Pendant longtemps, l'hypothèse de la position inchangée des continents et des océans a prévalu dans la science géologique. Il était généralement admis que les deux sont apparus il y a des centaines de millions d'années et n'ont jamais changé de position. Ce n'est qu'occasionnellement, lorsque la hauteur des continents diminuait considérablement et que le niveau de l'océan mondial montait, que la mer avançait sur les basses terres et les inondait.

Parmi les géologues, l'opinion a été établie selon laquelle la croûte terrestre ne subit qu'un lent déplacement vertical et, de ce fait, un relief terrestre et sous-marin est créé.

Il y a longtemps, la majorité absolue des géologues était d'accord avec l'idée que le "firmament" est en mouvement vertical constant, à cause duquel se forme le relief de la Terre. Ces mouvements sont souvent de grande amplitude et vitesse et conduisent à des catastrophes majeures telles que des tremblements de terre. Cependant, il existe aussi des mouvements verticaux très lents avec un signe variable, non perceptibles même par les appareils les plus sensibles. Ce sont les mouvements dits oscillatoires. Ce n'est que sur une très longue période que l'on découvre que les sommets des montagnes ont augmenté de plusieurs centimètres et que les vallées des rivières se sont approfondies.

À la fin du XIX - début du XX siècle. certains naturalistes ont remis en question la validité de ces hypothèses et ont commencé à exprimer avec prudence des idées sur l'unité des continents dans le passé géologique, actuellement divisés par de vastes océans. Ces scientifiques, comme de nombreuses personnes aux opinions progressistes, se sont retrouvés dans un dilemme parce que leur hypothèse n'était pas fondée. En effet, si les vibrations verticales de la croûte terrestre pouvaient s'expliquer par certaines forces internes (par exemple, l'effet de la chaleur de la Terre), alors le mouvement d'immenses continents à la surface de la Terre était difficile à imaginer.

HYPOTHESE DE VEGENER

Au début du XXe siècle. L'idée de déplacer les continents est devenue très populaire parmi les naturalistes, grâce aux travaux du géophysicien allemand A. Wegener. Il passa de nombreuses années en expéditions et en novembre 1930 (la date exacte est inconnue) mourut sur les glaciers du Groenland. Le monde scientifique a été choqué par la nouvelle de la mort d'A. Wegener, qui était à l'apogée de ses pouvoirs créateurs. À cette époque, la popularité de son idée de dérive des continents avait atteint son apogée. De nombreux géologues et géophysiciens, paléogéographes et biogéographes les ont pris avec intérêt, et des ouvrages de talent ont commencé à apparaître, dans lesquels ces idées ont été développées.

A. Wegener a eu l'idée d'un éventuel déplacement des continents lorsqu'il a soigneusement examiné la carte géographique du monde. Il a été frappé par l'étonnante similitude des contours des côtes de l'Amérique du Sud et de l'Afrique. Plus tard, A. Wegener s'est familiarisé avec les matériaux paléontologiques témoignant de l'existence des liens autrefois terrestres entre le Brésil et l'Afrique. À son tour, cela a suscité une analyse plus détaillée des données géologiques et paléontologiques disponibles et a conduit à une ferme conviction quant à l'exactitude de son hypothèse.

Au début, il était difficile de surmonter la domination du concept bien développé de l'immuabilité de la position des continents, ou l'hypothèse du fixisme, par l'hypothèse spirituelle et purement spéculative des mobilistes, basée jusqu'à présent uniquement sur la similitude des les configurations des rives opposées de l'océan Atlantique. A. Wegener pensait qu'il ne serait capable de convaincre tous ses adversaires de la validité de la dérive des continents que lorsque des preuves solides seraient recueillies sur la base de nombreux matériaux géologiques et paléontologiques.

Pour confirmer la dérive des continents, A. Wegener et ses partisans ont cité quatre groupes de preuves indépendantes : géomorphologiques, géologiques, paléontologiques et paléoclimatiques. Ainsi, tout est parti d'une certaine similitude des côtes des continents situés de part et d'autre de l'océan Atlantique ; les contours des côtes des continents entourant l'océan Indien ont une coïncidence moins nette. A. Wegener a suggéré qu'il y a environ 250 millions d'années, tous les continents étaient regroupés en un seul supercontinent géant - la Pangée. Ce supercontinent était composé de deux parties. Au nord se trouvait la Laurasie, qui unissait l'Eurasie (sans l'Inde) et l'Amérique du Nord, et au sud le Gondwana, représenté par l'Amérique du Sud, l'Afrique, l'Hindoustan, l'Australie et l'Antarctique.

La reconstruction de la Pangée s'est basée principalement sur des données géomorphologiques. Ils sont pleinement confirmés par la similitude des coupes géologiques des différents continents et des zones de développement de certains types de règnes animal et végétal. Toute la flore et la faune anciennes des continents du sud du Gondwana forment une seule communauté. De nombreux vertébrés terrestres et d'eau douce, ainsi que des invertébrés d'eau peu profonde, incapables de se déplacer activement sur de longues distances et vivant comme s'ils se trouvaient sur des continents différents, se sont avérés étonnamment proches et similaires les uns aux autres. Il est difficile d'imaginer comment la flore antique aurait pu s'installer si les continents étaient séparés les uns des autres par la même grande distance qu'à l'heure actuelle.

Des preuves convaincantes en faveur de l'existence de la Pangée, du Gondwana et de la Laurasie ont été obtenues par A. Wegener après avoir résumé les données paléoclimatiques. À cette époque, il était déjà bien connu que des traces de la plus grande calotte glaciaire, qui s'est produite il y a environ 280 millions d'années, ont été trouvées sur presque tous les continents du sud. Des formations glaciaires sous forme de fragments d'anciennes moraines (appelées tillites), des vestiges de formes de relief glaciaire et des traces de mouvement glaciaire sont connus en Amérique du Sud (Brésil, Argentine), en Afrique du Sud, en Inde, en Australie et en Antarctique. Il est difficile d'imaginer comment, dans l'état actuel des continents, la glaciation a pu se produire presque simultanément dans des régions aussi éloignées. De plus, la plupart des zones de glaciation répertoriées se situent actuellement sous les latitudes équatoriales.

Les opposants à l'hypothèse de la dérive des continents avancent les arguments suivants. À leur avis, bien que tous ces continents dans le passé étaient situés dans des latitudes équatoriales et tropicales, ils étaient à une position hypsométrique beaucoup plus élevée qu'aujourd'hui, ce qui a conduit à l'apparition de glace et de neige en leur sein. Après tout, maintenant sur le mont Kilimandjaro, il y a de la neige et de la glace éternelles. Cependant, il est peu probable que hauteur totale continents à cette époque lointaine était de 3 500 à 4 000 m. Il n'y a aucune raison pour cette hypothèse, car dans ce cas, les continents subiraient une érosion intense et sur leurs strates de charpente, des matériaux détritiques grossiers auraient dû s'accumuler, similaires aux accumulations dans les derniers bassins de ruissellement des rivières de montagne. En réalité, seuls des sédiments à grains fins et chimiogènes se sont déposés sur le plateau continental.

Par conséquent, l'explication la plus acceptable de ce phénomène unique, c'est-à-dire la présence d'anciennes moraines dans les régions équatoriales et tropicales modernes de la Terre, est qu'il y a 260 à 280 millions d'années, le continent du Gondwana, composé de l'Amérique du Sud, de l'Inde, de l'Afrique , Australie et Antarctique, était situé dans les hautes latitudes, près du pôle Sud géographique.

Les opposants à l'hypothèse de la dérive ne pouvaient pas imaginer comment les continents se déplaçaient sur de si grandes distances. A. Wegener a expliqué cela par l'exemple du mouvement des icebergs, qui s'est effectué sous l'influence des forces centrifuges dues à la rotation de la planète.

En raison de la simplicité et de la clarté et, surtout, du caractère persuasif des faits présentés pour défendre l'hypothèse de la dérive des continents, il est rapidement devenu populaire. Cependant, après le succès, une crise a rapidement suivi. L'attitude critique à l'égard de l'hypothèse a été initiée par les géophysiciens. Ils ont reçu grand nombre faits et contradictions physiques dans la chaîne des preuves logiques du mouvement des continents. Cela leur a permis de prouver le caractère peu concluant de la méthode et les raisons de la dérive des continents, et au début des années 40 cette hypothèse avait perdu presque tous ses partisans. Vers les années 50 du XXe siècle. il a semblé à la plupart des géologues que l'hypothèse de la dérive des continents devait être définitivement abandonnée et ne peut être considérée que comme l'un des paradoxes historiques de la science qui n'a pas été confirmé et n'a pas résisté à l'épreuve du temps.

PALÉOMAGNÉTISME ET NÉOMOBILISME

Du milieu du XXe siècle. les scientifiques ont commencé une étude intensive du relief et de la géologie du fond océanique de son intérieur profond, ainsi que de la physique, de la chimie et de la biologie des eaux océaniques. Ils ont commencé à sonder les fonds marins avec de nombreux instruments. En déchiffrant les enregistrements des sismographes et des magnétomètres, les géophysiciens ont reçu des faits nouveaux. Il a été constaté que de nombreuses roches en cours de formation ont acquis une aimantation en direction du pôle géomagnétique existant. Dans la plupart des cas, cette rémanence reste inchangée pendant plusieurs millions d'années.

A l'heure actuelle, les méthodes de prélèvement et de détermination de leur aimantation sur appareils spéciaux- magnétomètres. En déterminant la direction de l'aimantation des roches d'âges différents, vous pouvez découvrir comment la direction du champ géomagnétique a changé dans chaque zone spécifiquement prise sur une période de temps donnée.

L'étude de l'aimantation rémanente des roches a conduit à deux découvertes fondamentales. Premièrement, il a été établi qu'au cours de la longue histoire de la Terre, l'aimantation a changé plusieurs fois - de normale, c'est-à-dire correspondant au présent, à l'inverse. Cette découverte a été confirmée au début des années 60 de notre siècle. Il s'est avéré que l'orientation de l'aimantation dépend clairement du temps, et sur cette base, les échelles de l'inversion du champ magnétique ont été construites.

