires (qui sont des éléments de marges actives). Les frontières de subduction représentent environ 80% de la longueur de toutes les frontières convergentes.
Lorsque les plaques continentale et océanique se heurtent, un phénomène naturel est le sous-plongeon de la plaque océanique (plus lourde) sous le bord du continental; lorsque deux océaniques entrent en collision, le plus ancien (c'est-à-dire le plus froid et le plus dense) coule.
Les zones de subduction ont une structure caractéristique: leurs éléments typiques sont une tranchée profonde - un arc insulaire volcanique - un bassin d'arrière-arc. Un creux en eau profonde est formé dans le pli et la plaque de subduction sous-moteur. En coulant, cette plaque commence à perdre de l'eau (qui est abondante en sédiments et en minéraux), cette dernière, comme on le sait, réduit considérablement le point de fusion des roches, ce qui conduit à la formation de centres de fusion qui alimentent les volcans des arcs insulaires. À l'arrière d'un arc volcanique, un certain étirement se produit généralement, déterminant la formation d'un bassin d'arrière-arc. Dans la zone du bassin d'arrière-arc, la tension peut être si importante qu'elle conduit à la rupture de la croûte en plaques et à l'ouverture du bassin avec la croûte océanique (processus dit d'étalement en arc arrière).
Le volume de la croûte océanique absorbé dans les zones de subduction est égal au volume de la croûte émergeant dans les zones d'épandage. Cette position souligne l'opinion sur la constance du volume de la Terre. Mais cette opinion n'est pas la seule et définitivement avérée. Il est possible que le volume des plans change de manière pulsée, ou qu'il y ait une diminution de sa diminution due au refroidissement.
L'immersion de la plaque subductrice dans le manteau est tracée par des foyers sismiques apparaissant au contact des plaques et à l'intérieur de la plaque subductrice (plus froides et donc plus fragiles que les roches du manteau environnantes). Cette zone focale sismique s'appelait la zone Benioff-Zavaritsky. Dans les zones de subduction, le processus de formation d'une nouvelle croûte continentale commence. Un processus beaucoup plus rare d'interaction entre les plaques continentale et océanique est le processus d'obduction - la poussée d'une partie de la lithosphère océanique sur le bord de la plaque continentale. Il convient de souligner qu'au cours de ce processus, la séparation de la plaque océanique se produit et que seule sa partie supérieure - la croûte et plusieurs kilomètres du manteau supérieur - avance.
Collision de plaques lithosphériques continentales.
Lorsque les plaques continentales entrent en collision, dont la croûte est plus légère que le matériau du manteau et, par conséquent, ne peuvent pas s'y submerger, le processus de collision a lieu. Lors de la collision, les bords des plaques continentales en collision sont écrasés, froissés et des systèmes de grandes poussées se forment, ce qui conduit à la croissance de structures de montagne avec une structure complexe de plis-poussée. Un exemple classique d'un tel processus est la collision de la plaque hindoustane avec celle eurasienne, accompagnée de la croissance des systèmes montagneux grandioses de l'Himalaya et du Tibet. Le processus de collision remplace le processus de subduction, achevant la fermeture du bassin océanique. Dans le même temps, au début du processus de collision, lorsque les bords des continents se sont déjà approchés, la collision se conjugue avec le processus de subduction (l'affaissement de la croûte océanique se poursuit sous le bord du continent). Le métamorphisme régional à grande échelle et le magmatisme granitoïde intrusif sont typiques des processus de collision. Ces processus conduisent à la création d'une nouvelle croûte continentale (avec sa couche granitique-gneiss typique).
La principale raison du mouvement des plaques est la convection du manteau causée par les courants de chaleur-gravité du manteau.
La source d'énergie de ces courants est la différence de température entre les régions centrales de la Terre et la température de ses parties proches de la surface. Dans ce cas, la partie principale de la chaleur endogène est libérée à la frontière du noyau et du manteau pendant le processus de différenciation profonde, qui détermine la désintégration du matériau de chondrite primaire, au cours duquel la partie métallique se précipite vers le centre, augmentant le noyau de la planète, et la partie silicate est concentrée dans le manteau, où elle subit davantage de différenciation.
