Maa geograafilised plaadid. Teaduslike uuringute kohaselt suutsid teadlased kindlaks teha, et litosfäär koosneb
Vastavalt kaasaegsele plaadi teooriad Kogu litosfäär on jagatud eraldi plokkideks kitsaste ja aktiivsete tsoonide – sügavate murrangute – poolt, mis liiguvad ülemise vahevöö plastkihis üksteise suhtes kiirusega 2-3 cm aastas. Neid plokke nimetatakse litosfääri plaadid.
Litosfääri plaatide eripära on nende jäikus ja võime välismõjude puudumisel kaua aega säilitada muutumatu kuju ja struktuur.
Litosfääri plaadid on liikuvad. Nende liikumine piki astenosfääri pinda toimub vahevöö konvektiivvoolude mõjul. Üksikud litosfääriplaadid võivad üksteisest eemalduda, üksteisele lähemale liikuda või üksteise suhtes libiseda. Esimesel juhul tekivad plaatide vahele plaatide vahel pragudega pingetsoonid, teisel - kokkusurumistsoonid, millega kaasneb ühe plaadi surumine teisele (tõukejõud - obduktsioon; tõukejõud - subduktsioon), kolmandal - nihkealad - vead, mida mööda toimub naaberplaatide libisemine.
Seal, kus mandriplaadid koonduvad, põrkuvad kokku ja tekivad mäestikuvöödid. Nii tekkis Euraasia ja Indo-Austraalia laamade piirile näiteks Himaalaja mäesüsteem (joon. 1).
Riis. 1. Mandri litosfääri plaatide kokkupõrge
Mandri- ja ookeanilaama vastasmõjul liigub ookeanilise maakoorega plaat mandrilise maakoorega plaadi alla (joonis 2).
Riis. 2. Mandri ja ookeani litosfääri plaatide kokkupõrge
Mandri- ja ookeaniliste litosfääriplaatide kokkupõrke tagajärjel tekivad süvamerekraavid ja saarekaared.
Litosfääri plaatide lahknemine ja sellest tulenev ookeanilise maakoore moodustumine on näidatud joonisel fig. 3.
Ookeani keskaheliku aksiaalvööndeid iseloomustavad lõhed(inglise keelest lõhe - lõhe, pragu, rike) - sadade, tuhandete pikkune, kümnete ja mõnikord sadade kilomeetrite laiune maakoore suur lineaarne tektooniline struktuur, mis tekkis peamiselt maakoore horisontaalsel venitamisel (joonis 4). Väga suuri lõhesid nimetatakse lõhenenud rihmad, tsoonid või süsteemid.
Kuna litosfääriplaat on üks plaat, on selle kõik vead seismilise aktiivsuse ja vulkanismi allikaks. Need allikad on koondunud suhteliselt kitsastesse tsoonidesse, mida mööda toimub külgnevate plaatide vastastikune liikumine ja hõõrdumine. Neid tsoone nimetatakse seismilised vööd. Rifid, ookeani keskharjad ja süvamere kaevikud on Maa liikuvad piirkonnad ja asuvad litosfääri plaatide piiridel. See näitab, et maakoore moodustumise protsess neis vööndites toimub praegu väga intensiivselt.
Riis. 3. Litosfääri plaatide lahknemine tsoonis ookeaniharja vahel
Riis. 4. Riftide moodustumise skeem
Enamik litosfääriplaatide rikkeid esineb ookeanide põhjas, kus maakoor on õhem, kuid neid esineb ka maismaal. Suurim maismaamurd asub Ida-Aafrikas. See ulatub 4000 km pikkuseks. Selle rikke laius on 80-120 km.
Praegu saab eristada seitset suurimat plaati (joon. 5). Neist pindalalt suurim on Vaikse ookeani piirkond, mis koosneb täielikult ookeanilisest litosfäärist. Reeglina liigitatakse suureks ka Nazca plaat, mis on oma mõõtmetelt mitu korda väiksem kui iga seitsmest suurimast. Samal ajal viitavad teadlased, et tegelikult on Nazca plaat palju enamat suurem suurus, kui me seda kaardil näeme (vt joonis 5), kuna märkimisväärne osa sellest läks naaberplaatide alla. Ka see plaat koosneb ainult ookeanilisest litosfäärist.
Riis. 5. Maa litosfääri plaadid
Laama näide, mis hõlmab nii mandri- kui ka ookeanilitosfääri, on näiteks Indo-Austraalia litosfääri plaat. Araabia laam koosneb peaaegu täielikult mandrilisest litosfäärist.
Litosfääri plaatide teooria on oluline. Esiteks võib see selgitada, miks Maal on mõnes kohas mäed ja mõnes kohas tasandikud. Litosfääri plaatide teooriat kasutades on võimalik seletada ja ennustada plaatide piiridel esinevaid katastroofilisi nähtusi.
Riis. 6. Mandrite kujundid tunduvad tõesti ühilduvad.
Mandrite triivi teooria
Litosfääri plaatide teooria pärineb mandrite triivi teooriast. Veel 19. sajandil. paljud geograafid on märkinud, et kaarti vaadates võib märgata, et Aafrika ja Lõuna-Ameerika rannik tunduvad lähenedes ühilduvad (joon. 6).
Mandri liikumise hüpoteesi tekkimine on seotud saksa teadlase nimega Alfred Wegener(1880-1930) (joon. 7), kes selle idee kõige täiuslikumalt arendas.
Wegener kirjutas: „Aastal 1910 tekkis mul esimest korda mõte mandrite liigutamisest... kui mind rabas mõlema kalda ranniku piirjoonte sarnasus. Atlandi ookean" Ta oletas, et varapaleosoikumis oli Maal kaks suurt mandrit – Laurasia ja Gondwana.
Laurasia oli põhjakontinent, mis hõlmas tänapäevase Euroopa territooriume, Aasiat ilma Indiata ja Põhja-Ameerikat. Lõunamanner - Gondwana ühendas Lõuna-Ameerika, Aafrika, Antarktika, Austraalia ja Hindustani kaasaegsed territooriumid.
Gondwana ja Laurasia vahel oli esimene meri – Tethys, nagu tohutu laht. Ülejäänud osa Maa ruumist hõivas Panthalassa ookean.
Umbes 200 miljonit aastat tagasi liideti Gondwana ja Laurasia üheks mandriks – Pangeaks (Pan – universaalne, Ge – maa) (joonis 8).
Riis. 8. Pangea ühe kontinendi olemasolu (valge - maa, täpid - madal meri)
Umbes 180 miljonit aastat tagasi hakkas Pangea kontinent taas eralduma oma osadeks, mis segunesid meie planeedi pinnal. Jagamine toimus järgmiselt: esmalt ilmusid uuesti Laurasia ja Gondwana, seejärel läksid Laurasia lahku ja seejärel läks lahku Gondwana. Pangaea osade lõhenemise ja lahknemise tõttu tekkisid ookeanid. Atlandi ookeani ja India ookeani võib pidada noorteks ookeanideks; vana - vaikne. Põhja-Jäämeri muutus isoleerituks, kuna põhjapoolkeral kasvas maismaa.
Riis. 9. Mandrite triivi asukoht ja suunad kriidiajastul 180 miljonit aastat tagasi
A. Wegener leidis palju kinnitusi Maa ühe kontinendi olemasolule. Ta pidas eriti veenvaks iidsete loomade – listosauruste – jäänuste olemasolu Aafrikas ja Lõuna-Ameerikas. Need olid väikeste jõehobudega sarnased roomajad, kes elasid ainult mageveekogudes. See tähendab, et nad ei saanud soolases merevees suuri vahemaid ujuda. Ta leidis sarnaseid tõendeid taimemaailmast.
Huvi kontinentaalse liikumise hüpoteesi vastu 20. sajandi 30. aastatel. mõnevõrra vähenes, kuid taaselustus 60ndatel, mil ookeanipõhja reljeefi ja geoloogia uuringute tulemusena saadi andmeid, mis viitavad ookeanilise maakoore paisumise (levitamise) protsessidele ja mõne piirkonna “sukeldumisele”. koore osad teiste all (subduktsioon).
Koos ülemise vahevöö osaga koosneb see mitmest väga suurest plokist, mida nimetatakse litosfääriplaatideks. Nende paksus on erinev - 60-100 km. Enamik plaate sisaldab nii kontinentaalset kui ka ookeanilist maakoort. Põhiplaate on 13, millest 7 on suurimad: Ameerika, Aafrika, Indo-, Amuuri.
Plaadid asetsevad ülemise vahevöö (astenosfääri) plastkihil ja liiguvad üksteise suhtes aeglaselt kiirusega 1-6 cm aastas. See fakt tehti kindlaks Maa tehissatelliitidelt tehtud piltide võrdlemisel. Nad viitavad sellele, et konfiguratsioon võib tulevikus olla praegusest täiesti erinev, kuna on teada, et Ameerika litosfääriplaat liigub Vaikse ookeani poole ja Euraasia laam läheneb Aafrika, Indo-Austraalia ja ka Vaikne ookean. Ameerika ja Aafrika litosfääri plaadid liiguvad aeglaselt üksteisest lahku.