Deuxièmement, une certaine symétrie a été trouvée lors de l'étude des colonnes de lave situées des deux côtés des dorsales médio-océaniques. Ce phénomène est appelé anomalie magnétique de bande. De telles anomalies sont situées symétriquement de part et d'autre de la dorsale médio-océanique, et chaque paire symétrique est du même âge. De plus, cette dernière augmente naturellement avec la distance de l'axe de la dorsale médio-océanique vers les continents. Les anomalies magnétiques des bandes représentent, pour ainsi dire, un enregistrement d'inversions, c'est-à-dire de changements dans la direction du champ magnétique sur une "bande magnétique" géante.

Le scientifique américain G. Hess a fait une hypothèse, qui a été confirmée à plusieurs reprises plus tard, que le matériau du manteau partiellement fondu remonte à la surface à travers des fissures et des vallées de rift situées dans la partie axiale de la dorsale médio-océanique. Il s'étend dans des directions différentes à partir de l'axe de la dorsale et en même temps, pour ainsi dire, se sépare, révèle le fond océanique. Le matériau du manteau remplit progressivement la fissure du rift, s'y solidifie, s'aimante en fonction de la polarité magnétique existante, puis, se rompant approximativement au milieu, est repoussé par une nouvelle partie de la masse fondue. A partir du temps d'inversion et de l'ordre d'alternance de l'aimantation directe et inverse, l'âge des océans est déterminé et l'histoire de leur développement est décryptée.

Les anomalies magnétiques des bandes du fond océanique se sont avérées être l'information la plus pratique pour reconstruire les époques de la polarité du champ géomagnétique dans le passé géologique. Mais il y a encore très orientation importanteétude des roches ignées. Sur la base de l'aimantation rémanente des roches anciennes, il est possible de déterminer la direction des paléoméridiens et, par conséquent, les coordonnées des pôles Nord et Sud à une époque géologique particulière.

Les premières déterminations de la position des pôles antiques ont montré que plus l'époque étudiée est ancienne, plus la position du pôle magnétique diffère de celle moderne. Cependant, l'essentiel est que les coordonnées des pôles, déterminées par des roches du même âge, soient les mêmes pour chaque continent et qu'elles présentent un écart pour différents continents, qui augmente avec l'approfondissement dans le passé lointain.

L'un des phénomènes de la recherche paléomagnétique était l'incompatibilité de la position des pôles magnétiques anciens et modernes. En essayant de les combiner, il fallait à chaque fois déplacer les continents. Il est à noter que lorsque les pôles magnétiques du Paléozoïque supérieur et du Mésozoïque inférieur ont coïncidé avec les pôles modernes, les continents se sont déplacés en un seul et même immense continent, très similaire à la Pangée.

Ces résultats étonnants des études paléomagnétiques ont contribué au retour à l'hypothèse de la dérive des continents de la part de larges cercles scientifiques. Le géophysicien anglais E. Bullard et ses collègues ont décidé de vérifier la prémisse initiale de la dérive des continents - la similitude des contours des blocs continentaux, actuellement séparés par l'océan Atlantique. L'alignement a été réalisé à l'aide de calculateurs électroniques, mais pas le long du contour du littoral, comme l'a fait A. Wegener, mais le long de l'isobathe de 1800 m, qui passe approximativement au milieu du talus continental. Les contours des continents, situés de part et d'autre de l'Atlantique, coïncidaient dans une large mesure.

TECTONIQUE DES PLAQUES LITHOSPHERIQUES

Les découvertes de l'aimantation primaire, les pôles d'anomalies magnétiques de signe variable, symétriques aux axes des dorsales médio-océaniques, l'évolution de la position des pôles magnétiques au cours du temps, et un certain nombre d'autres découvertes ont conduit à la renouveau de l'hypothèse de la dérive des continents.

L'idée de l'expansion du fond océanique des axes des dorsales médio-océaniques vers la périphérie a été confirmée à plusieurs reprises, notamment après des forages en eaux profondes. Les sismologues ont largement contribué au développement des idées de mobilisme (dérive des continents). Leurs études ont permis d'éclaircir le tableau de la répartition des zones d'activité sismique à la surface de la Terre. Il s'est avéré que ces zones sont plutôt étroites, mais étendues. Ils sont confinés à la périphérie des continents, aux arcs insulaires, ainsi qu'aux dorsales médio-océaniques.

L'hypothèse renouvelée de la dérive des continents est appelée tectonique plaques lithosphériques... Ces plaques se déplacent lentement à la surface de notre planète. Leur épaisseur atteint parfois 100-120 km, mais le plus souvent elle est de 80-90 km. Il y a peu de plaques lithosphériques sur Terre (Fig. 1) - huit grandes et une quinzaine de petites. Ces dernières sont souvent appelées microplaques. Deux grandes plaques sont situées dans l'océan Pacifique et sont représentées par une croûte océanique mince et facilement perméable. Les plaques lithosphériques antarctique, indo-australienne, africaine, nord-américaine, sud-américaine et eurasienne ont une croûte de type continental. Ils ont des bords différents (bordures). Dans les cas où les plaques divergent, leurs bords sont appelés divergents. Au fur et à mesure qu'ils divergent, le matériau du manteau pénètre dans la fissure résultante (zone de rift). Il se solidifie à la surface du fond et accumule la croûte océanique. De nouvelles portions de matériau du manteau élargissent la zone de rift, ce qui oblige les plaques lithosphériques à se déplacer. Au lieu de leur séparation, un océan se forme, dont la taille ne cesse d'augmenter. Ce type de limite est fixé par des fissures de rift océaniques modernes le long des axes des dorsales médio-océaniques.

Riz. 1. Les plaques lithosphériques modernes de la Terre et la direction de leur mouvement.

1 - axes d'expansion et failles ; 2 - ceintures de compression planétaires; 3 - limites de plaques convergentes ; 4 - les continents modernes

Lorsque les plaques lithosphériques convergent, leurs limites sont dites convergentes. Des processus complexes se déroulent dans le domaine de la convergence. Il y en a deux principaux. Lorsqu'une plaque océanique entre en collision avec une autre plaque océanique ou continentale, elle s'enfonce dans le manteau. Ce processus s'accompagne d'un gauchissement et d'une rupture. Des séismes à foyer profond se produisent dans la zone d'immersion. C'est dans ces endroits que se trouvent les zones Zavaritsky-Benioff.

La plaque océanique pénètre dans le manteau et y est partiellement refondue. Dans le même temps, ses composants les plus légers, en fusion, remontent à la surface sous forme d'éruptions volcaniques. C'est la nature de la ceinture de feu du Pacifique. Les composants lourds s'enfoncent lentement dans le manteau et peuvent s'enfoncer jusqu'aux limites du noyau.

Lorsque deux plaques lithosphériques continentales entrent en collision, un effet de bosse se produit.

On le voit plusieurs fois lors d'une dérive glaciaire, alors que les banquises se heurtent et se brisent, avançant les unes sur les autres. La croûte continentale est beaucoup plus légère que le manteau, de sorte que les plaques ne s'enfoncent pas dans le manteau. Lorsqu'elles entrent en collision, elles rétrécissent et de grandes structures montagneuses apparaissent à leurs bords.

De nombreuses observations à long terme ont permis aux géophysiciens d'établir les vitesses moyennes de déplacement des plaques lithosphériques. Au sein de la ceinture de compression alpine-himalayenne, qui s'est formée à la suite de la collision des plaques africaine et hindoustan avec les plaques eurasiennes, les taux de convergence vont de 0,5 cm/an dans la région de Gibraltar à 6 cm/an dans le Pamir et régions himalayennes.

Actuellement, l'Europe "navigue" depuis l'Amérique du Nord à une vitesse pouvant atteindre 5 cm/an. Cependant, l'Australie « s'éloigne » de l'Antarctique à une vitesse maximale - une moyenne de 14 cm/an.

Les plaques lithosphériques océaniques possèdent les vitesses de mouvement les plus élevées - leur vitesse est 3 à 7 fois supérieure à la vitesse des plaques lithosphériques continentales. La « plus rapide » est la plaque Pacifique et la « plus lente » est la plaque eurasienne.

MÉCANISME DE MOUVEMENT DES PLAQUES LITHOSPHÉRIQUES

Il est difficile d'imaginer que des continents vastes et massifs puissent se déplacer lentement. Il est encore plus difficile de répondre à la question pourquoi déménagent-ils ? La croûte terrestre est une masse réfrigérée et entièrement cristallisée. En dessous, il repose sur une asthénosphère partiellement fondue. Il est facile de supposer que les plaques lithosphériques sont apparues lors du refroidissement du matériau partiellement fondu de l'asthénosphère, similaire au processus de formation de glace dans les plans d'eau en hiver. Cependant, la différence réside dans le fait que la glace est plus légère que l'eau et que les silicates cristallisés de la lithosphère sont plus lourds que leur fonte.

Comment se forment les plaques lithosphériques océaniques ?

Dans l'espace qui les sépare, s'élève de la matière chaude et partiellement fondue de l'asthénosphère qui, tombant à la surface du fond de l'océan, se refroidit et, en se cristallisant, se transforme en roches de la lithosphère (Fig. 2). Les sections précédemment formées de la lithosphère semblent "geler" encore plus et sont divisées par des fissures. Une nouvelle portion de la substance chaude pénètre dans ces fissures et, se solidifiant, augmentant de volume, les écarte. Le processus est répété plusieurs fois.

Riz. 2. Schéma de déplacement des plaques lithosphériques rigides (d'après B. Isaacs et al.)

Les roches de la lithosphère sont plus lourdes que la matière chaude sous-jacente de l'asthénosphère et, par conséquent, plus elles sont épaisses, plus elles s'enfoncent ou s'enfoncent profondément dans le manteau. Pourquoi donc les plaques lithosphériques, si elles sont plus lourdes que la matière du manteau en fusion, ne s'y enfoncent-elles pas ? La réponse est plutôt simple. Ils ne coulent pas car la croûte légère est « soudée » à la partie lourde du manteau des plaques continentales, qui agit comme un flotteur. Par conséquent, la densité moyenne des roches des plaques continentales est toujours inférieure à la densité moyenne de la matière chaude du manteau.