Les roches chauffées dans les zones centrales de la Terre se dilatent, leur densité diminue et elles remontent, laissant la place à des masses plus froides et donc plus lourdes qui ont déjà dégagé une partie de la chaleur dans les zones proches de la surface. Ce processus de transfert de chaleur se poursuit en continu, entraînant la formation de cellules convectives fermées ordonnées. Dans ce cas, dans la partie supérieure de la cellule, le flux de matière se produit presque dans le plan horizontal, et c'est cette partie du flux qui détermine le mouvement horizontal de la matière de l'asthénosphère et des plaques situées dessus. En général, les branches ascendantes des cellules convectives sont situées sous les zones de frontières divergentes (MOR et rifts continentaux) et les branches descendantes - sous les zones de frontières convergentes. Ainsi, la principale raison du mouvement des plaques lithosphériques est le "traînement" par les courants convectifs. Outre,un certain nombre d'autres facteurs agissent sur les plaques. En particulier, la surface de l'asthénosphère s'avère un peu surélevée au-dessus des zones de branches ascendantes et plus abaissée dans les zones d'immersion, ce qui détermine le «glissement» gravitationnel de la plaque lithosphérique située sur une surface plastique inclinée. De plus, les processus de traction de la lithosphère océanique froide et lourde des zones de subduction vers l'asthénosphère chaude et, par conséquent, moins dense, ainsi que le calage hydraulique par des basaltes dans les zones MOR, fonctionnent. De plus, les processus de traction de la lithosphère océanique froide et lourde des zones de subduction vers l'asthénosphère chaude et, par conséquent, moins dense, ainsi que le calage hydraulique par des basaltes dans les zones MOR, fonctionnent. De plus, les processus de traction de la lithosphère océanique froide et lourde des zones de subduction vers l'asthénosphère chaude et, par conséquent, moins dense, ainsi que le calage hydraulique par des basaltes dans les zones MOR, fonctionnent.
Les principales forces motrices de la tectonique des plaques sont appliquées au fond des parties intraplaques de la lithosphère - les forces de traînée du manteau FDO sous les océans et FDC sous les continents, dont l'ampleur dépend principalement de la vitesse du courant asthénosphérique, et cette dernière est déterminée par la viscosité et l'épaisseur de la couche asthénosphérique. Étant donné que l'épaisseur de l'asthénosphère sous les continents est bien moindre et que la viscosité est beaucoup plus élevée que sous les océans, la magnitude de la force FDC est presque d'un ordre de grandeur inférieure à la magnitude du FDO. Sous les continents, en particulier leurs parties anciennes (boucliers continentaux), l'asthénosphère se coince presque, de sorte que les continents semblent «échoués». Étant donné que la plupart des plaques lithosphériques de la Terre moderne comprennent à la fois des parties océaniques et continentales, il faut s'attendre àque la présence d'un continent dans la plaque doit généralement «ralentir» le mouvement de l'ensemble de la plaque. C'est ainsi que cela se passe réellement (les plaques presque purement océaniques du Pacifique, Cocos et Nazca se déplaçant le plus rapidement; les plus lentes - les plaques eurasiennes, nord-américaines, sud-américaines, antarctiques et africaines, dont une partie importante est occupée par les continents). Enfin, aux limites des plaques convergentes, où les bords lourds et froids des plaques lithosphériques (dalles) s'enfoncent dans le manteau, leur flottabilité négative crée une force FNB (l'indice dans la désignation de la force - de la flottabilité négative anglaise). L'action de ce dernier conduit au fait que la partie subductrice de la plaque s'enfonce dans l'asthénosphère et entraîne l'ensemble de la plaque avec elle, augmentant ainsi la vitesse de son mouvement. Evidemment, la force FNB agit sporadiquement et uniquement dans certains contextes géodynamiques,par exemple, dans les cas d'effondrement de la dalle décrits ci-dessus à travers la section de 670 km.
Ainsi, les mécanismes entraînant les plaques lithosphériques peuvent être affectés conditionnellement aux deux groupes suivants: 1) associés aux forces de traînée du manteau, appliquées à tous les points de la base de la plaque, sur la figure - les forces FDO et FDC; 2) associées aux forces appliquées sur les bords des plaques (mécanisme de force de bord), sur la figure - les forces de FRP et FNB. Le rôle de tel ou tel mécanisme d'entraînement, ainsi que de ces forces ou d'autres, est évalué individuellement pour chaque plaque lithosphérique.
La combinaison de ces processus reflète le processus géodynamique général, couvrant des zones allant de la surface aux zones profondes de la Terre. Actuellement, une convection du manteau à deux cellules à cellules fermées (selon le modèle de convection à travers le manteau) ou une convection séparée dans le manteau supérieur et inférieur avec accumulation de dalles sous les zones de subduction (selon un modèle à deux niveaux) se développe dans le manteau terrestre. Les pôles probables du soulèvement de la matière du manteau sont situés dans le nord-est de l'Afrique (approximativement sous la zone de jonction des plaques africaine, somalienne et arabe) et dans la région de l'île de Pâques (sous la crête médiane de l'océan Pacifique - le soulèvement du Pacifique oriental). L'équateur de l'affaissement du matériau du manteau suit une chaîne à peu près continue de limites de plaques convergentes le long de la périphérie de l'océan Pacifique et de l'est de l'océan Indien. Le régime actuel de convection du manteau,La désintégration de la Pangée, qui a commencé il y a environ 200 millions d'années et a donné naissance aux océans modernes, sera à l'avenir remplacée par un régime monocellulaire (selon le modèle de la convection à travers le manteau) ou (selon un modèle alternatif) la convection deviendra à travers le manteau en raison de l'effondrement des dalles sur la section de 670 km. Cela conduira peut-être à la collision de continents et à la formation d'un nouveau supercontinent, le cinquième de l'histoire de la Terre.