Litosfääri plaatide lahknemist põhjustavad jõud tekivad vahevöö materjali liikumisel. Selle aine võimsad ülesvoolud lükkavad plaadid lahku, rebides maakoore laiali, moodustades selles sügavaid kahjustusi. Laavade veealuse väljavalamise tõttu tekivad kihistused piki murranguid. Külmutades paranevad nad justkui haavad – praod. Kuid venitus suureneb uuesti ja rebendid tekivad uuesti. Niisiis, järk-järgult suurenedes, litosfääri plaadid eri suundades lahknema.
Rikevööndeid on maismaal, kuid suurem osa neist on ookeaniharjades, kus maakoor on õhem. Suurim maismaa murrang asub idas. See ulatub 4000 km pikkuseks. Selle rikke laius on 80-120 km. Selle äärealad on täis väljasurnud ja aktiivseid.
Teiste plaatide piiride kõrval täheldatakse plaatide kokkupõrkeid. See juhtub erineval viisil. Kui plaadid, millest ühel on ookeaniline ja teisel mandriline maakoor, lähenevad üksteisele, siis merega kaetud litosfääriline laam vajub mandri alla. Sel juhul ilmuvad kaared () või mäeahelikud (). Kui kaks mandrilise maakoorega plaati põrkuvad, purustatakse nende plaatide servad kivimurdudeks ja moodustuvad mägised piirkonnad. Nii tekkisid need näiteks Euraasia ja Indo-Austraalia laamade piirile. Mägiste alade olemasolu litosfääriplaadi siseosas viitab sellele, et kunagi eksisteeris kahe plaadi piir, mis olid omavahel kindlalt kokku sulanud ja muutusid üheks suuremaks litosfääriplaadiks. Seega võime teha üldise järelduse: litosfääri plaatide piirid on liikuvad alad, millega piirduvad vulkaanid, tsoonid, mägipiirkonnad, ookeani keskahelikud, süvamere lohud ja kaevikud. Just litosfääri plaatide piiril tekivad need, mille päritolu seostatakse magmatismiga.
Peamised struktuuriüksused litosfääri tasemel on litosfääri plaadid, mis peegeldavad selle külgmisi heterogeensusi. Nende piirid ületavad maapõue ja suprasthenosfääri vahevöö ning seismiliste andmete põhjal jälgitakse neid sageli vahevöö alumises sügavuses. Litosfääriliste plaatide teist järku struktuuridest paistavad silma nende mandri- ja ookeanisegmendid (mandrid ja ookeanid), mis eristuvad kõige teravamalt maakoore struktuuri poolest. Litosfääri peamiste struktuuriüksuste arengut kirjeldab litosfääri plaatide tektoonika.
Litosfääri laamtektoonika aluspõhimõtetes kuus postulaati paistavad silma.
1) Tahke Maa ülemistes kestades eristatakse selle reoloogiliste omaduste järgi habrast kesta - litosfäär ja selle all olev plastkest - astenosfäär.
2) Litosfäär jaguneb piiratud arvuks suurteks ja väikesteks plaatideks. Suured litosfääri plaadid on - Euraasia, Aafrika, Põhja-Ameerika, Lõuna-Ameerika, Vaikse ookeani, Austraalia, Nazca. Väikeste plaatide ja mikroplaatide hulgast paistavad silma järgmised: Juan de Fuca, kookospähkel, kariibi mere saar, araabia, hiina, indohiina, okhotsk, Filipiinid.
3) Litosfääriplaatide piire on kolme tüüpi: lahknevad piirid, mida mööda plaadid eemalduvad; koonduvad piirid mida mööda plaadid lähenevad ja vajuvad üksteise alla või põrkuvad kokku, muuta piire, kus plaadid libisevad üksteisest mööda.
4) Plaatide horisontaalset liikumist saab kirjeldada Euleri sfäärilise geomeetria seadustega, mille kohaselt toimub igasugune kahe konjugeeritud punkti liikumine sfääril mööda ringjoont, mis on tõmmatud Maa keskpunkti läbiva telje suhtes. Selle telje väljumist maapinnale nimetatakse pöörlemis- või avanemispooluseks.
5) Ookeani maakoore pindala koonduvatel piiridel on võrdne lahknevatel piiridel moodustunud maakoore pindalaga.
6) Litosfääri plaatide liikumise peamine põhjus on konvektsioon vahevöös.
Oluline täiendus "klassikalisele" laamtektoonikale on sulgtektoonika , mille ideed hakkasid kujunema samaaegselt laamtektoonikaga, mis kasutas "kuumad kohad" ookeanid, et jälgida litosfääri plaatide liikumist. Praegu tuvastatakse seismilise tomograafia andmetel Maa erinevatest sügavamatest kihtidest lähtuvate dekompresseeritud kuumutatud aine (sammaste) voogusid.
Erinevad plaatide piirid on põhjustatud lõhenemisprotsessidest ja peegeldavad külgsuunalise laienemise geodünaamilisi tingimusi, mis on orienteeritud peamiselt üle lahknevate piiride löögi. Morfoloogiliselt lõhede struktuurid mida väljendavad riketega piiratud keerukad grabenssüsteemid. Enamik lõhestruktuuridest moodustab ühtse globaalse süsteemi, mis läbib kontinente ja ookeane. Suurem osa süsteemist (umbes 60 tuhat km) asub ookeanides ja seda väljendavad ookeani keskahelikud. Mandritel ookeanilõhed sageli jätkub mandrilõhed . Aktiivsete mandriservade ületamisel võivad ookeani keskahelikud neelduda subduktsioonivöönditesse. Lõhede tsoonide surm löögi ajal on järk-järguline või katkeb teisendusvead. Riftivööndid moodustavad peaaegu täieliku rõnga ümber lõunapooluse laiuskraadidel 40-60°. Sellest rõngast väljuvad meridionaalses suunas kolm haru, kustudes põhja poole: Vaikse ookeani idaosa, Atlandi ookean Ja India ookean. Vaid mõned suuremad lõhede tsoonid asuvad väljaspool globaalset süsteemi.
Riftimismehhanismidest eristatakse deformatsiooniriftingut ja hüdraulilise kiilumise mehhanismi. Deformatsiooni ajal rifting venitamine realiseerub tõmbe- ja viskoossete deformatsioonidega suhteliselt kitsas ribas koos selle riba paksuse vähenemisega ja “kaela” moodustumisega. Välja on pakutud mitmeid deformatsiooniriftingu mudeleid. R. Smithi jt mudel alamhorisontaalse purunemisega rabedate ja plastiliste deformatsioonikihtide vahel; W. Hamiltoni jt mudel läätsekujulise deformatsiooniga; B. Wernicke mudel, mis käsitleb asümmeetrilist deformatsiooni õrnal veal.
Hüdrauliline kiilumehhanism annab basaltse magma aktiivse jõuna, mis surub kivimid laiali, tungides altpoolt nendevahelistesse vertikaalsetesse pragudesse ja moodustades paralleelsete tammide sülemid. Praod tekivad hüdraulilise purustamise tagajärjel sama magma mõjul.
Laotusalade avamine võib toimuda kahel viisil. Esimene aktiivne riftimine tuleneb astenosfääri aine tõusva voolu ülimuslikkusest. Voolu tõstab ja surub litosfääri lahku, mis lõpuks viib selle hõrenemiseni ja purunemiseni. Passiivne rifting on põhjustatud tõmbejõududest, mis rakenduvad otse deformeeritavale kihile.
Litosfääri plaatide piiride teisendamine kombineerida ja täiendada lahknevaid piire. Need väljenduvad kõige selgemalt ookeani keskosas, kus nad jagunevad erineva vanusega fragmentideks ja nihkuvad üle löögi.
Kõige olulisem vara lahknevad ja muudavad piire on see, et nende piirides levib uus ookeaniline maakoor.
Konvergentsed plaatide piirid mida iseloomustab plaatide koondumine valitseva külgsurve geodünaamilistes tingimustes. Neid väljendatakse subduktsioonitsoonid, milles ookeaniline maakoor on mandrilise allutatud või ookeaniline maakoor allub ookeanilise, kuid noorema alla. Kui litosfääri plaatide mandrilõigud lähenevad ja seejärel põrkuvad, väljendatakse koonduvaid piire kokkupõrge. Teatud tingimustel võib kaasneda alistumine ja kokkupõrge obduktsioon– ookeanilise maakoore surumine mandrilisele maakoorele. Enamik subduktsioonitsoone asub perifeerias vaikne ookean. Teine süsteem väljub Vaiksest ookeanist läände ja järgneb vaheldumisi kokkupõrkepiirkondadega Sunda tsoonist Calabria vööndisse Vahemeres ja Gibraltaril. Kaasaegseid kokkupõrkealasid seostatakse peamiselt Vahemere-Himaalaja murdevööga. Nende piirides toimub tektooniline tõrjumine, mis põhjustab intensiivseid murde-tõukejõu deformatsioone ja mägistruktuuride – orogeenide – teket.
Nii nagu lahknevate ja teisenevate piiride korral moodustub uus maakoor koonduvates piirides, kuid kontinentaalset tüüpi maakoor.
Laamasisesed tektoonilised protsessid ja nende loodud struktuurid on praegu intensiivse uurimise objektiks. Peamiste plaadisiseste dislokatsioonide tüüpide hulgas eristatakse planetaarset murdumist ja sellega tihedalt seotud lineamente, volditud dislokatsioonide tsoone ja rõngasstruktuure.
