Marca los límites de las placas litosféricas. Los límites de las placas litosféricas en el mapa mundial. Fundamentos de la tectónica de placas

Entonces seguro que te gustaría saber ¿Qué son las placas litosféricas?.

Entonces, las placas litosféricas son enormes bloques en los que se divide la capa superficial sólida de la tierra. Dado que las rocas debajo de ellas se derriten, las placas se mueven lentamente, a una velocidad de 1 a 10 centímetros por año.

Hasta la fecha, existen 13 placas litosféricas más grandes que cubren el 90% de la superficie terrestre.

Las placas litosféricas más grandes:

• placa australiana- 47.000.000 km²
• Placa Antártica- 60.900.000 km²
• subcontinente árabe- 5.000.000 km²
• plato africano- 61.300.000 km²
• plato euroasiático- 67.800.000 km²
• Placa de Indostán- 11.900.000 km²
• Plato de coco - 2.900.000 km²
• Placa de Nazca - 15.600.000 km²
• Placa del Pacífico- 103.300.000 km²
• placa norteamericana- 75.900.000 km²
• Plato somalí- 16.700.000 km²
• Placa Sudamericana- 43.600.000 km²
• plato filipino- 5.500.000 km²

Aquí hay que decir que hay una corteza continental y otra oceánica. Algunas placas están compuestas completamente de un tipo de corteza (como la placa del Pacífico) y otras son de tipos mixtos, donde la placa comienza en el océano y pasa suavemente al continente. El espesor de estas capas es de 70-100 kilómetros.

Mapa de placas litosfericas

Las placas litosféricas más grandes (13 uds.)

A principios del siglo XX, el estadounidense F.B. Taylor y el alemán Alfred Wegener llegaron simultáneamente a la conclusión de que la ubicación de los continentes está cambiando lentamente. Por cierto, esto es exactamente lo que, en gran medida, es. Pero los científicos no pudieron explicar cómo sucede esto hasta los años 60 del siglo XX, cuando se desarrolló la doctrina de los procesos geológicos en el lecho marino.

Mapa de ubicación de las placas litosféricas

Fueron los fósiles los que jugaron el papel principal aquí. En diferentes continentes, se encontraron restos fosilizados de animales que claramente no podían nadar a través del océano. Esto llevó a la suposición de que una vez que todos los continentes estaban conectados y los animales pasaban tranquilamente entre ellos.

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Placas tectónicas (placas tectónicas) es un concepto geodinámico moderno basado en la posición de desplazamientos horizontales a gran escala de fragmentos relativamente integrales de la litosfera (placas litosféricas). Así, la tectónica de placas considera los movimientos e interacciones de las placas litosféricas.

Alfred Wegener sugirió por primera vez el movimiento horizontal de los bloques de la corteza en la década de 1920 como parte de la hipótesis de la "deriva continental", pero esta hipótesis no recibió apoyo en ese momento. Recién en la década de 1960, los estudios del fondo oceánico brindaron evidencia indiscutible del movimiento horizontal de las placas y los procesos de expansión de los océanos debido a la formación (extensión) de la corteza oceánica. El renacimiento de las ideas sobre el papel predominante de los movimientos horizontales se produjo en el marco de la dirección "movilista", cuyo desarrollo condujo al desarrollo de la teoría moderna de la tectónica de placas. Las principales disposiciones de la tectónica de placas fueron formuladas en 1967-68 por un grupo de geofísicos estadounidenses: W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes en el desarrollo de ideas anteriores (1961-62) de Los científicos estadounidenses G. Hess y R. Digts sobre la expansión (extensión) del fondo del océano

Fundamentos de la tectónica de placas

Los fundamentos de la tectónica de placas se remontan a unos pocos

1. La parte superior de piedra del planeta está dividida en dos capas, que difieren significativamente en sus propiedades reológicas: una litosfera rígida y quebradiza y una astenosfera plástica y móvil subyacente.

2. La litosfera se divide en placas, moviéndose constantemente a lo largo de la superficie de la astenosfera plástica. La litosfera se divide en 8 placas grandes, decenas de placas medianas y muchas pequeñas. Entre las losas grandes y medianas existen fajas compuestas por un mosaico de pequeñas losas corticales.

Los límites de placas son áreas de actividad sísmica, tectónica y magmática; regiones internas Las placas son débilmente sísmicas y se caracterizan por una débil manifestación de procesos endógenos.

Más del 90% de la superficie terrestre recae sobre 8 grandes placas litosféricas:

plato australiano,
placa antártica,
plato africano,
placa euroasiática,
Placa de Indostán,
placa del pacifico,
placa norteamericana,
plato sudamericano.

Placas intermedias: Arábica (subcontinente), Caribe, Filipinas, Nazca y Cocos y Juan de Fuca, etc.

Algunas placas litosféricas están compuestas exclusivamente por corteza oceánica (por ejemplo, la placa del Pacífico), otras incluyen fragmentos tanto de corteza oceánica como continental.

3. Hay tres tipos de movimientos relativos de placas: divergencia (divergencia), convergencia (convergencia) y movimientos de corte..

En consecuencia, se distinguen tres tipos de límites de placas principales.

Límites divergentes son los límites a lo largo de los cuales las placas se separan.

Los procesos de estiramiento horizontal de la litosfera se denominan ruptura. Estos límites están confinados a las fisuras continentales y las dorsales oceánicas en las cuencas oceánicas.

El término "rift" (del inglés rift - gap, crack, gap) se aplica a grandes estructuras lineales de origen profundo, formadas durante el estiramiento de la corteza terrestre. En términos de estructura, son estructuras tipo graben.

Las grietas se pueden colocar tanto en la corteza continental como en la oceánica, formando un solo sistema global orientado en relación con el eje del geoide. En este caso, la evolución de los rifts continentales puede conducir a una ruptura en la continuidad de la corteza continental y la transformación de este rift en un rift oceánico (si la expansión del rift se detiene antes de la etapa de ruptura de la corteza continental, se llena de sedimentos, convirtiéndose en un aulacógeno).

El proceso de expansión de las placas en las zonas de rift oceánico (dorsales mediooceánicas) va acompañado de la formación de una nueva corteza oceánica debido a los derretimientos magmáticos basálticos provenientes de la astenosfera. Este proceso de formación de una nueva corteza oceánica debido a la entrada de materia del manto se denomina extensión(del inglés spread - difundir, desplegar).

La estructura de la dorsal oceánica

En el curso de la expansión, cada pulso de estiramiento va acompañado de la entrada de una nueva porción de manto fundido que, mientras se solidifica, forma los bordes de las placas que divergen del eje MOR.