Les plaques océaniques sont plus lourdes que le manteau, et donc tôt ou tard elles s'enfoncent dans le manteau et s'enfoncent sous les plaques continentales plus légères.

Pendant assez longtemps, la lithosphère océanique, comme des "soucoupes aplaties" géantes, est maintenue à la surface. Conformément à la loi d'Archimède, la masse de l'asthénosphère déplacée sous elles est égale à la masse des plaques elles-mêmes et remplissant les dépressions lithosphériques d'eau. La flottabilité à long terme apparaît. Cependant, cela ne peut pas durer longtemps. L'intégrité de la "soucoupe" est parfois violée aux endroits où se produisent des contraintes excessives, et elles sont d'autant plus fortes que les plaques s'enfoncent profondément dans le manteau et, par conséquent, plus elles sont âgées. Probablement, dans les plaques lithosphériques qui avaient plus de 150 millions d'années, des contraintes se sont produites qui ont dépassé de loin la force ultime de la lithosphère elle-même, elles se sont divisées et ont coulé dans le manteau chaud.

RECONSTRUCTIONS MONDIALES

A partir de l'étude de l'aimantation rémanente des roches des continents et des fonds marins, la position des pôles et le zonage latitudinal dans le passé géologique sont établis. Les paléolatitudes, en règle générale, ne coïncident pas avec les latitudes géographiques, et cette différence augmente de plus en plus avec l'éloignement du temps présent.

L'utilisation combinée de données géophysiques (paléomagnétiques et sismiques), géologiques, paléogéographiques et paléoclimatiques permet de reconstituer la position des continents et des océans pour différentes périodes du passé géologique. De nombreux spécialistes participent à ces études : géologues, paléontologues, paléoclimatologues, géophysiciens, ainsi que des informaticiens, puisque ce ne sont pas les calculs des vecteurs d'aimantation rémanente eux-mêmes, mais leur interprétation est impensable sans l'utilisation d'ordinateurs. Les reconstructions ont été effectuées indépendamment par des scientifiques soviétiques, canadiens et américains.

Pendant presque tout le Paléozoïque, les continents du sud ont été réunis en un seul et même immense continent, le Gondwana. Il n'y a aucune preuve fiable de l'existence de l'Atlantique Sud et de l'océan Indien au Paléozoïque.

Au début de la période cambrienne, il y a environ 550 à 540 millions d'années, le plus grand continent était le Gondwana. Elle était opposée dans l'hémisphère nord par les continents épars (Amérique du Nord, Europe de l'Est et Sibérie), ainsi qu'un petit nombre de micro-continents. Entre les continents sibérien et est-européen, d'une part, et le Gondwana, d'autre part, se trouvait l'océan paléo-asiatique, et entre le continent nord-américain et le Gondwana se trouvait l'océan paléo-atlantique. En plus d'eux, à cette époque lointaine, il y avait un vaste espace océanique - un analogue de l'océan Pacifique moderne. La fin de l'Ordovicien, il y a environ 450 à 480 millions d'années, a été caractérisée par la convergence des continents dans l'hémisphère nord. Leurs collisions avec les arcs insulaires ont conduit à l'accumulation des parties marginales des terres arides de Sibérie et d'Amérique du Nord. Les océans paléoasien et paléo-atlantique commencent à se rétrécir. Après un certain temps, un nouvel océan apparaît à cet endroit - le Paleotethis. Il occupait le territoire de la Mongolie méridionale moderne, du Tien Shan, du Caucase, de la Turquie et des Balkans. Un nouveau bassin d'eau est également apparu sur le site de la crête moderne de l'Oural. La largeur de l'océan Oural dépassait 1500 km. Selon les déterminations paléomagnétiques, le pôle Sud à cette époque se trouvait dans la partie nord-ouest de l'Afrique.

Dans la première moitié de la période dévonienne, il y a 370 à 390 millions d'années, les continents ont commencé à s'unir: l'Amérique du Nord avec l'Europe occidentale, à la suite de laquelle un nouveau continent est né, mais pas pour longtemps, - Euramerica. Les structures montagneuses modernes des Appalaches et de la Scandinavie se sont formées en raison de la collision de ces continents. Paleotethis a quelque peu diminué en taille. De petits bassins reliques sont restés à la place des océans Oural et Paléoasien. Le pôle Sud se trouvait dans la zone de l'actuelle Argentine.

Une grande partie de l'Amérique du Nord était située dans l'hémisphère sud. Aux latitudes tropicales et équatoriales, il y avait les continents sibérien, chinois, australien et la partie orientale de l'Euramerica.

Le Carbonifère inférieur, il y a environ 320-340 millions d'années, était caractérisé par la convergence continue des continents (Fig. 3). Aux endroits de leur collision, des régions plissées et des structures montagneuses sont apparues - l'Oural, le Tien Shan, les chaînes de montagnes du sud de la Mongolie et de l'ouest de la Chine, Salair, etc. Un nouvel océan, Paleotethis II (Paleotethis de la deuxième génération), apparaît. Il a séparé le continent chinois des continents sibérien et kazakh.

Figure 3. La position des continents au début du Carbonifère (il y a 340 millions d'années)

Au milieu de la période carbonifère, une grande partie du Gondwana s'est retrouvée dans la région polaire de l'hémisphère sud, entraînant l'une des plus grandes glaciations de l'histoire de la Terre.

Le Carbonifère supérieur - le début de la période permienne il y a 290 - 270 millions d'années, a été marqué par l'unification des continents en un bloc continental géant - le supercontinent Pangée (Fig. 4). Il se composait de Gondwana au sud et de Laurasia au nord. Seul le continent chinois était séparé de la Pangée par l'océan Palaeotethis II.

Dans la seconde moitié de la période triasique, il y a 200 à 220 millions d'années, bien que l'emplacement des continents soit approximativement le même qu'à la fin du Paléozoïque, néanmoins, il y a eu des changements dans les contours des continents et des océans (Fig. 5). Le continent chinois a fusionné avec l'Eurasie et Paleotethis II a cessé d'exister.

Cependant, presque simultanément, un nouveau bassin océanique, la Téthys, est apparu et a commencé à s'étendre rapidement. Il sépara le Gondwana de l'Eurasie. Des micro-continents isolés ont survécu à l'intérieur - indo-chinois iranien, rhodope, transcaucasien, etc.

L'émergence d'un nouvel océan était due au développement ultérieur de la lithosphère - la désintégration de la Pangée et la séparation de tous les continents actuellement connus. Au début, Laurasia s'est séparée - dans la région des océans Atlantique et Arctique modernes. Puis certaines de ses parties ont commencé à s'éloigner les unes des autres et ont ainsi fait place à l'Atlantique Nord.

L'époque du Jurassique supérieur, il y a environ 140 à 160 millions d'années, est l'époque de la fragmentation du Gondwana (Fig. 6). Sur le site de la scission, le bassin de l'océan Atlantique et les dorsales médio-océaniques se sont formés. L'océan Téthys a continué à se développer, au nord duquel se trouvait un système d'arcs insulaires. Ils étaient situés sur le site du Petit Caucase moderne, d'Elbourz et des montagnes d'Afghanistan et séparaient les mers marginales de l'océan.

À la fin du Jurassique et du Crétacé, les continents se sont déplacés dans une direction latitudinale. La mer du Labrador et le golfe de Gascogne ont émergé, l'Hindoustan et Madagascar se sont séparés de l'Afrique. Un détroit est apparu entre l'Afrique et Madagascar. Le long voyage de la plaque de l'Hindoustan s'est terminé à la fin du Paléogène par une collision avec l'Asie. Ici, les structures de montagne géantes - l'Himalaya - ont été formées.

L'océan Téthys a commencé à se rétrécir et à se fermer progressivement, principalement en raison du rapprochement de l'Afrique et de l'Eurasie. Une chaîne d'arcs insulaires volcaniques est apparue à sa périphérie nord. Une ceinture volcanique similaire s'est formée à la périphérie orientale de l'Asie. À la fin du Crétacé, l'Amérique du Nord et l'Eurasie fusionnent dans la région du Tchoukotka et de l'Alaska.

Au Cénozoïque, l'océan Téthys était complètement fermé, dont le vestige est aujourd'hui la mer Méditerranée. La collision de l'Afrique avec l'Europe a conduit à la formation du système montagneux alpin-caucasien. Les continents ont commencé à converger progressivement dans l'hémisphère nord et à diverger sur les côtés au sud, se séparant en blocs et massifs isolés séparés.

En comparant les positions des continents dans des périodes géologiques distinctes, nous arrivons à la conclusion qu'il existait de grands cycles dans le développement de la Terre, au cours desquels les continents ont convergé ensemble ou divergé dans des directions différentes. La durée de chacun de ces cycles est d'au moins 600 millions d'années. Il y a lieu de croire que la formation de la Pangée et sa désintégration n'ont pas été des moments isolés dans l'histoire de notre planète. Un continent supergéant similaire est apparu dans l'Antiquité il y a environ 1 milliard d'années.

GEOSINCLINALS - SYSTÈMES DE MONTAGNE PLIANTS

Dans les montagnes, nous admirons le panorama coloré qui s'ouvre, nous nous émerveillons des forces créatrices et destructrices illimitées de la nature. Les sommets des montagnes grises se dressent majestueusement, d'immenses glaciers descendent avec des langues dans les vallées, les rivières de montagne bouillonnent dans de profonds canyons. Nous sommes surpris non seulement par la beauté sauvage des régions montagneuses, mais aussi par les faits dont nous parlent les géologues, et ils prétendent que dans un passé lointain, il y avait de vastes étendues marines sur le site de vastes structures montagneuses.

Lorsque Léonard de Vinci a découvert les restes de coquilles de mollusques marins haut dans les montagnes, il a tiré la conclusion correcte de l'existence d'une mer là-bas dans l'Antiquité, mais alors peu de gens le croyaient. Comment la mer pourrait-elle être dans les montagnes à une altitude de 2 à 3 000 mètres ? Plus d'une génération de scientifiques naturels a fait de grands efforts pour prouver la probabilité d'un événement apparemment sans précédent.