Planeetide purunemine näib olevat kõige universaalsem ja laialdasemalt levinud plaadisisese dislokatsiooni tüüp. Enim on seda uuritud litosfääriliste plaatide mandriosadel, kus see avaldub kõige paremini deformeerimata kujul platvormkatte setetes. Selle kõige olulisem tunnus on kahe põlvkonna pragude ülekaal: kihtide kaupa (subhorisontaalsed) ja normaalsed (risti kihi piiridega). Tavapragude vahelised kaugused sõltuvad kihi paksusest ja seda moodustavate kivimite koostisest. Üldiselt, mida suurem on pragudest purustatud kihi paksus, seda suurem on nendevaheline kaugus (samm). Lisaks jagatakse tavalised praod süsteemideks – lähedaste esinemiselementidega pragude komplektideks. Süsteemidest eristatakse kõige sagedamini submeridionaalset, sublaiust ja kahte diagonaalset (loode- ja kirdeosa). Planeedi purunemise tunnused on seotud pöörlemisteguritega - planeedi pöörlemiskiiruse mittestatsionaarsusega ümber oma telje.
Tähtaeg lineament pakkus esmakordselt välja Ameerika geoloog W. Hobbs 1911. aastal globaalsete reljeefi ja ühes suunas pikliku struktuurielementide tähistamiseks. See sai protsessi käigus uue tähenduse lai rakendus aero- ja kosmosefotode geoloogias, nagu on kajastatud maa pind erineva astme katkendlikud vead (sealhulgas planetaarmurrud).
Volditud dislokatsioonide plaadisisesed tsoonid leidub kõigil mandritel ja nüüd hakkab neid ookeanipõhja eralduma. Nende pikkus ulatub sadade kilomeetriteni ja laius mitmekümne kilomeetrini. Mõned neist moodustuvad iidsete lõhede kohal liikumise inversiooni tulemusena, teised moodustuvad paralleelselt lähimate voltimisvöödega ja nendega sünkroonselt. Epiplatform orogeenid on nendega tihedalt seotud päritoluga. Õrnad lineaarsed tõusud ja lohud, mida peetakse litosfäärikurrudeks, on laialt levinud.
Rõngasstruktuurid (tsentraalset tüüpi morfostruktuurid ) hakati aktiivselt uurima tihedas seoses kosmosegeoloogia arenguga. Nende hulgas on magmaatilist päritolu struktuure (vulkanogeensed, vulkanogeensed-plutoonilised, plutoonilised); metamorfogeensed (graniidist gneisskuplid); soola- ja savikihtide diapiirilised struktuurid, kaarekujulised tõusud ja vajumised; samuti eksogeensete protsessidega seotud termokarsti- ja karstivormid. Erirühma moodustavad põrke (meteoriidi) päritolu struktuurid. Märkimisväärne osa dekrüpteerimise käigus tuvastatud ringobjektidest liigitatakse krüptostruktuurideks (tundmatu päritoluga struktuurid).
Mõju (meteoriit, kosmogeensed) struktuurid tekkis taevakehade langemisel Maale erinevat tüüpi ja suurus. Meteoriidikraatrid on Maa pinnal olevad süvendid, mis säilitavad löögi päritolu morfoloogilised tunnused. Tavaliselt nimetatakse struktuure, mis on denudatsiooni tõttu need omadused kaotanud astrobleemid(tähearmid).
Kosmiliste kehade Maale lähenemise kiirus kõigub 11-76 km/s. Atmosfääri sisenedes kaotavad väikesed kehad pidurdamise tõttu kiirust. Nad võivad atmosfääris täielikult "põleda". Kuid juba 10–20 m suurused kehad, mis põrkuvad Maaga kiirusega paar kilomeetrit sekundis, on võimelised moodustama kraatreid ja jätma neisse oma prahi. Kui selliste kehade kiirus kokkupõrkel on 30 km/s või rohkem, tekib rõhk 1500 GPa, mis on ligikaudu 50 korda suurem kui Maa keskmes. Sooja on kümneid tuhandeid kraadi. Sellistes tingimustes toimub meteooriaine peaaegu täielik aurustumine. Kraatrid on täidetud purunenud aluspõhjakivimiga kaetud põrkebretsiaga. Kraatrite keskosas on sageli keskne tõus, mis koosneb kaootilisest bretšast. Kraatrit täitvad kivid (mõjud), tekivad tohutu rõhu ja kõrge temperatuuri all. Nende hulgast paistavad silma järgmised sordid.
Authigeenne bretša- Need on killustatud aluskivimid, mis ei ole oluliselt liikunud. Need asuvad sektsiooni põhjas.
Allogeenne bretša moodustub erineva suurusega prahist, mis langeb tagasi kraatrisse, mis on tsementeeritud lahtise klastmaterjaliga ( koptoklast). Bretša paksus võib ulatuda 100 meetrini või rohkemgi.
Suviidid, mis on klaasikildude ja kivimite paagutatud mass koos teiste kivimitega, mis täidavad kraatrite sisemisi osi. Lisaks levitatakse neid väljaspool kraatreid eraldi keeltes.
Tagamiidid lebama lehtrite sees. Nad moodustavad ebakorrapäraseid lehe- ja läätsekujulisi kehasid autentsete bretšade pinnal või allogeensete bretšade ja suvitide kohal, samuti moodustuvad autentsetes bretšades ja pseudonappides tammid ja tuulutusavad. Tagamiite esindavad monotoonsed täpilised kivimid, millel on poorne, mõnikord pimsskivilaadne struktuur, mis koosnevad tumehalli või värvilise klaasi kildudest.
Pseudotahülüüdid– sulanud klaasjad või kristalliseerunud kivimid, mis moodustavad autigeensetes bretšades veene. Need tekivad hõõrdsulamise tulemusena üksteise vastu hõõrduvate plokkide piiridel.
Ookeanid
Ookeanide olulisemad morfostruktuursed elemendid on ookeani keskharjad, transformatsioonimurd ja kuristiktasandikud.
Ookeani keskharjad ja transformatsioonivead, mis on osa ülemaailmsest lõhede süsteemist, esinevad kõigis ookeanides tsoonidena levib– ookeanipõhja laienemine nende aksiaalsetesse osadesse moodustunud uue maakoore tõttu. Ristiharjad on grandioossed mäeehitised, mille keskmine laius varieerub mitmesajast kilomeetrist 2000-4000 km-ni, suhteline ülejääk ookeanipõhja kohal on 1-3 km. Seljandiku tipud asuvad keskmiselt 2,5 km sügavusel. Harjade reljeef on tugevalt lahatud. Veelgi enam, mäetipud asenduvad teljest eemaldudes künkliku maastikuga, mis üleminekul kuristiktasandikele tasandub. Seega jagunevad mäeharjad kaheks geomorfoloogiliseks tsooniks: harja tsoon Ja nõlva pindala (küljed). Ridge tsoonid koosnevad mäesüsteemidest ja neid eraldavatest orulaadsetest lohkudest, mis on vastavalt üldstreigile piklikud. Ookeani keskharjade keskses aksiaalvööndis on mägede kõrgus maksimaalne. Siin seostatakse neid kitsa (10-40 km) ja sügavaga (1-4 km) lõhede org järskude (umbes 40°) külgedega, mis on jagatud mitmeks serviks. Padjalaavat paljastuvad äärtes ( padjalaava). Riftiorgu iseloomustab plokk-harja dissektsioon. Selle keskosa koosneb külmunud basaltkuplitest ja käsivarrekujulistest vooludest, mis on tükeldatud Gyarami– vertikaalnihketa haigutavad, 0,5–3 m laiused (vahel kuni 20 m) ja kümnete meetrite pikkused tõmbepraod. Vaikse ookeani ookeani keskahelikuid iseloomustavad Atlandi ookeani, India ja Arktika (Arktika) ookeanide seljandikutega võrreldes vähem kontrastsed reljeefivormid, nendes olev lõheorg pole selgelt väljendunud ja vulkaanilised vormid on laialt levinud. arenenud.
Ookeani keskharjad ristuvad teisendusvigu(J.T. Wilson, 1965), mis nihutavad seljandike fragmente suundades, mis on risti mäeharjade löögiga. Nihke amplituud on sadu kilomeetreid (Atlandi ookeani ekvatoriaalsetes piirkondades kuni 750 km). Ookeanipõhja topograafias väljenduvad teisendusvead järskude nõlvadega kitsaste lohkudena. Nende sügavus ulatub 7-8 km-ni (Eltanini ja Romanche murrangud). Teisendusvead on eritüüp nihkenihkega rebendid, mis kannavad (muudavad) litosfääri horisontaalset liikumist ühelt aktiivselt piirilt teisele. Transformeerimislõhe vead vastavad „harja-harja” tüübile (nad leevendavad pinget mõratsooni kahe segmendi vahel). Pingete kuhjumise põhjused katuseharja segmentide vahel on seotud leviku ebaühtlusega. Transformatsioonitõrgete struktuur jaguneb aktiivseteks ja passiivseteks osadeks. Aktiivses osas moodustub uus ookeaniline maakoor. Nende pikkuse järgi eristatakse teisendusvigu peamine (V. E. Khaini järgi) või demarkatsioon (Yu M. Puštšarovski järgi) Nende pikkus on kümneid tuhandeid kilomeetreid ja neid eraldavad vahemaad tuhatkond kilomeetrit. Nad ületavad ookeane ja võivad jõuda kontinentidele. Sellised transformatsioonivead jagavad ookeanid segmentideks, mis avanevad erinev aeg. Vähem ulatuslikud muundumisvead ületavad ookeani keskahelikke iga 100–200 km järel ja jätkuvad mõnel kaugusel sügaviku tasandikel. Järgmise kategooria vead ei ulatu mäeharjadest kaugemale ja on üksteisest kümnete kilomeetrite kaugusel. Lõpuks läbivad väiksemad rikked ainult katuseharja tsoone ja rifti orge.