Es en estas zonas donde se produce la formación de la corteza oceánica joven.

fronteras convergentes son los límites a lo largo de los cuales las placas chocan. Puede haber tres variantes principales de interacción en una colisión: litosfera "oceánica - oceánica", "oceánica - continental" y "continental - continental". Dependiendo de la naturaleza de las placas en colisión, pueden tener lugar varios procesos diferentes.

subducción- el proceso de subducción de una placa oceánica bajo una continental u otra oceánica. Las zonas de subducción están confinadas a las partes axiales de las fosas de aguas profundas conjugadas con arcos de islas (que son elementos de márgenes activos). Los límites de subducción representan alrededor del 80% de la longitud de todos los límites convergentes.

Cuando las placas continentales y oceánicas chocan, un fenómeno natural es la subducción de la placa oceánica (más pesada) bajo el borde de la continental; cuando dos oceánicos chocan, el más antiguo (es decir, el más frío y más denso) de ellos se hunde.

Las zonas de subducción tienen una estructura característica: sus elementos típicos son una depresión de aguas profundas, un arco de islas volcánicas, una cuenca de arco posterior. Se forma una zanja de aguas profundas en la zona de flexión y empuje inferior de la placa en subducción. A medida que esta placa se hunde, comienza a perder agua (que se encuentra en abundancia en los sedimentos y minerales), esta última, como se sabe, reduce significativamente el punto de fusión de las rocas, lo que lleva a la formación de centros de fusión que alimentan a los volcanes de arco insular. . En la parte posterior del arco volcánico suele ocurrir alguna extensión, lo que determina la formación de una cuenca de retroarco. En la zona de la cuenca de back-arc, la extensión puede ser tan significativa que conduce a la ruptura de la corteza de la placa y la apertura de la cuenca con la corteza oceánica (el llamado proceso de extensión de back-arc).

La subducción de la placa en subducción en el manto está marcada por focos sísmicos que ocurren en el contacto de las placas y dentro de la placa en subducción (que es más fría y, por lo tanto, más frágil que las rocas del manto circundante). Esta zona focal sísmica se denomina Zona Benioff-Zavaritsky.

En las zonas de subducción se inicia el proceso de formación de una nueva corteza continental.

Un proceso mucho más raro de interacción entre placas continentales y oceánicas es el proceso obducción– empuje de una parte de la litosfera oceánica hacia el borde de la placa continental. Cabe recalcar que en el transcurso de este proceso, la placa oceánica se estratifica y sólo ella avanza. parte superior– la corteza y varios kilómetros del manto superior.

En la colisión de placas continentales, cuya corteza es más ligera que la sustancia del manto y, por lo tanto, no puede hundirse en ella, el proceso colisiones. En el curso de la colisión, los bordes de las placas continentales en colisión se aplastan, se aplastan y se forman sistemas de grandes empujes, lo que conduce al crecimiento de estructuras montañosas con una estructura compleja de pliegues y empujes. Un ejemplo clásico de tal proceso es la colisión de la placa indostánica con la euroasiática, acompañada por el crecimiento de los grandiosos sistemas montañosos del Himalaya y el Tíbet.

Modelo de proceso de colisión

El proceso de colisión reemplaza al proceso de subducción, completando el cierre de la cuenca oceánica. Al mismo tiempo, al inicio del proceso de colisión, cuando los bordes de los continentes ya se han acercado, se combina la colisión con el proceso de subducción (los restos de la corteza oceánica continúan hundiéndose bajo el borde del continente).

Los procesos de colisión se caracterizan por metamorfismo regional a gran escala y magmatismo granitoide intrusivo. Estos procesos conducen a la creación de una nueva corteza continental (con su típica capa de granito-gneis).

Transformar bordes son los límites a lo largo de los cuales ocurren los desplazamientos cortantes de las placas.

Los límites de las placas litosféricas de la Tierra

1 – límites divergentes ( a - dorsales oceánicas, b - fisuras continentales); 2 – transformar fronteras; 3 – límites convergentes ( a - arco de islas, b - márgenes continentales activos en - conflicto); 4 – dirección y velocidad (cm/año) del movimiento de las placas.

4. El volumen de la corteza oceánica absorbida en las zonas de subducción es igual al volumen de la corteza formada en las zonas de expansión. Esta disposición enfatiza la opinión sobre la constancia del volumen de la Tierra. Pero tal opinión no es la única y definitivamente probada. Es posible que el volumen del plan cambie de forma pulsátil, o que haya una disminución en su disminución debido al enfriamiento.

5. La causa principal del movimiento de las placas es la convección del manto. , causado por las corrientes termogravitacionales del manto.

La fuente de energía de estas corrientes es la diferencia de temperatura entre las regiones centrales de la Tierra y la temperatura de sus partes cercanas a la superficie. Al mismo tiempo, la mayor parte del calor endógeno se libera en el límite del núcleo y el manto durante el proceso de diferenciación profunda, que determina la descomposición de la sustancia condrítica primaria, durante la cual la parte metálica se precipita hacia el centro, aumentando el núcleo del planeta, y la parte de silicato se concentra en el manto, donde sufre una mayor diferenciación.

Las rocas calentadas en las zonas centrales de la Tierra se expanden, su densidad disminuye y flotan, dando paso a masas descendentes más frías y por tanto más pesadas, que ya han cedido parte del calor en las zonas cercanas a la superficie. Este proceso de transferencia de calor continúa continuamente, dando como resultado la formación de celdas convectivas cerradas ordenadas. Al mismo tiempo, en la parte superior de la celda, el flujo de materia ocurre en un plano casi horizontal, y es esta parte del flujo la que determina el movimiento horizontal de la materia de la astenosfera y las placas ubicadas en ella. En general, las ramas ascendentes de las celdas convectivas se ubican bajo las zonas de límites divergentes (MOR y rifts continentales), mientras que las ramas descendentes se ubican bajo las zonas de límites convergentes.

Así, la razón principal del movimiento de las placas litosféricas es el "arrastre" por las corrientes convectivas.

Además, una serie de otros factores actúan sobre las placas. En particular, la superficie de la astenosfera resulta algo elevada por encima de las zonas de ramas ascendentes y más baja en las zonas de hundimiento, lo que determina el "deslizamiento" gravitatorio de la placa litosférica situada sobre una superficie plástica inclinada. Además, hay procesos de atracción de la litosfera oceánica fría y pesada en las zonas de subducción hacia la astenosfera caliente y, como resultado, menos densa, así como acuñamiento hidráulico por basaltos en las zonas MOR.

Figura - Fuerzas que actúan sobre las placas litosféricas.