Les déplacements des plaques obéissent aux lois de la géométrie sphérique et peuvent être décrits à partir du théorème d'Euler. Le théorème de rotation d'Euler déclare que toute rotation dans un espace tridimensionnel a un axe. Ainsi, la rotation peut être décrite par trois paramètres: les coordonnées de l'axe de rotation (par exemple, sa latitude et sa longitude) et l'angle de rotation. Sur la base de cette position, la position des continents dans les époques géologiques passées peut être reconstituée. L'analyse des mouvements des continents a conduit à la conclusion que tous les 400 à 600 millions d'années, ils s'unissent en un seul supercontinent, qui subit une nouvelle désintégration. À la suite de la scission d'un tel supercontinent Pangea, qui s'est produite il y a 200 à 150 millions d'années, les continents modernes ont été formés.
La tectonique des plaques est le premier concept géologique général qui pourrait être testé. Ce contrôle a été effectué. Dans les années 70. un programme de forage en eau profonde a été organisé. Dans le cadre de ce programme, le navire de forage «Glomar Challenger» a foré plusieurs centaines de puits, qui ont montré une bonne convergence des âges estimés à partir d'anomalies magnétiques avec des âges déterminés à partir de basaltes ou d'horizons sédimentaires. Le schéma de distribution des zones de différents âges de la croûte océanique est illustré à la Fig.
Âge de la croûte océanique basé sur des anomalies magnétiques (Kenneth, 1987): 1 - zones de manque de données et de terres; 2-8 - âge: 2 - Holocène, Pléistocène, Pliocène (0-5 Ma); 3 - le Miocène (5–23 Ma); 4 - Oligocène (23–38 Ma); 5 & mdash; Éocène (38-53 Ma); 6 - Paléocène (53-65 Ma) 7 - craie (65-135 Ma) 8 - Jurassique (135-190 Ma).
À la fin des années 80. une autre expérience pour tester le mouvement des plaques lithosphériques a été achevée. Il était basé sur la mesure des lignes de base par rapport à des quasars distants. Sur deux plaques, des points ont été sélectionnés auxquels, à l'aide de radiotélescopes modernes, la distance aux quasars et l'angle de leur déclinaison ont été déterminés, et, en conséquence, les distances entre les points sur les deux plaques ont été calculées, c'est-à-dire que la ligne de base a été déterminée. La précision de la détermination était des premiers centimètres. Plusieurs années plus tard, les mesures ont été répétées. Un très bon accord a été obtenu entre les résultats calculés à partir des anomalies magnétiques et les données déterminées à partir des lignes de base.
Schéma illustrant les résultats des mesures du déplacement mutuel de plaques lithosphériques obtenues par la méthode d'interférométrie à ligne de base ultra-longue - ISDB (Carter et Robertson, 1987). Le mouvement des plaques modifie la longueur de la ligne de base entre les radiotélescopes situés sur des plaques différentes. La carte de l'hémisphère nord montre les lignes de base qui ont été mesurées par la méthode ISDB avec suffisamment de données pour faire une estimation fiable du taux de changement de leur longueur (en centimètres par an). Les nombres entre parenthèses indiquent la quantité de déplacement de plaque calculée à partir du modèle théorique. Dans presque tous les cas, les valeurs calculées et mesurées sont très proches.
Ainsi, la tectonique des plaques au fil des ans a été testée par un certain nombre de méthodes indépendantes. Il est reconnu par la communauté scientifique mondiale comme le paradigme de la géologie à l'heure actuelle.
Connaissant la position des pôles et la vitesse du mouvement moderne des plaques lithosphériques, la vitesse d'expansion et d'absorption du fond océanique, il est possible de tracer le chemin du mouvement des continents dans le futur et d'imaginer leur position pendant une certaine période de temps.
Cette prévision a été faite par les géologues américains R. Dietz et J. Holden. Dans 50 millions d'années, selon leurs hypothèses, les océans Atlantique et Indien se développeront aux dépens du Pacifique, l'Afrique se déplacera vers le nord, et grâce à cela, la Méditerranée sera progressivement éliminée. Le détroit de Gibraltar disparaîtra, et l'Espagne "retournée" fermera le golfe de Gascogne. L'Afrique sera divisée par les grandes divisions africaines et sa partie orientale sera déplacée vers le nord-est. La mer Rouge se développera tellement qu'elle séparera la péninsule du Sinaï de l'Afrique, l'Arabie se déplacera vers le nord-est et fermera le golfe Persique. L'Inde se dirigera de plus en plus vers l'Asie, ce qui signifie que les montagnes himalayennes se développeront. La Californie le long de la faille de San Andreas se séparera de l'Amérique du Nord, et un nouveau bassin océanique commencera à se former à cet endroit. Des changements importants auront lieu dans l'hémisphère sud. L'Australie traversera l'équateur et entrera en contact avec l'Eurasie. Cette prévision nécessite un affinement significatif. Beaucoup de choses ici sont encore discutables et peu claires.