Geofüüsikalistes valdkondades Ookeani keskahelikud on väga eristatavad. Harja tsooni iseloomustab suurenenud seismilisus. Sel juhul ei ületa maavärina hüpotsentrite sügavus tavaliselt paari kilomeetrit. Gravitatsiooniväljas piki harja telge paistavad silma negatiivsed anomaaliad. Koos katuseharja tsooni suurenenud soojusvooga salvestavad nad magma kambreid, milles magmad on koondunud, mis on pinna lähedal asuva astenosfääri basaltkomponendi sulatamise tulemus. Ookeani keskaheliku magnetvälja iseloomustavad ribamagnetilised anomaaliad. Need kulgevad paralleelselt ja sümmeetriliselt harja teljega ning esindavad otsese ja vastupidise polaarsuse vaheldumist. Anomaaliad on määratud numbritega, mille loendamine algab sümmeetriliselt mõlemal pool aksiaalset tsooni. Samanimeliste anomaaliate vaheline kaugus erinevates riftivööndites võib olla erinev. See ei jää sama anomaalia kõrvale konstantseks. Mõnikord on anomaaliate sümmeetria rifti telje suhtes eri külgedel erinev: ühelt poolt on anomaaliad kokku surutud ja teiselt poolt hõredad. Kõik need omadused on seletatavad asjaoluga, et magma kristalliseerumisel nihketsoonis fikseerib jääkmagnetiseerimine kivimites geomagnetilised omadused (mudel F. Vine - D. Matthews Cambridge'i ülikoolist, USA, 1963). Tekkides eemaldub äsja moodustunud ookeaniline maakoor levimisteljest ja salvestab sarnaselt magnetlindile geomagnetvälja kõikumised, sealhulgas polaarsuse muutused. Kuna maakoore kasv toimub mõlemal pool levimistelge, moodustub kaks kattuvat magnetkirjet. Samanimeliste anomaaliate vaheline kaugus, kui nende vanus on dateeritud, võimaldab määrata levimiskiirust. Selle meetodi abil saadud kiirused varieeruvad sentimeetri murdosast kuni 15-18 cm aastas. Kuna levimine areneb tavaliselt sümmeetriliselt, on litosfääriplaatide eraldumise kogukiirus kaks korda suurem kui levimiskiirus. Globaalne anomaalia skaala on nüüdseks piisavalt üksikasjalikult välja töötatud. Eelkõige hõivab normaalse polaarsusega anomaalia 34 põhja laia riba ja seda tõlgendatakse kui "vaikse magnetvälja kriidiajastu tsooni (120–84 miljonit aastat). Samuti on rohkem iidseid anomaaliaid vanusega kuni 167,5 miljonit aastat (jura). Seega võimaldas ribaanomaaliate andmete kasutamine rekonstrueerida nii ookeanide ajalugu kui ka kogu globaalset litosfääriplaatide suhtelise liikumise süsteemi mesosoikumi keskpaigast tänapäevani.
Levimistsoonide tektonomagmaatilised protsessid moodustavad vahevööst eraldatud materjalist ookeanilise maakoore. Kaasaegse vulkanismi saaduste mahu poolest on ookeanilised levikutsoonid kolm korda suuremad kui kõik muud vulkanismi liigid kokku ja ulatuvad umbes 4 km³ aastas. Ookeani keskharjade tardkivimite peamised sordid on basaltoidid, gabroidid ja ka peridotiidid - mantli aine tulekindlad jäänused. Harjadele on iseloomulik spetsiaalne geokeemiline basaltoidide tüüp, tavaliselt lühendatult MORB (Mid-Oceanic Ridge Basalts) või MOR (Mid-Oceanic Ridges) või toleiiitsed basaltid. Ookeani jaoks normaalset tüüpi toleiiidid(N-MORB) mobiilside ( ebaühtlane) elemente, mille all mõeldakse elemente, mille ioonraadiused ja laengud ei lase neil kergesti kivimit moodustavatesse mineraalidesse sattuda. Seetõttu on neil väga madal kristall-vedelik jaotuskoefitsient ja need akumuleeruvad kristalliseerudes süsteemi. Nende hulka kuuluvad kaalium, tsirkoonium, baarium, enamik TR-i jne. Selliseid basalte peetakse geokeemiliselt ammendatud ( kurnatud) vahevöö suhteliselt madalal sügavusel. Samas oli algsete kivimite sulamisaste kõrge, mis väljendus sulandi rikastamises rauarühma elementidega.
Piirdub ookeani keskahelike vulkaaniliste tsoonidega hüdrotermilised väljalaskeavad. Nendega on seotud metallilised setted ja spetsiifilised “must-valgete suitsetajate” ladestused.
Metallilised setted- Need on lahtised polügeensed moodustised, mis on rikastatud peamiselt hüdrotermilise päritoluga raua ja mangaaniga. Kaasaegsed setted piirduvad levivate mäeharjade aksiaalsete osade ja külgedega, hüdrotermiliste väljade läheduses. Levimise arenedes mattuvad metallilised setted ookeani settekatte põhja, kus nende paksus võib ulatuda mitmekümne meetrini. Need moodustised paistavad silma iseseisvatena metallist põhinev moodustumine.
"Mustad suitsetajad"- torukujulised sulfiidstruktuuridest koonused, millest läbi voolavad hüdrotermilised lahused temperatuuril 350-400°C, küllastunud mineraalosakeste suspensiooniga, mis hajuvad veekeskkonnas suitsuna. Nendega kaasneb ainulaadne elustiku kompleks, mis on täiesti sõltumatu eksogeensetest toiduallikatest. Mäed ja koonilised struktuurid moodustavad massiivsete sulfiidmaakide maardlaid, mis kaaluvad mitu tuhat tonni. Leidub ka mantlilaadseid massiivseid sulfiidmaake, paksusega kuni 10 m. Mõne sellise moodustise mass võib ulatuda 2 miljoni tonnini. Sulfiidmaagid paiknevad peamiselt ookeani keskaheliku aksiaalsetes tsoonides.
"Valged suitsetajad"- suhteliselt madala temperatuuriga hüdrotermiliste allikate tüüp, mille temperatuur on alla 300 °C ja mis toimivad parageneesis "mustade suitsetajatega". Kui aga “mustade suitsetajate” suits koosneb raua, tsingi, vase sulfiididest koos amorfse ränidioksiidi lisandiga, siis “valgete suitsetajate” suits moodustub sulfaatidest (anhüdriit, bariit) ja amorfsest ränidioksiidist.
Suhteliselt hiljuti avastati Atlantise meremäe tipus Kesk-Atlandi seljandikul, selle teljest 15 km läänes 2600 jala sügavusel veel üks varem tundmatu hüdrotermilise vedeliku tüüp. Põhjatopograafias esindavad neid hüdroterme tohutud, kuni 60 m kõrgused ja põhjas umbes 100 m laiused pimestavad valged tornid, mis põhinevad peridotiidil. Nad said nime Kadunud linn(Kadunud linn). Tornid koosnevad karbonaatidest – kaltsiidist, aragoniidist, brookiidist. Neil puudub suits, mille asemel voolavad pragudest välja veejoad, mille temperatuur on 50–80 ° C. Soojusallikaks on ultramafiliste kivimite jahutusprotsess. Lisaks toodetakse seda tänu keemiline reaktsioon, milles oliviin (peridotiidi peamine mineraal) interakteerub merevesi, selles lahustuvad soolad ja muutuvad serpentiniidiks ja karbonaatideks, mis moodustavad kirjeldatud hüdrotermilisi struktuure. "Kadunud linn" on rikkalikult asustatud bakteritega, moodustades ulatuslikke matte. Nad toituvad metaanist ja vesinikust, mis eralduvad reaktsiooni käigus.
Olenevalt puistenormist kiire levikuga (kiirus üle 7 cm/aastas), keskmise (kiirusega 3-7 cm/aastas), aeglase (kiirusega 1-3 cm/aastas) ja üliaeglase laotusega tsoonid (kiirus kuni 1 cm/aastas) eristatakse. Levitamiskiirus on tihedalt seotud ookeani levikutsoonide topograafiaga. Kiire leviku näide on Vaikse ookeani idaosa tõus, mida eristab suur laius ja nõrgalt väljendunud riftibassein (kuni selle täieliku puudumise ja asendumiseni horstilaadse eendiga). Mid-Atlantic Ridge'i erinevates osades on madal ja keskmine levimismäär. Selle topograafia on "klassikaline" ookeani keskahelik. Üliaeglase levikuga riftivööndite hulka kuulub Gakkeli seljak Põhja-Jäämeres. Põhja topograafias esindab seda peaaegu üks kitsas lõheorg. Ookeani keskharjade levimiskiiruste muutused on tsüklilised, mis väljendub tektoneustaatilistes transgressioonides ja regressioonides. Kiire levikuga moodustub suurtes kogustes uut maakoort, mäeharjade hariosa ei jõua jahtuda ning seljandid muutuvad laiemaks, “pigistades” ookeanivett maismaale, mis põhjustab globaalset transgressiooni. Aeglase leviku korral moodustub äsja moodustunud ookeaniline maakoor väiksemates kogustes ja sellel on aega jahtuda. Ookeani kaevikute sügavus suureneb, nagu ka nende maht. Mandrite vesi “tõmbatakse” ookeani ja toimub globaalne regressioon.