Las principales fuerzas motrices de la tectónica de placas se aplican al fondo de las partes intraplaca de la litosfera: las fuerzas del manto "arrastre" (arrastre en inglés) FDO debajo de los océanos y FDC debajo de los continentes, cuya magnitud depende principalmente de la velocidad de la corriente astenosférica, y esta última está determinada por la viscosidad y el espesor de la capa astenosférica. Dado que debajo de los continentes el espesor de la astenosfera es mucho menor y la viscosidad es mucho mayor que debajo de los océanos, la magnitud de la fuerza CDF casi un orden de magnitud menor que FDO. Debajo de los continentes, especialmente de sus partes antiguas (escudos continentales), la astenosfera casi se agujerea, por lo que los continentes parecen estar "encallados". Dado que la mayoría de las placas litosféricas de la Tierra moderna incluyen partes tanto oceánicas como continentales, se debe esperar que la presencia de un continente en la composición de la placa en el caso general "ralentice" el movimiento de toda la placa. Así es como sucede en realidad (las más rápidas son las placas casi puramente oceánicas Pacífico, Cocos y Nasca; las más lentas son la Euroasiática, Norteamericana, Sudamericana, Antártica y Africana, de las cuales una parte importante del área está ocupada por continentes). Finalmente, en los límites de placas convergentes, donde los bordes pesados ​​y fríos de las placas litosféricas (losas) se hunden en el manto, su flotabilidad negativa crea una fuerza FNB(índice en la designación de fuerza - del inglés retroalimentación negativa). La acción de este último conduce al hecho de que la parte de la placa que se subduce se hunde en la astenosfera y arrastra consigo a toda la placa, aumentando así la velocidad de su movimiento. Obviamente la fuerza FNB opera de forma episódica y solo en determinados escenarios geodinámicos, por ejemplo, en los casos de colapso de losas descritos anteriormente a lo largo de un tramo de 670 km.

Por lo tanto, los mecanismos que ponen en movimiento las placas litosféricas se pueden asignar condicionalmente a los dos grupos siguientes: 1) asociados con las fuerzas de "arrastre" del manto ( mecanismo de arrastre del manto) aplicado a cualquier punto de las suelas de las placas, en la Fig. 2.5.5 - fuerzas FDO y CDF; 2) relacionado con las fuerzas aplicadas a los bordes de las placas ( mecanismo de fuerza de borde), en la figura - fuerzas PRFV y FNB. El papel de este o aquel mecanismo impulsor, así como de estas o aquellas fuerzas, se evalúa individualmente para cada placa litosférica.

La totalidad de estos procesos refleja el proceso geodinámico general, cubriendo áreas desde la superficie hasta zonas profundas de la Tierra.

Convección del manto y procesos geodinámicos.

En la actualidad, la convección del manto de celda cerrada de dos celdas se está desarrollando en el manto de la Tierra (según el modelo de convección a través del manto) o la convección separada en el manto superior e inferior con la acumulación de losas debajo de las zonas de subducción (según el modelo de convección de dos celdas). modelo de nivel). Los polos probables del ascenso de la materia del manto están ubicados en el noreste de África (aproximadamente debajo de la zona de unión de las placas africana, somalí y árabe) y en el área de la Isla de Pascua (debajo de la cresta media del Océano Pacífico - el Ascenso del Pacífico Oriental).

El ecuador de hundimiento del manto sigue una cadena aproximadamente continua de límites de placas convergentes a lo largo de la periferia de los océanos Pacífico e Índico oriental.

El régimen actual de convección del manto, que comenzó hace unos 200 millones de años con el colapso de Pangea y dio origen a los océanos modernos, será reemplazado en el futuro por un régimen unicelular (según el modelo de convección a través del manto) o (según un modelo alternativo) la convección se volverá a través del manto debido al colapso de las losas a lo largo de una sección de 670 km. Esto puede conducir a la colisión de los continentes y la formación de un nuevo supercontinente, el quinto en la historia de la Tierra.

6. Los movimientos de las placas obedecen las leyes de la geometría esférica y pueden describirse sobre la base del teorema de Euler. El teorema de rotación de Euler establece que cualquier rotación del espacio tridimensional tiene un eje. Así, la rotación se puede describir mediante tres parámetros: las coordenadas del eje de rotación (por ejemplo, su latitud y longitud) y el ángulo de rotación. Sobre la base de esta posición, se puede reconstruir la posición de los continentes en épocas geológicas pasadas. Un análisis de los movimientos de los continentes llevó a la conclusión de que cada 400-600 millones de años se unen en un solo supercontinente, que se desintegra aún más. Como resultado de la división de tal supercontinente Pangea, que ocurrió hace 200-150 millones de años, se formaron los continentes modernos.

Algunas evidencias de la realidad del mecanismo de la tectónica de placas litosféricas

Mayor edad de la corteza oceánica con la distancia desde los ejes de expansión(ver foto). En la misma dirección, se produce un aumento del espesor y completitud estratigráfica de la capa sedimentaria.

Figura - Mapa de la edad de las rocas del fondo oceánico del Atlántico Norte (según W. Pitman y M. Talvani, 1972). Las partes del fondo del océano de diferentes intervalos de edad están resaltadas en diferentes colores; Los números indican la edad en millones de años.

datos geofísicos.

Figura - Perfil tomográfico a través de la Fosa Helénica, la isla de Creta y el Mar Egeo. Los círculos grises son hipocentros de terremotos. La placa del manto frío sumergido se muestra en azul, el manto caliente se muestra en rojo (según W. Spackman, 1989)

Restos de la enorme placa de Faralon, que desapareció en la zona de subducción debajo de América del Norte y del Sur, se fijaron en forma de losas de manto "frío" (sección a través de América del Norte, a lo largo de las ondas S). Después de Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, núm. 4, 1-7

​Las anomalías magnéticas lineales en los océanos se descubrieron en la década de 1950 durante los estudios geofísicos del Océano Pacífico. Este descubrimiento permitió a Hess y Dietz formular la teoría de la expansión del suelo oceánico en 1968, que se convirtió en la teoría de la tectónica de placas. Se convirtieron en una de las pruebas más sólidas de la corrección de la teoría.

Figura - Formación de anomalías magnéticas de banda durante el esparcimiento.

La razón del origen de las anomalías magnéticas de banda es el proceso de nacimiento de la corteza oceánica en las zonas de expansión de las dorsales oceánicas, los basaltos salientes, al enfriarse por debajo del punto de Curie en el campo magnético terrestre, adquieren magnetización residual. La dirección de magnetización coincide con la dirección del campo magnético terrestre, sin embargo, debido a las inversiones periódicas del campo magnético terrestre, los basaltos erupcionados forman bandas con diferentes direcciones de magnetización: directa (coincide con dirección moderna campo magnético) y viceversa.

Figura - Esquema de formación de la estructura de bandas de la capa magnéticamente activa y anomalías magnéticas del océano (modelo de Vine-Matthews).