Le grand italien avait raison. La surface de notre planète est constamment en mouvement - horizontal ou vertical. Au cours de son naufrage, des transgressions grandioses se sont produites à plusieurs reprises, lorsque plus de 40% de la surface terrestre moderne était recouverte par la mer. Avec le mouvement ascendant de la croûte terrestre, la hauteur des continents a augmenté et la mer a reculé. La soi-disant régression de la mer a eu lieu. Mais comment se sont formées les structures montagneuses grandioses et les vastes chaînes de montagnes ?

Pendant longtemps, les idées de prévalence des mouvements verticaux ont dominé en géologie. À cet égard, on croyait que grâce à de tels mouvements, les montagnes se sont formées. La plupart des structures montagnardes du monde sont concentrées dans certaines zones d'une longueur de plusieurs milliers de kilomètres et d'une largeur de plusieurs dizaines voire des cent premiers kilomètres. Ils sont caractérisés par des plissements intenses, des manifestations de fractures diverses, des intrusions de roches ignées, des dykes, des strates croisées de roches sédimentaires et métamorphiques. Un soulèvement lent et continu, accompagné de processus d'érosion, forme le relief des structures de montagne.

Les régions montagneuses des Appalaches, des Cordillères, de l'Oural, de l'Altaï, du Tien Shan, de l'Hindu Kush, du Pamir, de l'Himalaya, des Alpes, du Caucase sont des systèmes plissés qui se forment à différentes périodes du passé géologique à l'ère de l'activité tectonique et magmatique. Pour ces systèmes de montagne typique est l'énorme épaisseur de formations sédimentaires accumulées, dépassant souvent 10 km, ce qui est des dizaines de fois supérieure à l'épaisseur de roches similaires dans la partie plate de la plate-forme.

La découverte de strates inhabituellement épaisses de roches sédimentaires, froissées en plis, percées d'intrusions et de dykes de roches ignées, de plus, ayant une grande longueur avec une largeur relativement faible, a conduit à la création au milieu du 19ème siècle. théorie géosynclinale de la formation des montagnes. Une zone étendue de strates sédimentaires épaisses, qui finit par se transformer en un système montagneux, est appelée géosynclinal. En revanche, les zones stables de la croûte terrestre avec une grande épaisseur de roches sédimentaires sont appelées plates-formes.

Presque tous les systèmes montagneux du globe avec plissement, rupture et magmatisme sont d'anciens géosynclinaux situés aux confins des continents. Malgré l'énorme épaisseur, la grande majorité des sédiments sont d'origine peu profonde. Souvent, des empreintes de marques d'ondulation, des restes d'animaux des fonds peu profonds et même des fissures de dessiccation se trouvent à la surface des strates. La grande épaisseur des dépôts indique un affaissement important et en même temps assez rapide de la croûte terrestre. Outre les sédiments d'eau généralement peu profonde, il existe également des sédiments d'eau profonde (par exemple, les radiolarites et les sédiments à grains fins avec des couches et des textures particulières).

Les systèmes géosynclinaux ont été étudiés pendant tout un siècle et grâce aux travaux de plusieurs générations de scientifiques, un système apparemment harmonieux de la séquence de leur émergence et de leur évolution a été développé. Le seul fait inexpliqué est encore l'absence d'analogue moderne du géosynclinal. Que peut-on considérer comme un géosynclinal moderne ? Le bord de mer ou tout l'océan ?

Cependant, avec le développement du concept de tectonique des plaques lithosphériques, la théorie géosynclinale a subi quelques changements et la place des systèmes géosynclinaux a été retrouvée lors des périodes d'extension, de déplacement et de collision des plaques lithosphériques.

Comment les systèmes pliés se sont-ils développés ? Sur les marges tectoniquement actives des continents, il y avait des zones étendues subissant un affaissement lent. Dans les mers marginales, les sédiments se sont accumulés avec une épaisseur de 6 à 20 km. Simultanément avec eux, des formations volcaniques sous forme d'intrusions magmatiques, de dykes et de nappes de lave se sont formées ici. La sédimentation a duré des dizaines, et parfois même des centaines de millions d'années.

Puis, au stade orogénique, une lente déformation et transformation du système géosynclinal a eu lieu. Sa superficie a diminué, il semble s'être aplati. Des plis et des ruptures sont apparus, ainsi que des intrusions de roches ignées en fusion. Au cours du processus de déformation, les sédiments d'eau profonde et d'eau peu profonde ont été déplacés et à hautes pressions et des températures, ils ont subi un métamorphisme.

A cette époque, il y a eu un soulèvement, la mer quitte complètement le territoire et des chaînes de montagnes se sont formées. Les processus ultérieurs d'érosion des roches, de transport et d'accumulation de sédiments clastiques ont finalement conduit au fait que ces montagnes se sont progressivement effondrées jusqu'à des altitudes proches du niveau de la mer. La lente subsidence des systèmes plissés situés aux bords de la plaque continentale a conduit au même résultat.

La formation des systèmes géosynclinaux implique non seulement des déplacements horizontaux, mais aussi verticaux, effectués principalement en raison du mouvement lent des plaques lithosphériques. Dans le cas où une plaque était submergée sous une autre, de puissants sédiments de géosynclinaux dans les mers marginales, les arcs insulaires et les tranchées sous-marines étaient activement exposés à des températures et des pressions élevées. Les zones d'immersion de la dalle sont appelées zones de subduction. Ici, les roches sont descendues dans le manteau, fondues et traitées. Cette zone est caractérisée par de forts séismes et volcanisme.

Là où la pression et la température n'étaient pas si élevées, les roches étaient écrasées en un système de plis, et dans les endroits de la plus haute dureté de roche, leur continuité était rompue par des ruptures et des déplacements de blocs individuels.

Dans les zones de convergence puis de collision des plaques lithosphériques continentales, la largeur du système géosynclinal a fortement diminué. Certaines parties s'enfonçaient profondément dans le manteau, tandis que d'autres, au contraire, avançaient sur la plaque la plus proche. Tirées des profondeurs et froissées en plis, des formations sédimentaires et métamorphiques se sont superposées à plusieurs reprises sous la forme d'écailles géantes et, à la fin, des massifs montagneux sont apparus. Par exemple, l'Himalaya s'est formé à la suite de la collision de deux grandes plaques lithosphériques - l'Hindoustan et l'Eurasie. Les systèmes montagneux du sud de l'Europe et de l'Afrique du Nord, de la Crimée, du Caucase, des régions montagneuses de la Turquie, de l'Iran et de l'Afghanistan se sont principalement formés à la suite de la collision des plaques africaine et eurasienne. De la même manière, mais à une époque plus ancienne, les montagnes de l'Oural, la Cordillère, les Appalaches et d'autres régions montagneuses sont apparues.

HISTOIRE DE LA MÉDITERRANÉE

Les mers et les océans se sont formés pendant longtemps, jusqu'à ce qu'ils acquièrent aspect moderne... De l'histoire du développement des bassins maritimes, l'évolution de la mer Méditerranée est d'un intérêt particulier. Autour d'elle naquirent les premiers États civilisés, et l'histoire des peuples qui habitaient sa côte est bien connue. Mais nous devrons commencer notre description plusieurs millions d'années avant l'apparition du premier homme ici.

Dans les temps anciens, il y a près de 200 millions d'années, sur le site de la mer Méditerranée moderne, il y avait un océan large et profond Téthys, l'Afrique était à plusieurs milliers de kilomètres de l'Europe à cette époque. Dans l'océan, il y avait de grands et de petits archipels d'îles. Ces zones bien connues, actuellement situées en Europe méridionale, au Proche et Moyen-Orient - Iran, Turquie, péninsule du Sinaï, Rhodope, Pouilles, massifs des Tatras, Espagne méridionale, Calabre, Meseta, îles Canaries, Corse, Sardaigne, étaient loin au sud de leur emplacement actuel.

Au Mésozoïque, un fossé s'est creusé entre l'Afrique et l'Amérique du Nord. Il a séparé le massif des Rhodopes-turcs et l'Iran de l'Afrique, et du magma basaltique l'a pénétré, la lithosphère océanique s'est formée et la propagation crustale, ou étalement, a eu lieu. L'océan Téthys était situé dans la région tropicale de la Terre et s'étendait de l'océan Atlantique moderne à l'océan Indien (ce dernier en faisait partie) jusqu'au Pacifique. La latitude maximale de la Téthys a atteint il y a environ 100 à 120 millions d'années, puis a commencé sa réduction successive. Lentement, la plaque lithosphérique africaine s'est rapprochée de la plaque eurasienne. Il y a environ 50 à 60 millions d'années, l'Inde s'est séparée de l'Afrique et a commencé sa dérive sans précédent vers le nord, jusqu'à ce qu'elle entre en collision avec l'Eurasie. La taille de l'océan Téthys diminuait progressivement. Il y a seulement 20 millions d'années, à la place du vaste océan, restaient les mers marginales - la Méditerranée, la Noire et la Caspienne, dont les tailles étaient cependant beaucoup plus grandes que les mers modernes. Pas moins d'événements à grande échelle ont eu lieu dans le temps suivant.

Au début des années 70 de notre siècle, des évaporites - divers sels minéraux, gypse et anhydrites - ont été découvertes en mer Méditerranée sous une couche de sédiments meubles de plusieurs centaines de mètres d'épaisseur. Ils ont été formés par une évaporation accrue de l'eau il y a environ 6 millions d'années. Mais la Méditerranée aurait-elle pu s'assécher ? C'est cette hypothèse qui a été exprimée et est soutenue par de nombreux géologues. On suppose qu'il y a 6 millions d'années, le détroit de Gibraltar s'est fermé et qu'après environ mille ans, la mer Méditerranée s'est transformée en un immense bassin de 2 à 3 km de profondeur avec des lacs salés peu profonds asséchants. Le fond marin était recouvert d'une couche de limon dolomitique durci, de gypse et de sel gemme.