Basaltse magma eraldumine sõltub ka lahknemise kiirusest. Laotuskiiruse suurenedes liigub harjade magmakamber pinnale lähemale. Magmal on kõrgem temperatuur ja madal viskoossus, seetõttu moodustab see purskades ulatuslikke mandrite platoobasaltidega sarnaseid katteid. Aeglase leviku korral tekivad padjalavad. Madal levimiskiirus raskendab sulatise jõudmist pinnale, magma diferentseerumisaste suureneb ja ilmuvad porfüüri basaldisordid. Laotuskiiruse suurenedes suureneb kivimite titaanisisaldus ning suureneb raua ja magneesiumi koguse suhe. Levitamistsoonides koos suur kiirus levimine valitseb hüdrauliline kiilumehhanism. See väljendub selles, et basaltse magma kiire tõusuga tekib kiiluv toime, mis magmal on maakoore kivimitele. Tahkunud magmaatilisi kiile väljendavad paralleelsed tammide süsteemid ookeanilise maakoore põhjas. Aeglase leviku tingimustes oluline roll saab mängida Riftingu deformatsioonimehhanism, milles venitamine realiseerub maakoore katkendlike ja viskoossete deformatsioonidega suhteliselt kitsas ribas koos selle paksuse vähenemisega.
Ookeaniliste riftivööndite kadumine võib tekkida siis, kui välised geodünaamilised tingimused muutuvad. Selle tulemusena võivad need moodustuda paleoslevivad mäeharjad. Üks sellise väljasuremise võimalustest on järsk nihe, telje hüppamine levib. Pärast levimiskiiruse vähenemist miinimumväärtusteni lakkavad tõmbepinged ja algab pikk passiivne faas, mil harja all olev litosfäär jahtub ja suurendab altpoolt paksust astenosfäärilise materjali kristalliseerumise tõttu. Sellega kaasneb isostaatiline vajumine, seljandiku reljeef ühtlustub ja seda katab üha enam settekiht.
Kuristiku tasandikud pindala järgi on nad ookeanipõhja struktuuris domineeriv element. Need asuvad ookeani keskosade ja mandrite jalamite vahel ning nende sügavus on 4–6 km. Kuriku tasandikel asuv maakoor on ühtlase paksusega, välja arvatud see, et mandri servade poole jääv settekiht suureneb üha iidsemate horisontide ilmnemise tõttu kuni kesk-juura tipuni.
Mõnel tasandikul (eriti Atlandi ja India ookeanis) on täiesti tasane põhjapind, samas kui teisi, peamiselt Vaikses ookeanis, iseloomustab künklik maastik. Tasandikute vahel kõrguvad veealused vulkaanilised mäed. Eriti palju on neid Vaikses ookeanis. Moodustuvad eritüüpi merepinnad Guyots – vulkaanilise päritoluga lameda tipuga künkad, mis on leitud umbes 2 km sügavuselt. Nende ladvad lõigati varem merelise hõõrdumise tõttu ära, seejärel katsid need madalate setetega, mõnikord riffidega ja vajusid seejärel maakoore jahtumise tõttu alla ookeani taseme.
Kuriku tasandikud jagunevad suurte veealuste mäeahelike ja küngastega eraldi nõgudeks. Veealuste tõusude hulgas paistavad silma ovaalse ümara kujuga isomeetrilised künkad (Atlandi ookeanis Bermuda), settekatte tõttu lamedad künkad - ookeani platood(Ontong Jawa Vaikses ookeanis). Teised on lineaarsed, ulatudes tuhandete kilomeetrite ja sadade kilomeetrite laiusele (Maldiivid ja Ida-India seljandikud India ookeanis). Kõik need seljandikud ja künkad tõusevad 2-3 km kõrgusele külgnevatest nõodest. Kohati ulatuvad nende tipud saartena üle merepinna (Bermuda). Enamik tõuse on selgelt vulkaanilise päritoluga. Imperial Hawaiian Ridge'i jaoks on seda tõestanud saare kaasaegne vulkanism. Hawaii, Hawaii aheliku ülejäänud saarte vulkaaniline loodus. Nende ja teiste saarte jaoks on lisaks vulkaanidele teada ka kivimite sissetungi - diferentseeritud leelis-basaltmagma. Peaaegu kõigi veealuste tõusude all on maakoore paksenemine, mis võib ületada 30 km. Esialgu kuulus märkimisväärne osa paksenenud maakoorega ookeani sisemistest kerkimistest mikrokontinendid. Kuid hilisemad uuringud näitasid, et number kaasaegsed esindajad selle kategooria struktuurid on väga piiratud. Atlandi ookeanis hõlmavad need Rokcoli platoo, India ookeanis - Madagaskar. Vaikses ookeanis asub Uus-Meremaa koos Uus-Meremaa allveelaeva platooga. Põhja-Jäämeres - hari. Lomonossov. Mikromandritel on tasane pind, mis asub umbes 2 km sügavusel, kuid mõned nende osad võivad saartena vee kohal välja ulatuda. Võrreldes kuristiktasandikega on mikromandrite settekate suurenenud paksusega. See võib sisaldada setteid, mis pärinevad enne selle ookeani avanemist. Keldri vanus võib varieeruda paleosoikumist arheani. Mikrokontinendid eraldusid kontinentidest varajased staadiumid ookeani avamine. Seejärel hüppas levitelg tänapäevase ookeani keskossa.
Kaasaegne maailma ookean koosneb mitmest ookeanist. Nendest vaikne ookean- meie planeedi suurim ookean. See hõivab umbes kolmandiku maakera pinnast ja peaaegu poole maailma ookeani pindalast - 178,6 miljonit km². See on sügavaim ookean, selle keskmine sügavus on üle 4 km ja maksimaalne – 11022 m – on märgitud Mariaani süvikus. Ookeanipõhi hõivab 63% selle pindalast. Tõusmete süsteem jagab selle mitmeks basseiniks, millest suurimad asuvad piki kesktelg kasti. Läänes iseloomustab nõgusid künklik pind, ookeani idaosas (kirde-, lõunabasseinid jm) on seljandiku-künklik reljeef. Sängi teevad keeruliseks vulkaanilised seljandikud (Imperial, Hawaii mäeharjad jne). Iseloomulikud on ka arvukad (umbes 7 tuhat) giljotid. Need asuvad peamiselt kaarekujulistel tõusul, šahtidel ja ka rikete ääres. Idaosas on Vaikse ookeani keskmine hari, mis on keskjoone suhtes nihutatud itta. Selle pindala on 13% kogu ookeani pindalast. Märkimisväärne osa põhjapoolkera harjast läheb Põhja-Ameerika alla. Selle eripäraks on suhteliselt madal kõrgus (1–2,5 km), märkimisväärne laius (kuni 3 tuhat km) ja selgelt määratletud lõhede oru puudumine. Siinset telgplokki esindab sageli mitmesaja meetri kõrgune ja mitmekümne kilomeetri laiune seljandik. Pacific Ridge on jagatud mitmeks osaks. Nende hulgas on Vaikse ookeani lõuna- ja idaosa tõusud, Gordoni ja Juan de Fuca mäed. Samuti on kaks suurt haru – Galapagose ja Tšiili. Suurimatest teisendusmurdest, mis lõikavad harja laiussuunas üksteise suhtes nihkunud segmentideks, paistavad silma järgmised: Eltanin, Galapagos, Mendocino, Clarion, Clipperon. Vaikse ookeani spetsiifiline morfostruktuur on Uus-Meremaa platoo – mandrilise maakoore plokk, mis ei ole seotud ümbritsevate mandritega.
Atlandi ookean moodustab umbes veerandi maailma ookeanist (pindala 90,5 miljonit km²). Selle keskmine sügavus on 3844 m. Ookeani põhja (umbes 35% selle kogupindalast) iseloomustab süvamerebasseinide (Põhja-Ameerika, Kanaari, Lääne-Euroopa, Brasiilia, Angola, Neeme) ja veealuste tõusude kombinatsioon. Nõgusid iseloomustab kuristik künklik reljeef.
Kesk-Atlandi Ridge katab peaaegu poole ookeani pindalast. Selle laius on umbes 1400 km ja kõrgus põhjast kuni 4 km, nõlvad on järsud. Riftivöönd on selgelt määratletud kogu selle pikkuses. Seljandiku jaguneb mitmeks killuks teisendusmurde: põhjaosa (Knipovitši ja Mona seljandik) ulatub saareni. Jan Mayen; järgnesid Kolbeinsti mäeahelik ja Suur Islandi Graben (Islandi saar). Lõunas jätkub see Reykjanesi seljandikuga ja sellel on rangelt meridionaalne laiendus Assoorideni. Ekvaatori piirkonnas nihutavad transformatsioonivead Romanche, Vima, Sao Paulo, Chain ja teised seda mitmesaja kilomeetri võrra. Atlandi ookeani lõunaosa säilitab merealuse positsiooni.