Se puede hacer clic

Según moderno teorías de las placas litosféricas toda la litosfera está dividida por zonas estrechas y activas (fallas profundas) en bloques separados que se mueven en la capa plástica del manto superior entre sí a una velocidad de 2-3 cm por año. Estos bloques se llaman placas litosféricas.

Alfred Wegener sugirió por primera vez el movimiento horizontal de los bloques de la corteza en la década de 1920 como parte de la hipótesis de la "deriva continental", pero esta hipótesis no recibió apoyo en ese momento.

Recién en la década de 1960, los estudios del fondo oceánico brindaron evidencia indiscutible del movimiento horizontal de las placas y los procesos de expansión de los océanos debido a la formación (extensión) de la corteza oceánica. El renacimiento de las ideas sobre el papel predominante de los movimientos horizontales se produjo en el marco de la dirección "movilista", cuyo desarrollo condujo al desarrollo de la teoría moderna de la tectónica de placas. Las principales disposiciones de la tectónica de placas fueron formuladas en 1967-68 por un grupo de geofísicos estadounidenses: W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes en el desarrollo de ideas anteriores (1961-62) de Los científicos estadounidenses G. Hess y R. Digts sobre la expansión (extensión) del fondo del océano.

Se argumenta que los científicos no están completamente seguros de qué causa estos mismos cambios y cómo se designaron los límites de las placas tectónicas. Existen innumerables teorías diferentes, pero ninguna de ellas explica completamente todos los aspectos de la actividad tectónica.

Al menos averigüemos cómo lo imaginan ahora.

Wegener escribió: "En 1910, se me ocurrió por primera vez la idea de mover los continentes... cuando me llamó la atención la similitud de los contornos de las costas a ambos lados del océano Atlántico". Sugirió que a principios del Paleozoico había dos grandes continentes en la Tierra: Laurasia y Gondwana.

Laurasia era el continente del norte, que incluía los territorios de la Europa moderna, Asia sin India y América del Norte. El continente del sur: Gondwana unió los territorios modernos de América del Sur, África, la Antártida, Australia e Indostán.

Entre Gondwana y Laurasia estaba el primer mar: Tethys, como una enorme bahía. El resto del espacio de la Tierra estaba ocupado por el océano Panthalassa.

Hace unos 200 millones de años, Gondwana y Laurasia se unieron en un solo continente - Pangea (Pan - universal, Ge - tierra)

Hace aproximadamente 180 millones de años, el continente de Pangea nuevamente comenzó a dividirse en partes constituyentes, que se mezclaron en la superficie de nuestro planeta. La división se produjo de la siguiente manera: primero, Laurasia y Gondwana reaparecieron, luego Laurasia se dividió y luego Gondwana también se dividió. Debido a la división y divergencia de partes de Pangea, se formaron los océanos. Los océanos jóvenes pueden considerarse el Atlántico y el Índico; viejo - Tranquilo. El Océano Ártico quedó aislado con el aumento de la masa terrestre en el hemisferio norte.

A. Wegener encontró mucha evidencia de la existencia de un solo continente de la Tierra. La existencia en África y América del Sur de los restos de animales antiguos: los leafosaurios le parecían especialmente convincentes. Estos eran reptiles, similares a pequeños hipopótamos, que vivían solo en embalses de agua dulce. Esto significa que no podían nadar grandes distancias en agua de mar salada. Encontró evidencia similar en el mundo de las plantas.

Interés por la hipótesis del movimiento de los continentes en los años 30 del siglo XX. disminuyó levemente, pero en la década de los 60 volvió a resurgir, cuando, como resultado de los estudios del relieve y geología del fondo del océano, se obtuvieron datos que indicaban los procesos de expansión (spreading) de la corteza oceánica y el “buceo” de algunos partes de la corteza debajo de otras (subducción).

La estructura de la grieta continental.

La parte superior de piedra del planeta está dividida en dos capas, que difieren significativamente en sus propiedades reológicas: una litosfera rígida y quebradiza y una astenosfera plástica y móvil subyacente.
La base de la litosfera es una isoterma aproximadamente igual a 1300°C, que corresponde a la temperatura de fusión (solidus) del material del manto a la presión litostática existente a profundidades de algunos cientos de kilómetros. Las rocas que yacen en la Tierra por encima de esta isoterma son bastante frías y se comportan como un material rígido, mientras que las rocas subyacentes de la misma composición se calientan bastante y se deforman con relativa facilidad.

La litosfera se divide en placas, moviéndose constantemente a lo largo de la superficie de la astenosfera plástica. La litosfera se divide en 8 placas grandes, decenas de placas medianas y muchas pequeñas. Entre las losas grandes y medianas existen fajas compuestas por un mosaico de pequeñas losas corticales.

Los límites de placas son áreas de actividad sísmica, tectónica y magmática; las áreas internas de las placas son débilmente sísmicas y se caracterizan por una débil manifestación de procesos endógenos.
Más del 90% de la superficie terrestre recae sobre 8 grandes placas litosféricas:

Algunas placas litosféricas están compuestas exclusivamente por corteza oceánica (por ejemplo, la placa del Pacífico), otras incluyen fragmentos tanto de corteza oceánica como continental.

Diagrama de formación de grietas

Hay tres tipos de movimientos relativos de placas: divergencia (divergencia), convergencia (convergencia) y movimientos de corte.

Los límites divergentes son límites a lo largo de los cuales las placas se separan. El entorno geodinámico en el que se produce el proceso de estiramiento horizontal de la corteza terrestre, acompañado de la aparición de depresiones fisuradas o en forma de barranco extendidas linealmente alargadas, se denomina rifting. Estos límites están confinados a las fisuras continentales y las dorsales oceánicas en las cuencas oceánicas. El término "rift" (del inglés rift - gap, crack, gap) se aplica a grandes estructuras lineales de origen profundo, formadas durante el estiramiento de la corteza terrestre. En términos de estructura, son estructuras tipo graben. Las grietas se pueden colocar tanto en la corteza continental como en la oceánica, formando un solo sistema global orientado en relación con el eje del geoide. En este caso, la evolución de los rifts continentales puede conducir a una ruptura en la continuidad de la corteza continental y la transformación de este rift en un rift oceánico (si la expansión del rift se detiene antes de la etapa de ruptura de la corteza continental, se llena de sedimentos, convirtiéndose en un aulacógeno).

El proceso de expansión de las placas en las zonas de rift oceánico (dorsales mediooceánicas) va acompañado de la formación de una nueva corteza oceánica debido a los derretimientos magmáticos basálticos provenientes de la astenosfera. Tal proceso de formación de una nueva corteza oceánica debido a la afluencia de materia del manto se denomina expansión (del inglés spread - esparcir, desplegar).