Les géologues ont établi que le détroit de Gibraltar était périodiquement ouvert et que l'eau qui le traversait de l'océan Atlantique tombait au fond de la mer Méditerranée. A la découverte de Gibraltar, les eaux de l'Atlantique ont débordé sous la forme d'une cascade, qui était au moins 15 à 20 fois plus élevée que le débit des plus grandes chutes Victoria du fleuve. Zambèze en Afrique (200 km 3 /an). La fermeture et l'ouverture de Gibraltar se sont produites au moins 11 fois, ce qui a assuré l'accumulation d'une couche d'évaporites d'une épaisseur d'environ 2 km.

Pendant les périodes d'assèchement de la mer Méditerranée, sur les pentes abruptes de son bassin profond, les rivières qui coulent des terres sillonnent de longs et profonds canyons. L'un de ces canyons a été découvert et tracé à une distance d'environ 250 km du delta moderne de la rivière. Ron sur le talus continental. Il est rempli de sédiments pliocènes très jeunes. Un autre exemple d'un tel canyon est la continuation sous-marine de la rivière. Nil sous la forme d'un canyon rempli de sédiments, tracé à une distance de 1200 km du delta.

Lors de la perte de communication entre la mer Méditerranée et le large, une sorte de bassin fortement dessalé a été localisé à sa place, dont les vestiges sont aujourd'hui la mer Noire et la mer Caspienne, ce bassin d'eau douce et parfois salinisé s'étendant de l'Europe centrale à l'Oural et la mer d'Aral et a été nommé Paratethis.

Connaissant la position des pôles et la vitesse du mouvement moderne des plaques lithosphériques, la vitesse d'expansion et d'absorption des fonds océaniques, il est possible d'esquisser la trajectoire de mouvement des continents dans le futur et d'imaginer leur position pour une certaine période de temps.

Cette prévision a été faite par les géologues américains R. Dietz et J. Holden. Dans 50 millions d'années, selon leurs hypothèses, les océans Atlantique et Indien s'étendront aux dépens du Pacifique, l'Afrique se déplacera vers le nord, et grâce à cela, la Méditerranée sera progressivement éliminée. Le détroit de Gibraltar disparaîtra, et l'Espagne "transformée" fermera le golfe de Gascogne. L'Afrique sera divisée par les grands rifts africains et sa partie orientale sera déplacée vers le nord-est. La mer Rouge s'étendra tellement qu'elle séparera la péninsule du Sinaï de l'Afrique, l'Arabie se déplacera vers le nord-est et fermera le golfe Persique. L'Inde se déplacera de plus en plus vers l'Asie, ce qui signifie que les montagnes himalayennes s'agrandiront. La Californie le long de la faille de San Andreas se séparera de l'Amérique du Nord et un nouveau bassin océanique commencera à se former à ce stade. Des changements importants se produiront dans l'hémisphère sud. L'Australie traversera l'équateur et entrera en contact avec l'Eurasie. Cette prévision nécessite un affinement important. Beaucoup de choses ici sont encore discutables et peu claires.

Extrait du livre "Géologie Moderne". AU. Yasamanov. M. Nédra. 1987 année

La nature du mouvement des plaques détermine également ce qui se passe à leurs frontières. Certaines dalles se fendent, d'autres entrent en collision et certaines frottent latéralement.

Plaques en collision

Là où les dalles glissent, il existe plusieurs types de dalles de délimitation, selon le type de dalles en collision. Par exemple, à la frontière entre la plaque océanique et la plaque continentale, formée par la croûte océanique, "plonge" sous la plaque continentale, créant une profonde dépression ou tranchée à la surface. La zone où cela se produit est appelée subductive. Plongeant plus profondément dans le manteau, la plaque commence à fondre. La croûte de la plaque supérieure est comprimée et des montagnes s'y développent. Certains d'entre eux sont formés par du magma qui se brise à travers la lithosphère.

Les zones où les plaques se séparent se trouvent dans certaines zones du fond océanique. Ils sont caractérisés par des chaînes de montagnes de roches volcaniques. Ces volcans n'ont pas de pentes abruptes ou de formes coniques. Ce sont généralement de longues chaînes de montagnes avec des pentes douces. Les deux chaînes sont séparées par une fissure profonde qui marque la limite entre les dalles. Une fissure s'ouvre lorsque du magma (roche en fusion) est projeté à la surface, s'élevant de l'asthénosphère. En atteignant la surface, le magma se refroidit et se solidifie le long des bords des plaques, formant de nouvelles zones du fond océanique. Dans ce cas, le magma pousse les plaques de plus en plus loin les unes des autres. Ce processus, connu sous le nom d'expansion des fonds marins, n'a pas de fin car la fissure s'ouvre encore et encore. L'endroit où cela se produit s'appelle la crête médiane.

De profondes dépressions se forment également aux limites de deux plaques en collision de la lithosphère océanique. L'une de ces dalles passe sous l'autre et fond, s'enfonçant dans le manteau. Le magma se précipite à travers la lithosphère et une chaîne de volcans se forme près de la limite sur la plaque qui s'est avérée être au sommet.

Dalles continentales

Dans les endroits où deux plaques de la lithosphère continentale entrent en collision frontale, de hautes chaînes de montagnes se forment. A la frontière, la croûte continentale des deux plaques rétrécit, se fissure et se rassemble en plis géants. Au fur et à mesure que les plaques se déplacent, les chaînes de montagnes deviennent de plus en plus hautes, car tout ce ton est de plus en plus poussé.

Tranchées océaniques

Les dépressions qui se forment aux limites des plaques sont les creux les plus profonds de la surface de la Terre. La plus profonde est la fosse des Mariannes dans l'océan Pacifique (11 022 mètres sous le niveau de la mer). L'Everest, la plus haute montagne du monde (8848 mètres d'altitude) aurait pu s'y noyer. Pour l'étude des tranchées océaniques, de tels véhicules hauturiers sont utilisés.

Plaques de frottement

Toutes les plaques ne se séparent pas ou ne se heurtent pas de front. Certains d'entre eux se frottent les flancs, se déplaçant soit dans des directions opposées, soit dans la même direction, mais avec différentes vitesses... A la frontière de ces plaques, à la fois sur terre et sur fond marin, une nouvelle lithosphère n'est pas formée et l'existante n'est pas détruite. Lorsque les plaques de la lithosphère continentale se rapprochent, toute la zone limite est poussée vers le haut, formant de hautes chaînes de montagnes. Lorsque les plaques se déplacent côte à côte à des vitesses différentes, elles semblent se déplacer dans des directions opposées.

faille tectonique lithosphérique géomagnétique

A partir du Protérozoïque inférieur, la vitesse de déplacement des plaques lithosphériques a progressivement diminué de 50 cm/an à sa sens moderne environ 5 cm/an.

Une diminution de la vitesse moyenne de déplacement des plaques va continuer à se produire, jusqu'au moment où, du fait de l'augmentation de l'épaisseur des plaques océaniques et de leur frottement les unes contre les autres, elle ne s'arrêtera plus du tout. Mais cela ne se produira, apparemment, qu'après 1 à 1,5 milliard d'années.

Pour déterminer les vitesses de mouvement des plaques lithosphériques, des données sur l'emplacement des anomalies magnétiques striées au fond de l'océan sont généralement utilisées. Ces anomalies apparaissent maintenant dans les zones de rift des océans en raison de l'aimantation des basaltes qui s'y déversaient par le même champ magnétique qui existait sur Terre au moment de l'effusion des basaltes.

Mais, comme vous le savez, le champ géomagnétique changeait de temps en temps de direction exactement à l'opposé. Cela a conduit au fait que les basaltes se sont déversés dans périodes différentes les inversions du champ géomagnétique se sont avérées être magnétisées dans des directions opposées.

Mais en raison de la propagation du fond océanique dans les zones de rift des dorsales médio-océaniques, les basaltes plus anciens sont toujours déplacés vers de plus grandes distances de ces zones, et avec le fond océanique, l'ancien champ magnétique de la Terre, "gelé " dans les basaltes, s'en éloigne.

Riz.

L'étalement de la croûte océanique avec des basaltes différemment magnétisés se développe généralement de manière strictement symétrique des deux côtés de la faille du rift. Par conséquent, les anomalies magnétiques associées sont également localisées symétriquement sur les deux versants des dorsales médio-océaniques et les bassins abyssaux qui les entourent. De telles anomalies peuvent maintenant être utilisées pour déterminer l'âge du plancher océanique et son taux d'expansion dans les zones de rift. Cependant, pour cela, il est nécessaire de connaître l'âge des inversions individuelles du champ magnétique terrestre et de comparer ces inversions avec les anomalies magnétiques observées au fond des océans.

L'âge des inversions magnétiques a été déterminé à partir d'études paléomagnétiques détaillées de couches de basalte bien datées et de roches sédimentaires des continents et des basaltes des fonds océaniques. En comparant l'échelle de temps géomagnétique ainsi obtenue avec les anomalies magnétiques des fonds océaniques, il a été possible de déterminer l'âge de la croûte océanique dans la plupart des plans d'eau de l'océan mondial. Toutes les plaques océaniques qui se sont formées avant le Jurassique supérieur ont déjà réussi à s'immerger dans le manteau sous des zones modernes ou anciennes de poussée de plaques, et, par conséquent, aucune anomalie magnétique, dont l'âge dépasserait 150 millions d'années, n'a survécu au fond de l'océan.