Vahemere bassein okeanoloogilises mõttes kuulub see Atlandi ookeani basseini, kuid tektoonilises mõttes erineb keeruline struktuur, mis peegeldab selle pikaajalist arengut, mis on suuresti päritud polütsüklilisest Ocean Tethys. Vahemeri läbi Dardanellide - Marmara mere - Bosporuse on ühendatud süvamere Musta merega. Vahemeres on süvamerebasseinid, mis on paljuski sarnased ookeanibasseinidega, ulatuslikud madalad platood, süvamerekraavid ja riftivööndid, veealused seljandikud ja üksikud vulkaanid.
Vahemere idaosa on sama vana kui peamine Tethyse ookean. See esindab selle ookeani lõunapoolseid süvamerebasseine.
Vahemere lääneosa (Vahemere lääneosa) tekkis neotektoonilisel staadiumil (oligotseenis) väikese ookeanibasseinina pärast Tethyse ookeani sulgemist.
India ookean selle pindala on 76,8 miljonit km² (umbes 20% maailma ookeani pindalast). Selle keskmine sügavus on 3963 m.Ookeani põhi koosneb 24 süvamerebasseinist, millest suurimad on: Kesk-, Lääne-Austraalia, Madagaskar, Somaalia. Voodit teevad keeruliseks meridionaalsed vead. Vesikondades on tuvastatud umbes tuhat kutti. Valusid eraldavad veealused tõusud (mäestikud): Maldiivid, Ida-India, Madagaskar, Mosambiik, Mascarene, Amirante jne.
India ookeani keskahelikud on kompleksne veealuste mäeahelike süsteem, kuhu kuuluvad: Lääne-India mäeahelik, mis jätkab Kesk-Atlandi mäeahelike süsteemi; Austraalia-Antarktika mäeahelik, mis ühendub Vaikse ookeani mäeahelikega; Kesk-India hari, mis tekkis kahe esimese mäeharja ühinemisel.; araabia-india; hari (Carlsberg). Ookeani keskahelikud on keerulised transformatsioonivead.
arktiline Ookean- väikseim ookean. Selle pindala on 15,2 miljonit km² (4,2% maailma ookeani pindalast). Keskmine sügavus on 1300 m. Ookeanisäng moodustab 40% selle pindalast ja selle moodustavad väikesed süvamerebasseinid: Amundsen, Nansen, Makarov, Toll, Beaufort. Neid eraldavad veealused tõusud - mandri maakoore sukeldatud plokid, mida väljendavad Lomonosovi, Mendelejevi, Alfa mäed.
Mid-Ocean Ridge jätkab Kesk-Atlandi seljandikku. See algab Gakkeli harjaga, millel on väike laius ja vähendatud küljed. Sisuliselt moodustab selle üks lõheorg. Eeldatakse, et see jätkub maismaal Lena deltas Moma Rifti süsteemis.
Ookeanide vanus, mis on piiratud passiivsete servadega, määratakse nende kõige iidsema maakoore vanuse järgi, mis vastab ookeanide avanemise algusele. Atlandi ookeani puhul on see 170 miljonit aastat (Bathonia-Callovia sajandid kesksest Juura ajast). India ookeani jaoks - 158 miljonit aastat (Oxfordi hilisjuura). Põhja-Jäämere jaoks – 120 miljonit aastat (varakriidiaeg). Aktiivsete äärealadega ümbritsetud Vaikse ookeani jaoks leiti paleogeograafiliste rekonstruktsioonide põhjal fragmente endistest passiivsetest äärealadest, mille vanus ulatub hilisripheani (Põhja-Ameerika kordiljeeras), hilisripheani – varakambriumisse (Austraalias Adelaide’i murdesüsteem). tuvastatud. Seega vaikse ookeani kaasaegne noor maakoor alles uueneb ja selle ookeani eksisteerimise algus pärineb hilisproterosoikumist, ehkki sellest ajast alates on selle pindala ja konfiguratsioon oluliselt muutunud.
Toodud dateeringud tänapäevaste ookeanide ajastu kohta viitavad nende kõige iidsematele osadele. Ookeanide avanemine ei toimunud aga korraga, vaid eraldi segmentides, mida eraldasid peamised teisendusvead. Kesk-Jura lõpus ja hilisjuura ajal avanes Atlandi ookeani kesksegment põhjas Assooride-Gibraltari lõhe ja lõunas Ekvatoriaallõhe tsooni vahel. Varajasel kriidiajastul levis protsess põhja poole Charlie-Gibbsi peamise teisenduse rikkeni. Kriidiajastu lõpus ulatus levik Gröönimaa-Fääri lävele, läbides Islandit. Selles etapis moodustus sekundaarne levikuharu, Labradori haru, mis eraldas Gröönimaa Põhja-Ameerikast eotseeni lõpuks. Paleotseeni lõpus - eotseeni alguses levis Atlandi ookeani põhjaosast Arktika Norra-Gröönimaa basseini, seejärel, ületades Teravmägede murrangu, tungis Põhja-Jäämere Euraasia basseini, moodustades Gakkeli seljandiku.
Atlandi ookeani lõunaosas toimus ka leviku protsess lõunast põhja. Hilisjuura perioodil eraldus Aafrika Lõuna-Ameerikast ja Antarktikast ning kriidiajastu alguseks jõudis avanemine Falklandi-Agullase rikkeni. Neokoomias edenes see põhja poole kuni Rio Grande rikkeni. Aptian - Alba lõpus avanes Angola-Brasiilia segment ning Cenomaniani lõpus ühinesid Lõuna- ja Kesk-Atlandi ookean.
India ookeanis hilisjuura ajastul levis levik edelasse, eraldades Aafrika Indiast, Madagaskarist ja Antarktikast ning seejärel põhjast lõunasse ja kagusse, eraldades India Austraaliast juura lõpus - kriidiajastu alguses ja kl. Cenomanian algus - Austraalia Antarktikast.Miotseeni lõpus arenes levik Oweni murrangust Adeni lahte ja Punasesse merre.
Keerulisem oli Vaikse ookeani areng, kus laotustelgede asukoha plaan struktureeriti ümber. Nende moodsad piirjooned hakkasid kujunema kriidiajastu lõpus.
Maa litosfääri plaadid on tohutud plokid. Nende vundamendi moodustavad tugevalt kurrutatud graniidist moondunud tardkivimid. Litosfääri plaatide nimed on toodud allolevas artiklis. Ülevalt on need kaetud kolme-neljakilomeetrise kattega. See on moodustunud settekivimitest. Platvormi topograafia koosneb üksikutest mäeahelikest ja suurtest tasandikest. Järgmisena käsitletakse litosfääriplaatide liikumise teooriat.
Hüpoteesi tekkimine
Litosfääri plaatide liikumise teooria ilmus kahekümnenda sajandi alguses. Seejärel oli ta määratud mängima olulist rolli planeediuuringutes. Teadlane Taylor ja pärast teda Wegener esitasid hüpoteesi, et aja jooksul triivivad litosfääri plaadid horisontaalses suunas. Ent 20. sajandi kolmekümnendatel sai võimust teistsugune arvamus. Tema sõnul viidi litosfääri plaatide liikumine läbi vertikaalselt. See nähtus põhines planeedi vahevöö aine diferentseerumisprotsessil. Seda hakati nimetama fiksismiks. See nimi tulenes asjaolust, et tuvastati maakoore osade püsivalt fikseeritud asend vahevöö suhtes. Kuid 1960. aastal, pärast kogu planeeti ümbritseva ja mõnes piirkonnas maismaale ulatuva ookeani keskosas paiknevate mäeahelike globaalse süsteemi avastamist, jõuti tagasi 20. sajandi alguse hüpoteesi juurde. Teooria on aga võitnud uus vormiriietus. Plokktektoonikast on saanud planeedi struktuuri uurivate teaduste juhtiv hüpotees.
Põhisätted
Tehti kindlaks, et eksisteerivad suured litosfääriplaadid. Nende arv on piiratud. Maakeral on ka väiksemaid litosfääri plaate. Piirid nende vahel tõmmatakse vastavalt kontsentratsioonile maavärinakoldes.
Litosfääri plaatide nimed vastavad nende kohal asuvatele mandri- ja ookeanipiirkondadele. Seal on ainult seitse tohutu alaga plokki. Suurimad litosfääri plaadid on Lõuna- ja Põhja-Ameerika, Euro-Aasia, Aafrika, Antarktika, Vaikse ookeani ja Indo-Austraalia plaadid.
Astenosfääril hõljuvad plokid eristuvad nende tugevuse ja jäikuse poolest. Ülaltoodud alad on peamised litosfääri plaadid. Esialgsete ideede kohaselt arvati, et mandrid läbivad ookeanipõhja. Sel juhul viidi litosfääri plaatide liikumine läbi nähtamatu jõu mõjul. Uuringute tulemusena selgus, et plokid hõljuvad passiivselt mööda vahevöö materjali. Väärib märkimist, et nende suund on kõigepealt vertikaalne. Mantlimaterjal tõuseb harja harja all ülespoole. Siis toimub levimine mõlemas suunas. Vastavalt sellele täheldatakse litosfääri plaatide lahknemist. See mudel kujutab ookeanipõhja hiiglaslikuna. See tuleb pinnale ookeani keskaheliku lõhede piirkondades. Siis peidab ta end süvamere kaevikutesse.
Litosfääri plaatide lahknemine kutsub esile ookeanipõhjade laienemise. Sellest hoolimata jääb planeedi maht konstantseks. Fakt on see, et uue maakoore tekkimist kompenseerib selle neeldumine süvamere kaevikutes subduktsiooni (allatõuke) aladel.