La estructura de la dorsal oceánica. 1 - astenosfera, 2 - rocas ultrabásicas, 3 - rocas básicas (gabroides), 4 - complejo de diques paralelos, 5 - basaltos del fondo del océano, 6 - segmentos de la corteza oceánica formados en diferentes momentos (I-V a medida que envejecen), 7 - casi- cámara ígnea superficial (con magma ultrabásico en la parte inferior y básico en la parte superior), 8 – sedimentos del fondo oceánico (1-3 a medida que se acumulan)

En el curso de la expansión, cada pulso de estiramiento va acompañado de la entrada de una nueva porción de manto fundido que, mientras se solidifica, forma los bordes de las placas que divergen del eje MOR. Es en estas zonas donde se produce la formación de la corteza oceánica joven.

Colisión de placas litosféricas continentales y oceánicas

La subducción es el proceso de subducción de una placa oceánica bajo una continental u otra oceánica. Las zonas de subducción están confinadas a las partes axiales de las fosas de aguas profundas conjugadas con arcos de islas (que son elementos de márgenes activos). Los límites de subducción representan alrededor del 80% de la longitud de todos los límites convergentes.

Cuando las placas continentales y oceánicas chocan, un fenómeno natural es la subducción de la placa oceánica (más pesada) bajo el borde de la continental; cuando dos oceánicos chocan, el más antiguo (es decir, el más frío y más denso) de ellos se hunde.

Las zonas de subducción tienen una estructura característica: sus elementos típicos son una depresión de aguas profundas, un arco de islas volcánicas, una cuenca de arco posterior. Se forma una zanja de aguas profundas en la zona de flexión y empuje inferior de la placa en subducción. A medida que esta placa se hunde, comienza a perder agua (que se encuentra en abundancia en los sedimentos y minerales), esta última, como se sabe, reduce significativamente el punto de fusión de las rocas, lo que lleva a la formación de centros de fusión que alimentan a los volcanes de arco insular. . En la parte posterior del arco volcánico suele ocurrir alguna extensión, lo que determina la formación de una cuenca de retroarco. En la zona de la cuenca de back-arc, la extensión puede ser tan significativa que conduce a la ruptura de la corteza de la placa y la apertura de la cuenca con la corteza oceánica (el llamado proceso de extensión de back-arc).

El volumen de la corteza oceánica absorbida en las zonas de subducción es igual al volumen de la corteza formada en las zonas de expansión. Esta disposición enfatiza la opinión sobre la constancia del volumen de la Tierra. Pero tal opinión no es la única y definitivamente probada. Es posible que el volumen del plan cambie de forma pulsátil, o que haya una disminución en su disminución debido al enfriamiento.

La subducción de la placa en subducción en el manto está marcada por focos sísmicos que ocurren en el contacto de las placas y dentro de la placa en subducción (que es más fría y, por lo tanto, más frágil que las rocas del manto circundante). Esta zona focal sísmica se denomina zona Benioff-Zavaritsky. En las zonas de subducción se inicia el proceso de formación de una nueva corteza continental. Un proceso mucho más raro de interacción entre las placas continental y oceánica es el proceso de obducción: empuje de una parte de la litosfera oceánica hacia el borde de la placa continental. Cabe destacar que en el transcurso de este proceso, la placa oceánica se estratifica, y solo avanza su parte superior: la corteza y varios kilómetros del manto superior.

Colisión de placas litosféricas continentales

Cuando las placas continentales chocan, cuya corteza es más ligera que la sustancia del manto y, como resultado, no puede hundirse en ella, se produce un proceso de colisión. En el curso de la colisión, los bordes de las placas continentales en colisión se aplastan, se aplastan y se forman sistemas de grandes empujes, lo que conduce al crecimiento de estructuras montañosas con una estructura compleja de pliegues y empujes. Un ejemplo clásico de tal proceso es la colisión de la placa indostánica con la euroasiática, acompañada por el crecimiento de los grandiosos sistemas montañosos del Himalaya y el Tíbet. El proceso de colisión reemplaza al proceso de subducción, completando el cierre de la cuenca oceánica. Al mismo tiempo, al inicio del proceso de colisión, cuando los bordes de los continentes ya se han acercado, se combina la colisión con el proceso de subducción (los restos de la corteza oceánica continúan hundiéndose bajo el borde del continente). Los procesos de colisión se caracterizan por metamorfismo regional a gran escala y magmatismo granitoide intrusivo. Estos procesos conducen a la creación de una nueva corteza continental (con su típica capa de granito-gneis).

La causa principal del movimiento de las placas es la convección del manto, provocada por el calor del manto y las corrientes de gravedad.

La fuente de energía de estas corrientes es la diferencia de temperatura entre las regiones centrales de la Tierra y la temperatura de sus partes cercanas a la superficie. Al mismo tiempo, la mayor parte del calor endógeno se libera en el límite del núcleo y el manto durante el proceso de diferenciación profunda, que determina la descomposición de la sustancia condrítica primaria, durante la cual la parte metálica se precipita hacia el centro, aumentando el núcleo del planeta, y la parte de silicato se concentra en el manto, donde sufre una mayor diferenciación.

Las rocas calentadas en las zonas centrales de la Tierra se expanden, su densidad disminuye y flotan, dando paso a masas descendentes más frías y por tanto más pesadas, que ya han cedido parte del calor en las zonas cercanas a la superficie. Este proceso de transferencia de calor continúa continuamente, dando como resultado la formación de celdas convectivas cerradas ordenadas. Al mismo tiempo, en la parte superior de la celda, el flujo de materia ocurre en un plano casi horizontal, y es esta parte del flujo la que determina el movimiento horizontal de la materia de la astenosfera y las placas ubicadas en ella. En general, las ramas ascendentes de las celdas convectivas se ubican bajo las zonas de límites divergentes (MOR y rifts continentales), mientras que las ramas descendentes se ubican bajo las zonas de límites convergentes. Así, la razón principal del movimiento de las placas litosféricas es el "arrastre" por las corrientes convectivas. Además, una serie de otros factores actúan sobre las placas. En particular, la superficie de la astenosfera resulta algo elevada por encima de las zonas de ramas ascendentes y más baja en las zonas de hundimiento, lo que determina el "deslizamiento" gravitatorio de la placa litosférica situada sobre una superficie plástica inclinada. Además, hay procesos de atracción de la litosfera oceánica fría y pesada en las zonas de subducción hacia la astenosfera caliente y, como resultado, menos densa, así como acuñamiento hidráulico por basaltos en las zonas MOR.