Les conclusions de la théorie ci-dessus permettent de calculer quantitativement les paramètres de mouvement au début de deux plaques adjacentes, puis pour la troisième, prise en tandem avec l'une des précédentes. De cette façon, on peut progressivement impliquer dans le calcul la principale des plaques lithosphériques identifiées et déterminer les déplacements mutuels de toutes les plaques à la surface de la Terre. À l'étranger, de tels calculs ont été effectués par J. Minster et ses collègues, et en Russie - par S.A. Ouchakov et Yu.I. Galouchkine. Il s'est avéré que le fond océanique s'étend à une vitesse maximale dans la partie sud-est de l'océan Pacifique (près de l'île de Pâques). À cet endroit, jusqu'à 18 cm de nouvelle croûte océanique poussent chaque année. A l'échelle géologique, c'est beaucoup, puisqu'en seulement 1 million d'années se forme ainsi une bande de fond jeune jusqu'à 180 km de large, tandis qu'environ 360 km3 de laves basaltiques se déversent sur chaque kilomètre de la zone du rift en le même temps! Selon les mêmes calculs, l'Australie s'éloigne de l'Antarctique à une vitesse d'environ 7 cm / an et l'Amérique du Sud de l'Afrique - à une vitesse d'environ 4 cm / an. L'éloignement de l'Amérique du Nord de l'Europe est plus lent - 2-2,3 cm/an. La mer Rouge s'étend encore plus lentement - de 1,5 cm / an (en conséquence, moins de basaltes sont déversés ici - seulement 30 km3 pour chaque kilomètre parcouru du rift de la mer Rouge sur 1 million d'années). Mais la vitesse de la « collision » de l'Inde avec l'Asie atteint 5 cm/an, ce qui explique les déformations néotectoniques intensives qui se développent sous nos yeux et la croissance des systèmes montagneux de l'Hindu Kush, du Pamir et de l'Himalaya. Ces déformations créent haut niveau activité sismique de toute la région (l'influence tectonique de la collision de l'Inde avec l'Asie affecte bien au-delà de la zone de collision des plaques elle-même, s'étendant jusqu'au lac Baïkal et aux zones de la ligne principale Baïkal-Amour). Les déformations du Grand et du Petit Caucase sont causées par la pression de la plaque arabique sur cette région de l'Eurasie, cependant, le taux de convergence des plaques ici est nettement inférieur - seulement 1,5 à 2 cm / an. Par conséquent, l'activité sismique de la région est également moindre ici.

Les méthodes géodésiques modernes, y compris la géodésie spatiale, les mesures laser de haute précision et d'autres méthodes, ont établi les vitesses de mouvement des plaques lithosphériques et il a été prouvé que les plaques océaniques se déplacent plus rapidement que celles dans la structure dont le continent est inclus, et le plus la lithosphère continentale est épaisse, plus la vitesse de déplacement des plaques est faible.

La dérive des continents

Passons aux concepts les plus importants pour les habitants de la Terre de la théorie de la tectonique des plaques lithosphériques - grands, jusqu'à plusieurs millions de km 2, blocs de la lithosphère terrestre, dont la fondation est formée de magmatiques, métamorphosés et granitiques des roches fortement froissées en plis, recouvertes d'en haut par une "couverture" de 3-4 km de roches sédimentaires... Le relief de la plate-forme est composé de vastes plaines et de chaînes de montagnes individuelles. Le noyau de chaque continent est une ou plusieurs plates-formes anciennes, bordées de chaînes de montagnes. Le mouvement des plaques lithosphériques est sous-jacent.

Le début du XXe siècle. a été marquée par l'émergence d'une hypothèse qui, à l'avenir, était destinée à jouer un rôle clé dans les sciences de la terre. F. Taylor (1910), et après lui A. Wegener (1912) ont exprimé l'idée de mouvements horizontaux des continents sur de longues distances (dérive des continents), mais « des mouvements verticaux de la croûte terrestre, qui reposaient sur les processus de différenciation du matériau du manteau terrestre. On l'appelait fixisme, car il reconnaissait la position fixe en permanence des blocs crustaux par rapport au manteau sous-jacent. Cependant, dans les années 1960. après la découverte dans les océans du système global des dorsales médio-océaniques, encerclant l'ensemble du globe et atteignant par endroits la terre, et un certain nombre d'autres résultats, il y a un retour aux idées du début du XXe siècle. sur la dérive des continents, mais sous une nouvelle forme - la tectonique des plaques, qui reste la théorie dominante dans les sciences de la terre. Il a supplanté l'idée du rôle prépondérant dans les déplacements et déformations de la croûte terrestre des mouvements verticaux, qui prévalait au milieu du XXe siècle, et a mis en évidence les déplacements horizontaux des plaques lithosphériques, qui comprenaient non seulement les croûte, mais aussi le manteau supérieur.

Les principales dispositions de la tectonique des plaques sont les suivantes. La lithosphère repose sur une asthénosphère moins visqueuse. La lithosphère est divisée en un nombre limité de grandes (7) et de petites plaques, dont les limites sont tracées le long de la concentration des foyers sismiques. Les grandes plaques comprennent : Pacifique, eurasienne, nord-américaine, sud-américaine, africaine, indo-australienne, antarctique. Les plaques lithosphériques se déplaçant le long de l'asthénosphère sont rigides et solides. Dans le même temps, « les continents ne traversent pas le fond de l'océan sous l'influence d'une force invisible (ce qui était supposé dans la version originale de la « dérive des continents »), mais flottent passivement le long du matériau du manteau qui s'élève. sous la crête faîtière et s'étend ensuite de celle-ci aux deux parties ». Dans ce modèle, le fond océanique « apparaît comme une bande transporteuse géante qui émerge dans les zones de rift des dorsales médio-océaniques et se cache ensuite dans des tranchées sous-marines » : l'expansion (l'étalement) du fond océanique en raison de la divergence des plaques le long des axes des dorsales médio-océaniques et la naissance d'une nouvelle croûte océanique est compensée par son absorption dans les zones de poussée (subduction) de la croûte océanique dans les fosses profondes, grâce auxquelles le volume de la Terre reste constant. Ce processus s'accompagne de « nombreux séismes peu profonds (avec des épicentres à des profondeurs de plusieurs dizaines de kilomètres) dans les zones de rift et de séismes à foyer profond dans la zone des tranchées sous-marines (Fig. 12.2, 12.3).

Riz. 12.2. Diagramme du flux de convection dans le manteau causé par la différence de densité (d'après Ringwood et Green (de [Stacy, p. 80]). Ce diagramme montre la phase supposée et les transformations chimiques accompagnant les mouvements convectifs du matériau du manteau dus aux changements de pression et température à différentes profondeurs ...

Graphique 12.3. Coupe schématique de la Terre basée sur l'hypothèse de croissance (étalement) du fond océanique - b; la zone de la tranchée sous-marine - v : la plaque lithosphérique plonge dans l'asthénosphère (A), repose sur son fond (B et C) et se brise - une partie se brise ("dalle") (D) -. Dans la zone de "frottement" des plaques - tremblements de terre peu profonds (cercles noirs), dans la zone "d'arrêt" et de "fracture" de la plaque - tremblements de terre profonds (cercles blancs) (d'après Ueda, 1980)

"Les données de tomographie sismique indiquent que des zones inclinées de vitesses sismiques accrues s'enfoncent profondément dans le manteau - des dalles de la lithosphère océanique. Ces données coïncident avec les surfaces focales sismiques établies il y a longtemps aux hypocentres des tremblements de terre qui atteignent le sommet du manteau inférieur. à de grandes profondeurs, pénétrant dans le manteau inférieur. Le comportement des dalles affaissantes s'avère ambigu : certaines d'entre elles, atteignant le manteau inférieur, ne le traversent pas, mais s'écartent en surface, prenant une position presque horizontale ; d'autres traversent le toit du manteau inférieur, mais forment alors une houle plongeant plus profondément, tandis que d'autres vont à de grandes profondeurs, dans certaines zones atteignant le noyau... Un résultat important des dernières études sismotomographiques est la découverte de la séparation de la partie inférieure du manteau le naufrage de la dalle. Ce phénomène n'est pas non plus une surprise totale. la profondeur des foyers sismiques, puis leur occurrence à nouveau encore plus profondément "[Khain 2002].

La raison du mouvement des plaques lithosphériques est la convection thermique dans le manteau terrestre. Au-dessus des branches ascendantes des courants convectifs, la lithosphère subit un soulèvement et une extension, conduisant à l'étalement des plaques dans les zones de rift émergentes. En s'éloignant des rifts médio-océaniques, la lithosphère devient plus dense, plus lourde, sa surface s'enfonce, ce qui explique l'augmentation de la profondeur des océans, et finit par s'enfoncer dans des fosses sous-marines. Dans les rifts continentaux, l'atténuation des flux ascendants du manteau échauffé entraîne le refroidissement et l'affaissement de la lithosphère avec la formation de bassins remplis de sédiments. Dans les zones de convergence et de collision des plaques, la croûte et la lithosphère subissent une compression, l'épaisseur de la croûte augmente et des mouvements ascendants intenses commencent, conduisant à la formation de montagnes. Tous ces processus, y compris le mouvement des plaques et dalles lithosphériques, sont directement liés aux mécanismes de formation des minéraux.

Les mouvements tectoniques modernes sont étudiés par des méthodes géodésiques, montrant qu'ils se produisent continuellement et partout. La vitesse des mouvements verticaux va des fractions aux premières dizaines de mm, les mouvements horizontaux sont d'un ordre de grandeur plus élevé - des fractions aux premières dizaines de cm par an (la péninsule scandinave s'est élevée de 250 m en 25 000 ans, St. Petersburg a augmenté de 1 m au cours de son existence). Celles. les tremblements de terre, les éruptions volcaniques, les déplacements verticaux lents (des montagnes de milliers de mètres de haut se forment sur des millions d'années) et horizontaux (sur des centaines de millions d'années, cela conduit à des déplacements de milliers de kilomètres) sont des mouvements lents mais extrêmement puissants de la matière du manteau .