Miks litosfääri plaadid liiguvad?
Põhjuseks on planeedi vahevöö materjali termiline konvektsioon. Litosfäär on venitatud ja tõuseb, mis toimub konvektiivvoolude tõusvate harude kohal. See provotseerib litosfääriplaatide liikumist külgedele. Kui platvorm eemaldub ookeani keskosa lõhedest, muutub platvorm tihedamaks. See muutub raskemaks, selle pind vajub alla. See seletab ookeani sügavuse suurenemist. Selle tulemusena vajub platvorm süvamere kaevikutesse. Kuumutatud vahevöö lagunedes jahtub ja vajub, moodustades basseinid, mis on täidetud setetega.
Plaatide kokkupõrkealad on alad, kus maakoor ja platvorm kogevad kokkusurumist. Sellega seoses suureneb esimese jõud. Selle tulemusena algab litosfääriplaatide liikumine ülespoole. See viib mägede tekkeni.
Uurimine
Uuring viiakse täna läbi geodeetiliste meetoditega. Need võimaldavad teha järeldusi protsesside järjepidevuse ja kõikjale levivuse kohta. Samuti tehakse kindlaks litosfääriplaatide põrkealad. Tõstekiirus võib ulatuda kümnete millimeetriteni.
Horisontaalselt suured litosfääriplaadid hõljuvad mõnevõrra kiiremini. Sel juhul võib aasta jooksul kiirus olla kuni kümme sentimeetrit. Nii on näiteks Peterburi kogu oma eksisteerimise aja jooksul juba meetri võrra tõusnud. Skandinaavia poolsaar - 250 m 25 000 aastaga. Mantlimaterjal liigub suhteliselt aeglaselt. Kuid selle tagajärjel tekivad maavärinad ja muud nähtused. See võimaldab järeldada materjali liikumise suure võimsuse kohta.
Laamade tektoonilise asendi abil selgitavad teadlased paljusid geoloogilisi nähtusi. Samas selgus uuringu käigus, et platvormiga toimuvate protsesside keerukus oli palju suurem, kui hüpoteesi alguses paistis.
Laamtektoonika ei suutnud seletada muutusi deformatsiooni ja liikumise intensiivsuses, globaalse stabiilse sügavate rikete võrgustiku olemasolu ja mõningaid muid nähtusi. Avatuks jääb ka aktsiooni ajaloolise alguse küsimus. Otsesed märgid, mis viitavad laamtektooniliste protsesside tekkele, on teada juba hilisest proterosoikumi perioodist. Paljud teadlased tunnevad aga nende ilminguid arheaanist või varajasest proterosoikumist.
Uurimisvõimaluste laiendamine
Seismilise tomograafia tulek viis selle teaduse üleminekuni kvalitatiivsele uus tase. Möödunud sajandi kaheksakümnendate aastate keskel sai süvageodünaamikast kõigi olemasolevate geoteaduste kõige lootustandvam ja noorim suund. Kuid uued probleemid lahendati mitte ainult seismilise tomograafia abil. Appi tulid ka teised teadused. Nende hulka kuulub eelkõige eksperimentaalne mineraloogia.
Tänu uute seadmete olemasolule sai võimalikuks uurida ainete käitumist mantli sügavustes maksimumile vastavatel temperatuuridel ja rõhkudel. Uurimistöös kasutati ka isotoopide geokeemilisi meetodeid. See teadus uurib eelkõige haruldaste elementide ja väärisgaaside isotoopide tasakaalu erinevates maistes kestades. Sel juhul võrreldakse näitajaid meteoriidiandmetega. Kasutatakse geomagnetismi meetodeid, mille abil teadlased püüavad paljastada magnetvälja pöördumiste põhjuseid ja mehhanismi.
Kaasaegne maalimine
Platvormi tektoonika hüpotees selgitab jätkuvalt rahuldavalt maakoore arengu protsessi vähemalt viimase kolme miljardi aasta jooksul. Samas on satelliitmõõtmised, mille järgi kinnitatakse tõsiasja, et Maa peamised litosfääriplaadid ei seisa paigal. Selle tulemusena tekib teatud pilt.
Planeedi ristlõikes on kolm kõige aktiivsemat kihti. Igaühe nende paksus on mitusada kilomeetrit. Eeldatakse, et hukkamine juhtivat rolli globaalses geodünaamikas on neile usaldatud. 1972. aastal põhjendas Morgan 1963. aastal Wilsoni püstitatud hüpoteesi tõusvate manteljugade kohta. See teooria selgitas plaadisisese magnetismi nähtust. Sellest tulenev ploomitektoonika on aja jooksul muutunud üha populaarsemaks.
Geodünaamika
Tema abiga uuritakse vahevöös ja maakoores toimuvate üsna keerukate protsesside koostoimet. Vastavalt Artjuškovi töös “Geodünaamika” visandatud kontseptsioonile toimib peamise energiaallikana aine gravitatsiooniline diferentseerimine. Seda protsessi täheldatakse mantli alumises osas.
Pärast raskete komponentide (raud jne) eraldamist kivimist jääb järele kergem tahkete ainete mass. See laskub tuuma. Kergema kihi asetamine raskema alla on ebastabiilne. Sellega seoses kogutakse kogunev materjal perioodiliselt üsna suurteks plokkideks, mis ujuvad ülemistesse kihtidesse. Selliste moodustiste suurus on umbes sada kilomeetrit. See materjal oli pealse moodustamise aluseks
Alumine kiht esindab tõenäoliselt diferentseerumata primaarset ainet. Planeedi evolutsiooni käigus, tänu alumise vahevööle, ülemine vahevöö kasvab ja tuum suureneb. Tõenäolisem on, et kerge materjali plokid kerkivad mööda kanaleid alumises vahevöös. Massi temperatuur on neis üsna kõrge. Viskoossus on oluliselt vähenenud. Temperatuuri tõusu soodustab suure hulga potentsiaalse energia vabanemine aine tõusmisel gravitatsioonipiirkonda ligikaudu 2000 km kaugusel. Mööda sellist kanalit liikumisel toimub kergete masside tugev kuumenemine. Sellega seoses siseneb aine vahevöösse üsna kõrgel temperatuuril ja oluliselt väiksema kaaluga võrreldes ümbritsevate elementidega.
Vähenenud tiheduse tõttu hõljub kerge materjal ülemistesse kihtidesse kuni 100-200 kilomeetri sügavusele. Rõhu langedes väheneb aine komponentide sulamistemperatuur. Pärast esmast diferentseerumist südamiku-mantli tasemel toimub sekundaarne diferentseerumine. Madalatel sügavustel kerge aine osaliselt sulamisele avatud. Diferentseerumise käigus eralduvad tihedamad ained. Nad vajuvad ülemise vahevöö alumistesse kihtidesse. Vabanenud kergemad komponendid tõusevad vastavalt ülespoole.
Ainete liikumiste kompleksi vahevöös, mis on seotud erineva tihedusega masside ümberjaotumisega diferentseerumise tulemusena, nimetatakse keemiliseks konvektsiooniks. Valgusmassi tõus toimub ligikaudu 200 miljoni aasta pikkuse perioodilisusega. Kuid tungimist ülemisse vahevöösse ei täheldata kõikjal. Alumises kihis asuvad kanalid üksteisest üsna suurel kaugusel (kuni mitu tuhat kilomeetrit).
Tõsteplokid
Nagu eespool mainitud, toimub nendes tsoonides, kus astenosfääri sisenevad suured massid kerget kuumutatud materjali, osaline sulamine ja diferentseerumine. Viimasel juhul märgitakse komponentide vabanemine ja nende järgnev tõus. Nad läbivad astenosfääri üsna kiiresti. Litosfääri jõudes nende kiirus väheneb. Mõnes piirkonnas moodustab aine anomaalse vahevöö kuhju. Need asuvad reeglina planeedi ülemistes kihtides.
Anomaalne mantel
Selle koostis vastab ligikaudu tavalisele mantliainele. Erinevus anomaalse klastri vahel on kõrgem temperatuur (kuni 1300-1500 kraadi) ja elastsete pikisuunaliste lainete vähenenud kiirus.
Aine sisenemine litosfääri alla kutsub esile isostaatilise tõusu. Suurenenud temperatuuri tõttu on anomaalsel kobaral väiksem tihedus kui tavalisel mantlil. Lisaks on kompositsioonil kerge viskoossus.
Litosfääri jõudmise käigus jaotub anomaalne vahevöö üsna kiiresti piki alust laiali. Samal ajal tõrjub see välja astenosfääri tihedama ja vähem kuumutatud aine. Liikumise edenedes täidab anomaalne kogunemine need alad, kus platvormi põhi on kõrgendatud olekus (lõksud), ja see voolab ümber sügavalt vee alla jäänud alade. Selle tulemusena on esimesel juhul isostaatiline tõus. Vee all olevate alade kohal püsib maakoor stabiilsena.