Las principales fuerzas motrices de la tectónica de placas se aplican al fondo de las partes intraplaca de la litosfera: las fuerzas del manto "arrastre" (arrastre en inglés) FDO debajo de los océanos y FDC debajo de los continentes, cuya magnitud depende principalmente de la velocidad de la corriente astenosférica, y esta última está determinada por la viscosidad y el espesor de la capa astenosférica. Dado que el espesor de la astenosfera debajo de los continentes es mucho menor y la viscosidad es mucho mayor que debajo de los océanos, la magnitud de la fuerza FDC es casi un orden de magnitud inferior a la de la FDO. Debajo de los continentes, especialmente de sus partes antiguas (escudos continentales), la astenosfera casi se agujerea, por lo que los continentes parecen estar "encallados". Dado que la mayoría de las placas litosféricas de la Tierra moderna incluyen partes tanto oceánicas como continentales, se debe esperar que la presencia de un continente en la composición de la placa en el caso general "ralentice" el movimiento de toda la placa. Así es como sucede en realidad (las más rápidas son las placas casi puramente oceánicas Pacífico, Cocos y Nasca; las más lentas son la Euroasiática, Norteamericana, Sudamericana, Antártica y Africana, de las cuales una parte importante del área está ocupada por continentes). Finalmente, en los límites de placas convergentes, donde los bordes pesados ​​y fríos de las placas litosféricas (losas) se hunden en el manto, su flotabilidad negativa crea la fuerza FNB (flotabilidad negativa). La acción de este último conduce al hecho de que la parte de la placa que se subduce se hunde en la astenosfera y arrastra consigo a toda la placa, aumentando así la velocidad de su movimiento. Obviamente, la fuerza FNB actúa de manera episódica y solo en ciertos escenarios geodinámicos, por ejemplo, en los casos de colapso de losas a través del tramo de 670 km descrito anteriormente.

Así, los mecanismos que ponen en movimiento las placas litosféricas se pueden clasificar convencionalmente en los dos grupos siguientes: 1) asociados a las fuerzas de “arrastre” del manto (mecanismo de arrastre del manto) aplicadas en puntos cualesquiera del fondo de las placas, en la figura - las fuerzas de FDO y FDC; 2) asociado con las fuerzas aplicadas a los bordes de las placas (mecanismo de fuerza de borde), en la figura, las fuerzas FRP y FNB. El papel de este o aquel mecanismo impulsor, así como de estas o aquellas fuerzas, se evalúa individualmente para cada placa litosférica.

La totalidad de estos procesos refleja el proceso geodinámico general, cubriendo áreas desde la superficie hasta zonas profundas de la Tierra. En la actualidad, la convección del manto de celda cerrada de dos celdas se está desarrollando en el manto de la Tierra (según el modelo de convección a través del manto) o la convección separada en el manto superior e inferior con la acumulación de losas debajo de las zonas de subducción (según el modelo de convección de dos celdas). modelo de nivel). Los polos probables del ascenso de la materia del manto están ubicados en el noreste de África (aproximadamente debajo de la zona de unión de las placas africana, somalí y árabe) y en el área de la Isla de Pascua (debajo de la cresta media del Océano Pacífico - el Ascenso del Pacífico Oriental). El ecuador de hundimiento del manto corre aproximadamente a lo largo de una cadena continua de límites de placas convergentes a lo largo de la periferia de los océanos Pacífico e Índico oriental. tramo km. Esto puede conducir a la colisión de los continentes y la formación de un nuevo supercontinente, el quinto en la historia de la Tierra.

Los movimientos de las placas obedecen las leyes de la geometría esférica y pueden describirse sobre la base del teorema de Euler. El teorema de rotación de Euler establece que cualquier rotación del espacio tridimensional tiene un eje. Así, la rotación se puede describir mediante tres parámetros: las coordenadas del eje de rotación (por ejemplo, su latitud y longitud) y el ángulo de rotación. Sobre la base de esta posición, se puede reconstruir la posición de los continentes en épocas geológicas pasadas. Un análisis de los movimientos de los continentes llevó a la conclusión de que cada 400-600 millones de años se unen en un solo supercontinente, que se desintegra aún más. Como resultado de la división de tal supercontinente Pangea, que ocurrió hace 200-150 millones de años, se formaron los continentes modernos.

La tectónica de placas es el primer concepto geológico general que podría probarse. Se ha realizado tal comprobación. en los años 70 Se organizó un programa de perforación en aguas profundas. Como parte de este programa, el buque perforador Glomar Challenger perforó varios cientos de pozos, que mostraron una buena concordancia de las edades estimadas a partir de anomalías magnéticas con edades determinadas a partir de basaltos o de horizontes sedimentarios. El esquema de distribución de secciones de edad desigual de la corteza oceánica se muestra en la Fig.:

La edad de la corteza oceánica según anomalías magnéticas (Kenneth, 1987): 1 - áreas de falta de datos y tierra firme; 2–8 - edad: 2 - Holoceno, Pleistoceno, Plioceno (0–5 Ma); 3 - Mioceno (5–23 Ma); 4 - Oligoceno (23–38 Ma); 5 - Eoceno (38–53 Ma); 6 - Paleoceno (53–65 Ma) 7 - Cretácico (65–135 Ma) 8 - Jurásico (135–190 Ma)

A finales de los 80. completó otro experimento para probar el movimiento de las placas litosféricas. Se basó en mediciones de referencia relativas a cuásares distantes. Se seleccionaron puntos en dos placas, en los cuales, utilizando radiotelescopios modernos, se determinaron la distancia a los cuásares y su ángulo de declinación y, en consecuencia, se calcularon las distancias entre los puntos en dos placas, es decir, se determinó la línea de base. La precisión de la determinación fue de unos pocos centímetros. Varios años después, se repitieron las mediciones. Se obtuvo una muy buena convergencia de resultados calculados a partir de anomalías magnéticas con datos determinados a partir de líneas base.

Esquema que ilustra los resultados de las mediciones del desplazamiento mutuo de las placas litosféricas, obtenidas por el método de interferometría con línea de base extralarga - ISDB (Carter, Robertson, 1987). El movimiento de las placas cambia la longitud de la línea base entre radiotelescopios ubicados en diferentes placas. En el mapa hemisferio norte se muestran las líneas de base, a partir de las cuales ISDB midió suficientes datos para hacer una estimación confiable de la tasa de cambio en su longitud (en centímetros por año). Los números entre paréntesis indican la cantidad de desplazamiento de la placa calculada a partir del modelo teórico. En casi todos los casos, los valores calculados y medidos son muy cercanos.

Por lo tanto, la tectónica de placas litosféricas ha sido probada a lo largo de los años por varios métodos independientes. Es reconocido por la comunidad científica mundial como el paradigma de la geología en la actualidad.

Conociendo la posición de los polos y la velocidad del movimiento actual de las placas litosféricas, la velocidad de expansión y absorción del suelo oceánico, es posible trazar la trayectoria del movimiento de los continentes en el futuro e imaginar su posición con cierta período de tiempo.