« Les dispositions de la théorie de la tectonique des plaques ont été testées expérimentalement lors du forage en haute mer commencé en 1968 à partir du navire de recherche américain Glomar Challenger, qui a confirmé la formation d'océans en train de s'étendre, à la suite d'études des vallées du rift. des dorsales moyennes, le fond de la mer Rouge et du golfe d'Aden à partir de la descente de submersibles, ce qui a également établi la réalité de l'étalement et l'existence de failles transformantes traversant les dorsales moyennes, et, enfin, dans l'étude des mouvements modernes des plaques par diverses méthodes de géodésie spatiale. De nombreux phénomènes géologiques sont expliqués du point de vue de la tectonique des plaques, mais en même temps, la complexité des processus de déplacements mutuels des plaques s'est avérée plus grande que ne l'envisageait la théorie initiale... d'autres. de l'action de la tectonique des plaques dans l'histoire de la Terre reste ouverte, puisque les signes directs des processus de la tectonique des plaques... ne sont connus que depuis la fin du Protérozoïque. Néanmoins, certains chercheurs reconnaissent la manifestation de la tectonique des plaques depuis l'Archéen ou le Protérozoïque inférieur. Depuis d'autres planètes du système solaire, des signes de tectonique des plaques sont observés sur Vénus. »

La tectonique des plaques, initialement accueillie avec scepticisme, en particulier dans notre pays, écrit l'académicien V.E. Khain, - a reçu une confirmation convaincante au cours de forages en eaux profondes et d'observations de véhicules de descente sous-marine dans les océans, de mesures directes des déplacements de plaques lithosphériques à l'aide de méthodes de géodésie spatiale, de données de paléomagnétisme et d'autres matériaux, et est devenu le premier théorie véritablement scientifique dans l'histoire de la géologie. Dans le même temps, au cours du dernier quart de siècle, avec l'accumulation de matériel factuel nouveau et plus diversifié obtenu à l'aide de nouveaux outils et méthodes, il est devenu de plus en plus évident que la tectonique des plaques ne peut prétendre être une modèle global du développement de la Terre "(Géologie..., p. 43). Par conséquent, "assez peu de temps après sa formation, la tectonique des plaques a commencé à devenir la base d'autres sciences de la Terre solide"... Une très grande influence mutuelle. .. se trouvait entre la géotectonique et la géophysique d'une part, et la pétrologie (science des roches) et la géochimie - d'autre part. La synthèse de ces sciences au début des années 70 a donné naissance à une nouvelle science complexe - géodynamique, qui étudie l'ensemble des processus profonds endogènes (internes) qui modifient la lithosphère et déterminent l'évolution de sa structure, étudie les processus physiques qui déterminent le développement de la Terre solide dans son ensemble, et les forces qui les provoquent. "Les données de la "transmission sismique" de la Terre, appelées" tomographie sismique ", ont montré que les processus actifs qui conduisent finalement à des changements dans la structure de la croûte terrestre et de la topographie ont leur origine beaucoup plus profonde - dans le manteau inférieur et même à sa frontière avec le noyau. le noyau, comme il s'est avéré assez récemment, participe à ces processus ...

L'avènement de la tomographie sismique a déterminé le passage de la géodynamique au niveau supérieur et, au milieu des années 80, elle a donné naissance à la géodynamique profonde, qui est devenue la direction la plus jeune et la plus prometteuse des sciences de la Terre. En résolvant de nouveaux problèmes, outre la sismotomographie, d'autres sciences sont venues à la rescousse : la minéralogie expérimentale, qui, grâce à de nouveaux équipements, a désormais la capacité d'étudier le comportement de la matière minérale à des pressions et des températures correspondant aux profondeurs maximales de le manteau; la géochimie isotopique, qui étudie notamment le bilan des isotopes des éléments rares et des gaz rares dans différentes coquilles de la Terre et le compare aux données météoritiques ; géomagnétisme, essayant de révéler le mécanisme et les raisons des inversions du champ magnétique terrestre ; la géodésie, qui clarifie la forme du géoïde (ainsi que, ce qui n'est pas moins important, les mouvements horizontaux et verticaux de la croûte terrestre), et quelques autres branches de nos connaissances sur la Terre...

Déjà les premiers résultats d'études tomographiques sismiques ont montré que la cinématique moderne des plaques lithosphériques est tout à fait adéquate...

Cependant, la théorie de la tectonique des plaques continue d'expliquer de manière satisfaisante le développement de la croûte terrestre des continents et des océans depuis au moins 3 milliards d'années, et les mesures satellites des mouvements des plaques ont confirmé la présence de déplacements pour l'ère moderne.

Ainsi, l'image suivante se dessine actuellement. Dans la section transversale du globe, il y a trois couches les plus actives, chacune de plusieurs centaines de kilomètres d'épaisseur : l'asthénosphère et la couche D "" à la base du manteau. Apparemment, ils jouent un rôle de premier plan dans la géodynamique mondiale, qui se transforme en géodynamique non linéaire de la Terre en tant que système ouvert, c'est-à-dire des effets synergiques, tels que l'effet Benard, peuvent se produire dans le manteau et le noyau liquide.

Pour expliquer le phénomène de magmatisme intraplaque, qui n'est pas compris dans le cadre de la théorie de la tectonique des plaques, et en particulier la formation de chaînes volcaniques linéaires, dans lesquelles l'âge des bâtiments augmente naturellement avec la distance des volcans actifs modernes, a été proposé en 1963 par J. Wilson et étayée en 1972 par G. V. Morgan L'hypothèse de jets ascendants du manteau (Fig. 12.1, 12.5) faisant saillie à la surface dans des « points chauds » (le placement des « points chauds » sur la surface est contrôlée par des zones affaiblies et perméables dans la croûte et la lithosphère, un exemple classique de « point chaud » moderne est l'Islande.). « Cette tectonique du panache devient de plus en plus populaire chaque année.

Il devient ... un partenaire presque égal de la tectonique des plaques (tectonique des plaques lithosphériques). Il est prouvé, en particulier, que l'échelle globale de l'évacuation de la chaleur profonde par les « points chauds » dépasse le dégagement de chaleur dans les zones d'étalement des dorsales médio-océaniques... Il y a de sérieuses raisons de supposer que les racines des superplumes atteignent tout en bas du manteau... Le principal problème est le rapport de convection qui contrôle la cinématique des plaques lithosphériques, avec l'advection (mouvement horizontal) faisant monter les panaches. En principe, ils ne peuvent plus être des processus indépendants. Cependant, étant donné que les canaux à travers lesquels les jets du manteau montent sont plus étroits, il n'y a aucun signe sismotomographique de son ascension depuis le manteau inférieur.

La question de la stationnarité des panaches est très importante. La pierre angulaire de l'hypothèse Wilson-Morgan était l'idée d'une position fixe des racines de panache dans le manteau sublithosphérique et que la formation de chaînes volcaniques, avec une augmentation naturelle de l'âge des structures à distance des centres d'éruption modernes, est due au "perçage" des plaques lithosphériques se déplaçant au-dessus d'elles avec des jets de manteau chaud... Cependant, il n'y a pas tant d'exemples indiscutables de chaînes volcaniques de type hawaïen... Ainsi, beaucoup de choses restent floues dans le problème du panache. "

Géodynamique

En géodynamique, l'interaction de processus complexes se produisant dans la croûte et le manteau est considérée. L'une des options pour la géodynamique, qui donne une image plus complexe du mouvement du manteau que celle décrite ci-dessus (Fig. 12.2), est en cours de développement par le membre correspondant du RAS E.V. Artyushkov dans son livre "Geodynamics" (M., Nauka, 1979). Cet exemple montre comment divers modèles physiques et chimiques sont entrelacés dans une description géodynamique réelle.

Selon le concept exposé dans ce livre, la principale source d'énergie pour tous les processus tectoniques est le processus de différenciation gravitationnelle de la matière, qui a lieu dans le manteau inférieur. Après la séparation du composant lourd (fer, etc.) de la roche du manteau inférieur, qui s'enfonce dans le noyau, « il reste un mélange de solides, plus léger que le manteau inférieur sus-jacent... L'emplacement de la couche de lumière le matériau sous la matière plus lourde est instable ... le matériau s'accumule périodiquement en gros blocs d'environ 100 km et flotte vers les couches supérieures de la planète. Le manteau supérieur a été formé à partir de ce matériau au cours de la vie de la Terre.

Le manteau inférieur est très probablement la matière primaire, pas encore différenciée de la Terre. Au cours de l'évolution de la planète, le noyau et le manteau supérieur se développent en raison du manteau inférieur.

Très probablement, le soulèvement des blocs de matériau léger dans le manteau inférieur se produit le long des canaux (voir Fig. 12.6), dans lesquels la température du matériau est considérablement augmentée et la viscosité est fortement réduite. Une augmentation de la température est associée à la libération d'une grande quantité d'énergie potentielle lors de l'ascension d'un matériau léger dans un champ de gravité à une distance d'environ 2000 km. Après avoir traversé un tel canal, le matériau léger s'échauffe également fortement, d'une quantité d'environ 1000°. Par conséquent, il pénètre dans le manteau supérieur anormalement chauffé et plus léger par rapport aux régions environnantes.

En raison de la densité réduite, les matériaux légers flottent dans les couches supérieures du manteau supérieur, jusqu'à des profondeurs de 100 à 200 km ou moins. La température de fusion de ses substances constitutives chute fortement avec la diminution de la pression. Par conséquent, à faible profondeur, une fusion partielle de la matière légère et une différenciation secondaire en densité se produisent, après une différenciation primaire à la limite noyau-manteau. Les substances les plus denses libérées lors de la différenciation s'enfoncent dans les parties inférieures du manteau supérieur et les plus légères flottent vers le haut. L'ensemble des mouvements de matière dans le manteau associés à la redistribution de substances de densités différentes résultant de la différenciation peut être appelé convection chimique.

L'ascension de la matière légère à travers les canaux du manteau inférieur se produit périodiquement à des intervalles d'environ 200 millions d'années. Au cours de l'époque de son ascension sur une période de plusieurs dizaines de millions d'années ou moins, de grandes masses de matériau léger hautement chauffé pénètrent dans les couches supérieures de la Terre à partir de la limite noyau-manteau, correspondant en volume à une couche du manteau supérieur avec une épaisseur de plusieurs dizaines de kilomètres ou plus. Cependant, l'introduction de matière légère dans le manteau supérieur ne se produit pas partout. Les canaux du manteau inférieur sont situés à de grandes distances les uns des autres, de l'ordre de plusieurs milliers de kilomètres. Ils peuvent former et systèmes linéaires, où les canaux sont situés plus près les uns des autres, mais les systèmes eux-mêmes seront également très éloignés les uns des autres. La matière légère qui a traversé les canaux du manteau supérieur flotte principalement verticalement et remplit les régions situées au-dessus des canaux (voir Fig. 12.6), sans se répandre sur de longues distances dans le sens horizontal. V parties supérieures Dans le manteau, de grands volumes de matériau léger qui ont récemment envahi forment des inhomogénéités fortement prononcées à haute température avec une conductivité électrique accrue, des vitesses réduites des ondes élastiques et leur atténuation accrue. Échelle horizontale des discontinuités dans la direction transversale ~ 1000 km...