Lõksud
Ülemise vahevöö kihi ja maakoore jahtumisprotsess umbes saja kilomeetri sügavusele toimub aeglaselt. Üldiselt kulub selleks mitusada miljonit aastat. Sellega seoses on litosfääri paksuse heterogeensustel, mida seletatakse horisontaalsete temperatuuride erinevustega, üsna suur inerts. Juhul, kui püünis asub sügavusest anomaalse akumulatsiooni ülesvoolu lähedal, haarab väga kuumenenud aine kinni suure koguse ainet. Selle tulemusena moodustub üsna suur mäeelement. Selle skeemi kohaselt tekivad epiplatformi orogeneesi piirkonnas suured tõusud
Protsesside kirjeldus
Püünis surutakse anomaalne kiht jahtumisel kokku 1-2 kilomeetrit. Peal paiknev koorik vajub alla. Moodustunud süvendisse hakkab kogunema sete. Nende tõsidus aitab kaasa litosfääri veelgi suuremale vajumisele. Selle tulemusena võib basseini sügavus olla 5–8 km. Samal ajal, kui vahevöö tiheneb maakoores oleva basaldikihi alumises osas, võib täheldada kivimi faasilist muutumist eklogiidiks ja granaadigranuliidiks. Anomaalsest ainest väljuva soojusvoo tõttu kuumeneb kattekiht ja selle viskoossus väheneb. Sellega seoses toimub normaalse kogunemise järkjärguline nihkumine.
Horisontaalsed nihked
Kui mandritel ja ookeanidel tekivad tõusud, kui anomaalne vahevöö maakooresse siseneb, suureneb planeedi ülemistes kihtides salvestatud potentsiaalne energia. Liigsete ainete väljutamiseks kipuvad nad lahku minema. Selle tulemusena tekivad lisapinged. Seotud nendega erinevad tüübid plaatide ja kooriku liikumised.
Ookeanipõhja laienemine ja mandrite hõljumine on seljandite samaaegse laienemise ja platvormi vahevöö sisse vajumise tagajärg. Esimese all on suured massid tugevalt kuumutatud anomaalset ainet. Nende harjade aksiaalses osas asub viimane otse maakoore all. Siinne litosfäär on oluliselt väiksema paksusega. Anomaalne mantel levib piirkonnas kõrge vererõhk- mõlemas suunas harja alt. Samas rebib ta üsna kergesti ookeanikoore ära. Pragu on täidetud basaltse magmaga. See omakorda sulab anomaalsest mantlist. Magma tahkumise käigus tekib uus.Nii kasvab põhi.
Protsessi omadused
Keskmiste harjade all on anomaalsel mantel suurenenud temperatuuri tõttu vähenenud viskoossus. Aine võib levida üsna kiiresti. Sellega seoses toimub põhja kasv suurenenud kiirusega. Ookeanilisel astenosfääril on ka suhteliselt madal viskoossus.
Maa peamised litosfääriplaadid hõljuvad mäeharjadest vajumiskohtadeni. Kui need alad asuvad samas ookeanis, toimub protsess suhteliselt suure kiirusega. Selline olukord on tänapäeval Vaiksele ookeanile tüüpiline. Kui põhja laienemine ja vajumine toimuvad erinevates piirkondades, siis nende vahel asuv kontinent triivib süvenemise suunas. Mandrite all on astenosfääri viskoossus suurem kui ookeanide all. Tekkiva hõõrdumise tõttu ilmneb märkimisväärne liikumistakistus. Tulemuseks on merepõhja laienemise kiiruse vähenemine, välja arvatud juhul, kui mantli vajumine samas piirkonnas on kompenseeritud. Seega on Vaiksel ookeanil paisumine kiirem kui Atlandi ookeanil.
Litosfääri plaatide teooria on geograafia kõige huvitavam suund. Nagu tänapäeva teadlased soovitavad, on kogu litosfäär jagatud plokkideks, mis triivivad ülemises kihis. Nende kiirus on 2-3 cm aastas. Neid nimetatakse litosfääriplaatideks.
Litosfääri plaatide teooria rajaja
Kes pani aluse litosfääriplaatide teooriale? A. Wegener oli üks esimesi, kes tegi 1920. aastal oletuse, et plaadid liiguvad horisontaalselt, kuid seda ei toetatud. Ja alles 60ndatel kinnitas ookeanipõhja uuring tema oletust.
Nende ideede taaselustamine viis kaasaegse tektoonika teooria loomiseni. Selle olulisemad sätted määras aastatel 1967–68 kindlaks Ameerika geofüüsikute meeskond D. Morgan, J. Oliver, L. Sykes ja teised.
Teadlased ei oska kindlalt öelda, mis selliseid nihkeid põhjustab ja kuidas piirid kujunevad. Veel 1910. aastal uskus Wegener, et paleosoikumi perioodi alguses koosnes Maa kahest kontinendist.
Laurasia hõlmas tänapäeva Euroopat, Aasiat (India ei hõlmatud) ja Põhja-Ameerikat. See oli põhjapoolne mandriosa. Gondwana hõlmas Lõuna-Ameerikat, Aafrikat ja Austraaliat.
Kuskil kakssada miljonit aastat tagasi ühinesid need kaks kontinenti üheks - Pangeaks. Ja 180 miljonit aastat tagasi jagunes see taas kaheks. Seejärel jagati ka Laurasia ja Gondwana. Selle lõhenemise tõttu tekkisid ookeanid. Veelgi enam, Wegener leidis tõendeid, mis kinnitasid tema hüpoteesi ühe kontinendi kohta.
Maailma litosfääriplaatide kaart
Miljardite aastate jooksul, mille jooksul plaadid liikusid, toimus nende sulandumine ja eraldumine korduvalt. Mandri liikumise tugevust ja energiat mõjutab suuresti Maa sisetemperatuur. Kui see suureneb, suureneb plaadi liikumise kiirus.
Mitu plaati ja kuidas litosfääri plaate tänapäeval maailmakaardil paikneb? Nende piirid on väga meelevaldsed. Nüüd on 8 olulist plaati. Need katavad 90% kogu planeedi territooriumist:
Teid võib huvitada
- austraallane;
- Antarktika;
- Aafrika;
- Euraasia;
- Hindustan;
- Vaikne ookean;
- Põhja-ameeriklane;
- Lõuna-Ameerika.
Teadlased kontrollivad ja analüüsivad pidevalt ookeanipõhja ning uurivad vigu. Avatakse uued plaadid ja kohendatakse vanade jooni.
Suurim litosfääriplaat
Mis on suurim litosfääri plaat? Kõige muljetavaldavam on Vaikse ookeani plaat, mille maakoor on ookeanilise koostisega. Selle pindala on 10 300 000 km². Selle plaadi suurus, nagu ka Vaikse ookeani suurus, väheneb järk-järgult.
Lõunas piirneb see Antarktika plaadiga. Põhjaküljel loob see Aleuudi kraavi ja lääneküljel Mariaani süviku.
Mitte kaugel Californiast, kus asub idapiir, liigub plaat piki Põhja-Ameerikat. Siin moodustub San Andrease rike.
Mis juhtub, kui plaadid liiguvad
Maa litosfäärilised plaadid võivad nende liikumisel oma naabritega lahkneda, ühineda ja libiseda. Esimeses variandis moodustatakse nende vahele mööda piirjooni pragudega tõmbealad.
Teise variandi puhul tekivad survetsoonid, millega kaasneb plaatide surumine (obduktsioon) üksteisele. Kolmandal juhul täheldatakse rikkeid, mille pikkuses need libisevad. Nendes kohtades, kus plaadid koonduvad, põrkuvad nad kokku. See viib mägede tekkeni.
Kokkupõrke tagajärjel tekivad litosfääri plaadid:
- Tektoonilised rikked, mida nimetatakse lõheorgudeks. Need moodustuvad venitustsoonides;
- Kui plaatide kokkupõrge mandri tüüpi maakoorega toimub, räägivad nad lähenevatest piiridest. See põhjustab suurte mägisüsteemide moodustumist. Alpi-Himaalaja süsteem tekkis kolme plaadi kokkupõrke tagajärjel: Euraasia, Indo-Austraalia, Aafrika;
- Kui põrkuvad erinevat tüüpi maakoorega plaadid (üks on mandriline, teine on ookeaniline), tekivad rannikul mäed, ookeanis tekivad sügavad lohud (kraavid). Sellise moodustise näiteks on Andid ja Peruu kraav. Juhtub, et koos kaevikutega moodustuvad saarekaared (Jaapani saared). Nii tekkisid Mariaani saared ja kraav.
Aafrika litosfääriplaat hõlmab Aafrika mandrit ja on ookeani tüüpi. Siin asub suurim viga. Selle pikkus on 4000 km ja laius 80-120. Selle jäsemed on kaetud paljude aktiivsete ja kustunud vulkaanidega.
Maailma litosfääri plaate, millel on ookeanilist tüüpi maakoore struktuur, nimetatakse sageli ookeanilisteks. Nende hulka kuuluvad: Vaikne ookean, kookospähkel, Nazca. Nad hõivavad üle poole maailma ookeani ruumist.
India ookeanis on neid kolm (Indo-Austraalia, Aafrika, Antarktika). Plaatide nimed vastavad mandrite nimedele, mida see peseb. Ookeani litosfääri plaate eraldavad veealused seljandikud.
Tektoonika kui teadus
Laamtektoonika uurib nende liikumist, samuti Maa struktuuri ja koostise muutusi antud piirkonnas teatud ajaperioodil. See eeldab, et triivivad mitte mandrid, vaid litosfääri plaadid.
Just see liikumine põhjustab maavärinaid ja vulkaanipurskeid. Seda on kinnitanud satelliidid, kuid sellise liikumise olemus ja selle mehhanismid on siiani teadmata.