Tal pronóstico fue realizado por los geólogos estadounidenses R. Dietz y J. Holden. En 50 millones de años, según sus suposiciones, los océanos Atlántico e Índico se expandirán a expensas del Pacífico, África se desplazará hacia el norte y, debido a esto, el Mar Mediterráneo se liquidará gradualmente. Desaparecerá el Estrecho de Gibraltar, y la España “vuelta” cerrará el Golfo de Vizcaya. África se dividirá por las grandes fallas africanas y la parte oriental se desplazará hacia el noreste. El Mar Rojo se expandirá tanto que separará la Península del Sinaí de África, Arabia se moverá hacia el noreste y cerrará el Golfo Pérsico. India se moverá cada vez más hacia Asia, lo que significa que las montañas del Himalaya crecerán. California se separará de América del Norte a lo largo de la falla de San Andrés, y en este lugar comenzará a formarse una nueva cuenca oceánica. Se producirán cambios significativos en el hemisferio sur. Australia cruzará el ecuador y entrará en contacto con Eurasia. Este pronóstico requiere un refinamiento significativo. Mucho aquí es todavía discutible y poco claro.

fuentes

http://www.pegmatite.ru/My_Collection/mineralogy/6tr.htm

http://www.grandars.ru/shkola/geografiya/dvizhenie-litosfernyh-plit.html

http://kafgeo.igpu.ru/web-text-books/geology/platehistory.htm

http://stepnoy-sledopyt.narod.ru/geologia/dvizh/dvizh.htm

Y déjame recordarte, pero aquí hay algunos interesantes y este. mira y El artículo original está en el sitio web. InfoGlaz.rf Enlace al artículo del que se hace esta copia -

La teoría de las placas litosféricas es la dirección más interesante de la geografía. Como sugieren los científicos modernos, toda la litosfera está dividida en bloques que se desplazan en la capa superior. Su velocidad es de 2-3 cm por año. Se llaman placas litosféricas.

Fundador de la teoría de las placas litosféricas

¿Quién fundó la teoría de las placas litosféricas? A. Wegener fue uno de los primeros en 1920 en hacer la suposición de que las placas se mueven horizontalmente, pero no lo apoyó. Y solo en los años 60, los estudios del fondo del océano confirmaron su suposición.

La resurrección de estas ideas condujo a la creación de la teoría moderna de la tectónica. Sus disposiciones más importantes fueron determinadas por un equipo de geofísicos estadounidenses D. Morgan, J. Oliver, L. Sykes y otros en 1967-68.

Los científicos no pueden decir con certeza qué causa tales cambios y cómo se forman los límites. En 1910, Wegener creía que al comienzo del período Paleozoico, la Tierra constaba de dos continentes.

Laurasia cubrió la región de la actual Europa, Asia (India no estaba incluida), América del Norte. Era el norte del continente. Gondwana incluía América del Sur, África, Australia.

Hace unos doscientos millones de años, estos dos continentes se fusionaron en uno: Pangea. Y hace 180 millones de años, se vuelve a dividir en dos. Posteriormente, Laurasia y Gondwana también se dividieron. Debido a esta división, se formaron los océanos. Además, Wegener encontró pruebas que confirmaron su hipótesis sobre un solo continente.

Mapa de las placas litosfericas del mundo

Durante los miles de millones de años que las placas se han estado moviendo, se han fusionado y separado repetidamente. Sobre la fuerza y ​​el vigor del movimiento de los continentes gran influencia rinde temperatura interna Tierra. Con su aumento, aumenta la velocidad de movimiento de las placas.

¿Cuántas placas y cómo se ubican las placas litosféricas en el mapa mundial hoy? Sus límites son muy arbitrarios. Ahora hay 8 placas principales. Cubren el 90% de todo el territorio del planeta:

• Australiano;
• Antártico;
• Africano;
• Eurasiático;
• Indostán;
• Pacífico;
• Norteamericano;
• Sudamericano.

Los científicos están constantemente inspeccionando y analizando el fondo del océano y explorando fallas. Abra placas nuevas y corrija las líneas de las antiguas.

La placa litosférica más grande.

¿Cuál es la placa litosférica más grande? La más impresionante es la placa del Pacífico, cuya corteza tiene un tipo de adición oceánica. Su superficie es de 10.300.000 km². El tamaño de esta placa, así como el tamaño del Océano Pacífico, están disminuyendo gradualmente.

Al sur limita con la Placa Antártica. En el lado norte, crea la Fosa de las Aleutianas, y en el lado occidental, la Fosa de las Marianas.

Consiste en muchas capas apiladas una encima de la otra. Sin embargo, conocemos mejor que nadie la corteza terrestre y la litosfera. Esto no es sorprendente: después de todo, no solo vivimos de ellos, sino que también extraemos de las profundidades de la mayoría de los recursos naturales disponibles para nosotros. Pero incluso las capas superiores de la Tierra conservan millones de años de la historia de nuestro planeta y de todo el sistema solar.

Estos dos conceptos se encuentran con tanta frecuencia en la prensa y la literatura que han entrado en el vocabulario cotidiano del hombre moderno. Ambas palabras se utilizan para referirse a la superficie de la Tierra o de otro planeta; sin embargo, existe una diferencia entre los conceptos basada en dos enfoques fundamentales: químico y mecánico.

Aspecto químico - la corteza terrestre

Si dividimos la Tierra en capas, guiados por las diferencias en composición química, la capa superior del planeta será la corteza terrestre. Esta es una capa relativamente delgada, que termina a una profundidad de 5 a 130 kilómetros bajo el nivel del mar: la corteza oceánica es más delgada y la continental, en las áreas montañosas, es la más gruesa. Aunque el 75% de la masa de la corteza recae solo sobre silicio y oxígeno (no puros, ligados en la composición de diferentes sustancias), se distingue por la mayor diversidad química entre todas las capas de la Tierra.

La riqueza de los minerales también juega un papel: varias sustancias y mezclas creadas durante miles de millones de años de la historia del planeta. La corteza terrestre contiene no solo minerales "nativos" que fueron creados por procesos geológicos, sino también un legado orgánico masivo, como petróleo y carbón, así como inclusiones extraterrestres.

Aspecto físico - litosfera

Depender de características físicas La tierra, como la dureza o la elasticidad, nos da una imagen ligeramente diferente: el interior del planeta envolverá la litosfera (de otro griego lithos, esfera "rocosa, dura" y "sphaira"). Es mucho más gruesa que la corteza terrestre: ¡la litosfera se extiende hasta 280 kilómetros de profundidad e incluso captura la parte sólida superior del manto!

Las características de este caparazón son totalmente consistentes con el nombre: esta es la única capa sólida de la Tierra, a excepción del núcleo interno. La fuerza, sin embargo, es relativa: la litosfera de la Tierra es una de las más móviles del sistema solar, razón por la cual el planeta ha cambiado de posición más de una vez. apariencia. Pero para una compresión significativa, curvatura y otros cambios elásticos, se requieren miles de años, si no más.

• Un hecho interesante es que un planeta puede no tener una corteza superficial. Así, la superficie es su manto endurecido; El planeta más cercano al Sol perdió su corteza hace mucho tiempo como resultado de numerosas colisiones.

En resumen, la corteza terrestre es la parte superior y químicamente diversa de la litosfera, la capa sólida de la tierra. Inicialmente, tenían casi la misma composición. Pero cuando sólo la astenosfera subyacente afectó las profundidades y altas temperaturas, la hidrosfera, la atmósfera, los restos de meteoritos y los organismos vivos participaron activamente en la formación de minerales en la superficie.

Placas litosféricas

Otra característica que distingue a la Tierra de otros planetas es la variedad de diferentes tipos de paisajes que hay en ella. Por supuesto, el agua también jugó un papel increíblemente importante, del que hablaremos un poco más adelante. Pero incluso las formas básicas del paisaje planetario de nuestro planeta difieren de la misma Luna. Los mares y montañas de nuestro satélite son pozos de bombardeo de meteoritos. Y en la Tierra, se formaron como resultado de cientos y miles de millones de años de movimiento de las placas litosféricas.

Probablemente ya haya oído hablar de las placas: se trata de fragmentos enormes y estables de la litosfera que se desplazan a lo largo de la astenosfera fluida, como el hielo roto en un río. Sin embargo, hay dos diferencias principales entre la litosfera y el hielo:

• Los espacios entre las placas son pequeños y se aprietan rápidamente debido a la sustancia fundida que brota de ellos, y las placas en sí no se destruyen por las colisiones.
• A diferencia del agua, no hay un flujo constante en el manto, lo que podría establecer una dirección constante para el movimiento de los continentes.

Asi que, fuerza motriz La deriva de las placas litosféricas es la convección de la astenosfera, la parte principal del manto: los flujos más calientes del núcleo de la tierra suben a la superficie, mientras que los fríos vuelven a hundirse. Teniendo en cuenta que los continentes difieren en tamaño y que el relieve de su lado inferior refleja las irregularidades del lado superior, también se mueven de manera desigual e inconstante.

Placas principales

Durante miles de millones de años de movimiento de las placas litosféricas, se fusionaron repetidamente en supercontinentes, después de lo cual se separaron nuevamente. En un futuro cercano, dentro de 200-300 millones de años, también se espera la formación de un supercontinente llamado Pangea Ultima. Recomendamos ver el video al final del artículo: muestra claramente cómo han migrado las placas litosféricas en los últimos cientos de millones de años. Además, la fuerza y ​​​​la actividad del movimiento de los continentes determina el calentamiento interno de la Tierra: cuanto más alto es, más se expande el planeta y más rápido y libre se mueven las placas litosféricas. Sin embargo, desde el comienzo de la historia de la Tierra, su temperatura y radio han ido disminuyendo gradualmente.

• Un hecho interesante es que la deriva de las placas y la actividad geológica no necesitan ser alimentadas por el autocalentamiento interno del planeta. Por ejemplo, la luna de Júpiter tiene muchos volcanes activos. Pero la energía para esto no la proporciona el núcleo del satélite, sino la fricción gravitacional con , por lo que se calientan las entrañas de Io.

Los límites de las placas litosféricas son muy arbitrarios: algunas partes de la litosfera se hunden debajo de otras y otras, como la placa del Pacífico, generalmente están ocultas bajo el agua. Los geólogos hoy en día tienen 8 placas principales que cubren el 90 por ciento del área total de la Tierra:

• australiano
• antártico
• africano
• eurasiático
• Indostán
• Pacífico
• norteamericano
• sudamericano

Tal división apareció recientemente; por ejemplo, la placa euroasiática hace 350 millones de años consistía en partes separadas, durante cuya fusión Montes Urales, uno de los más antiguos de la Tierra. Los científicos hasta el día de hoy continúan estudiando las fallas y el fondo de los océanos, descubriendo nuevas placas y refinando los límites de las antiguas.

Actividad geológica

Las placas litosféricas se mueven muy lentamente: se arrastran una sobre otra a una velocidad de 1-6 cm / año y se alejan hasta 10-18 cm / año. Pero es la interacción entre los continentes lo que crea la actividad geológica de la Tierra, tangible en la superficie: las erupciones volcánicas, los terremotos y la formación de montañas siempre ocurren en las zonas de contacto de las placas litosféricas.

Sin embargo, hay excepciones: los llamados puntos calientes, que pueden existir en las profundidades de las placas litosféricas. En ellos, los flujos de materia fundida de la astenosfera se rompen hacia arriba, derritiéndose a través de la litosfera, lo que conduce a una mayor actividad volcánica y terremotos regulares. En la mayoría de los casos, esto sucede cerca de los lugares donde una placa litosférica se desliza sobre otra: la parte inferior y deprimida de la placa se hunde en el manto de la Tierra, lo que aumenta la presión del magma en la placa superior. Sin embargo, ahora los científicos se inclinan por la versión de que las partes "ahogadas" de la litosfera se están derritiendo, aumentando la presión en las profundidades del manto y creando así corrientes ascendentes. Esto puede explicar la lejanía anómala de algunos puntos calientes de las fallas tectónicas.

• Un hecho interesante es que los volcanes en escudo a menudo se forman en puntos calientes, característicos de su forma plana. Entran en erupción muchas veces, creciendo debido a la lava que fluye. También es un formato típico para volcanes alienígenas. El más famoso de ellos está en Marte, el punto más alto del planeta: ¡su altura alcanza los 27 kilómetros!

Corteza oceánica y continental de la Tierra

La interacción de las placas también conduce a la formación de dos varios tipos la corteza terrestre - oceánica y continental. Dado que los océanos suelen ser uniones de diferentes placas litosféricas, su corteza cambia constantemente: se rompe o es absorbida por otras placas. En el sitio de las fallas hay contacto directo con el manto, del cual se eleva el magma caliente. Al enfriarse bajo la influencia del agua, crea una fina capa de basaltos, la roca volcánica principal. Así, la corteza oceánica se renueva por completo cada 100 millones de años -las secciones más antiguas que se encuentran en el Océano Pacífico alcanzan una edad máxima de 156-160 millones de años.

¡Importante! La corteza oceánica no es toda la corteza terrestre que está bajo el agua, sino solo sus secciones jóvenes en la unión de los continentes. Parte de la corteza continental se encuentra bajo el agua, en la zona de placas litosféricas estables.