Dans les couches supérieures du manteau supérieur, il y a une forte diminution de la viscosité de son matériau. De ce fait, une couche de faible viscosité se forme à des profondeurs en moyenne de 100 à 200 km - asthénosphère... Sa viscosité dans les régions d'un manteau relativement froid est ~ 10 19 - 10 20 poises.

Là où de grandes masses de matière légèrement chauffée qui se sont récemment élevées de la limite noyau-manteau sont situées dans l'asthénosphère, la viscosité de cette couche diminue encore plus et l'épaisseur augmente. Il y a une couche beaucoup plus visqueuse au-dessus de l'asthénosphère - lithosphère, qui en général comprend la croûte et les couches supérieures, les plus froides et les plus visqueuses du manteau supérieur... L'épaisseur de la lithosphère dans les régions stables est d'environ 100 km et atteint plusieurs centaines de km. Une augmentation significative de la viscosité, d'au moins trois ordres de grandeur, se produit également dans le manteau sous l'asthénosphère.

La convection chimique est associée à de grands mouvements de grandes masses de matière dans le manteau supérieur. Cependant, les courants dans le manteau n'entraînent pas à eux seuls des déplacements verticaux ou horizontaux importants de la lithosphère. Ceci est dû à une forte diminution de la viscosité dans l'asthénosphère, qui joue le rôle de couche lubrifiante entre la lithosphère et la partie principale du manteau située sous l'asthénosphère. En raison de l'existence de l'asthénosphère, l'interaction visqueuse de la lithosphère avec les courants dans le manteau sous-jacent, même à leur intensité élevée, s'avère faible. Par conséquent, les mouvements tectoniques de la croûte terrestre et de la lithosphère ne sont pas directement liés à ces courants "[Artyushkov, pp. 288-291] et les mécanismes de mouvement vertical et horizontal de la lithosphère nécessitent une attention particulière.

Mouvements verticaux des plaques lithosphériques

Dans les zones où de grandes masses de matière légère hautement chauffée pénètrent dans l'asthénosphère, elle fond partiellement et se différencie. Les composants les plus légers de la matière légère libérée lors de la différenciation, flottant vers le haut, traversent rapidement l'asthénosphère et atteignent le fond de la lithosphère, où la vitesse de leur ascension diminue fortement. Cette substance dans un certain nombre de zones forme des amas du manteau dit anormal dans les couches supérieures de la Terre. En composition, il correspond à peu près au manteau normal sous la croûte dans les régions stables, mais diffère par une température beaucoup plus élevée, jusqu'à 1300-1500 °, et des vitesses réduites des ondes élastiques longitudinales. En raison de l'augmentation de la température, la densité du manteau anormal s'avère inférieure à la densité du manteau normal. Son entrée sous la lithosphère entraîne un soulèvement isostatique de cette dernière (selon la loi d'Archimède).

Grâce à haute température la viscosité du manteau anormal est très faible. Par conséquent, entrant dans la lithosphère, il se propage rapidement le long de sa base, déplaçant la matière moins fortement chauffée et plus dense de l'asthénosphère qui se trouvait auparavant ici. Au cours de son mouvement, le manteau anormal remplit les zones où le fond de la lithosphère est soulevé - pièges, et s'écoule autour des zones profondément immergées du fond de la lithosphère - anti-pièges. En conséquence, la croûte au-dessus des pièges subit un soulèvement isostatique, tandis qu'au-dessus des anti-pièges, elle reste stable en première approximation.

Le refroidissement de la croûte et de la couche supérieure du manteau jusqu'à une profondeur d'environ 100 km se produit très lentement et prend plusieurs centaines de millions d'années. Par conséquent, les inhomogénéités dans l'épaisseur de la lithosphère, causées par les variations horizontales de température, sont fortement inertielles.

Si le piège est situé à proximité du flux ascendant du manteau anormal depuis les profondeurs, alors il le capte en grande quantité et est fortement chauffé. En conséquence, une grande structure de montagne se forme sur le piège ... Selon ce schéma, de hauts soulèvements se produisent dans la zone d'orogenèse épiplateforme (construction de montagne) dans des ceintures pliées à la place de l'ancien hautes montagnes structures, ainsi que sur les arcs insulaires.

La couche de manteau anormal emprisonnée sous l'ancien bouclier rétrécit de 1 à 2 km lors du refroidissement. Dans ce cas, la croûte située au-dessus subit un affaissement et des sédiments s'accumulent dans la déflexion résultante. Sous leur poids, la lithosphère s'enfonce en plus. La profondeur finale du bassin sédimentaire ainsi formé peut atteindre 5 à 8 km.

Simultanément au compactage du manteau dans le piège dans la partie inférieure de la couche basaltique de la croûte, une transformation de phase du basalte en granulite de grenat et en éclogite plus dense peut se produire. Il est également capable de comprimer la lithosphère jusqu'à 1 à 2 km et d'immerger jusqu'à 5 à 8 km lorsque le creux est rempli de sédiments.

Les processus de compression décrits dans la lithosphère se développent lentement, sur une période de ³ 10 2 millions d'années. Ils conduisent à la formation de bassins sédimentaires sur les plates-formes. Leur profondeur est déterminée par l'intensité de compactage du manteau dans le piège et de la matière crustale dans la couche de basalte et peut atteindre 15-16 km.

Le flux de chaleur du manteau anormal chauffe le manteau sus-jacent dans la lithosphère et abaisse sa viscosité. Par conséquent, le manteau anormal déplace progressivement le manteau normal plus dense situé dans la lithosphère et entre à sa place vers la croûte, s'étant considérablement refroidi. Lorsqu'un manteau anormal avec une température de Τ ~ 800-900 ° C entre en contact avec la couche de basalte de la croûte, une transition de phase vers l'éclogite se développe dans cette couche pendant une période d'environ 1 à 10 millions d'années. La densité de l'éclogite est supérieure à celle du manteau. Par conséquent, il se détache de la croûte et plonge dans l'asthénosphère située en dessous. La croûte fortement amincie est submergée de manière isostatique (voir Fig. 12.6) et une profonde dépression apparaît, d'abord remplie d'eau, puis d'une épaisse couche de sédiments. Selon le schéma décrit, des dépressions de mers intérieures avec une croûte consolidée d'épaisseur considérablement réduite se forment. Les exemples incluent le bassin de la mer Noire et les bassins d'eau profonde de la Méditerranée occidentale.

Les mouvements ascendants et descendants se développent généralement au-dessus des zones de remontée matérielle du manteau. Les structures de haute montagne se forment lorsqu'un manteau anormal à haute température (T³1000°C) est rempli de pièges sous des boucliers et de basses montagnes. Les mers intérieures se forment à la place des bassins sédimentaires voisins lorsque le manteau anormal refroidi avec Τ ~ 800-900 ° C pénètre jusqu'à la croûte. La combinaison de hautes montagnes et de dépressions profondes formées au dernier stade est actuellement caractéristique de la ceinture géosynclinale alpine d'Eurasie.

La montée du manteau anormal des profondeurs se produit dans diverses régions de la Terre. Si des pièges se trouvent à proximité de telles zones, ils capturent à nouveau le manteau anormal et le territoire situé au-dessus d'eux subit à nouveau des soulèvements. Dans la plupart des cas, les anti-pièges sont entourés d'un manteau anormal et la croûte sous eux continue de s'enfoncer.

Mouvements horizontaux des plaques lithosphériques

La formation de soulèvements lorsque le manteau anormal atteint la croûte des océans et des continents augmente l'énergie potentielle stockée dans les couches supérieures de la Terre. L'écorce et le manteau anormal ont tendance à s'étendre sur les côtés afin d'évacuer cet excès d'énergie. En conséquence, des contraintes supplémentaires importantes apparaissent dans la lithosphère, de plusieurs centaines de bars à plusieurs kilobars. Différents types de mouvements tectoniques de la croûte terrestre sont associés à ces contraintes.

L'expansion du plancher océanique et la dérive des continents résultent de l'expansion simultanée des dorsales médio-océaniques et de la submersion des plaques de la lithosphère océanique dans le manteau. De grandes masses de manteau anormal hautement chauffé sont situées sous les crêtes médianes (voir Fig. 12.6). Dans la partie axiale des crêtes, ils sont situés directement sous la croûte sur une épaisseur maximale de 5 à 7 km. L'épaisseur de la lithosphère est ici fortement réduite et ne dépasse pas l'épaisseur de la croûte. Le manteau anormal s'étend de la zone de pression accrue - du dessous de la crête de la crête aux côtés. En même temps, il déchire facilement la fine croûte océanique, après quoi une force de compression ХР ~ 10 9 bar · cm apparaît dans les régions océaniques entourant la dorsale de la lithosphère. Sous l'influence de cette force, il est possible de déplacer les plaques de la lithosphère océanique sur les côtés de l'axe de la dorsale. L'espace formé dans la croûte sur l'axe de la crête est rempli de magma basaltique fondu à partir du manteau anormal. En gelant, il forme une nouvelle croûte océanique. Ainsi, la croissance du plancher océanique se produit.

La viscosité du manteau anormal sous les crêtes médianes est considérablement réduite en raison de sa température élevée. Il peut se propager assez rapidement, et donc la croissance du fond océanique se produit à un rythme élevé, en moyenne de quelques centimètres à dix centimètres par an. L'asthénosphère océanique a également une viscosité relativement faible. A une vitesse de déplacement des plaques lithosphériques d'environ 10 cm/an, les frottements visqueux entre la lithosphère et l'asthénosphère sous les océans n'entravent pratiquement pas la croissance du fond océanique et affectent faiblement les contraintes dans la couche lithosphérique...

Les plaques lithosphériques se déplacent des crêtes vers les zones submergées. Si ces zones sont situées dans le même océan, le mouvement de la lithosphère le long de l'asthénosphère, qui a une faible viscosité, se produit à grande vitesse. À l'heure actuelle, cette situation est typique de l'océan Pacifique.

Lorsque l'expansion du fond a lieu dans un océan, et le naufrage compensatoire dans l'autre, alors le continent situé entre eux dérive vers la zone d'immersion. La viscosité de l'asthénosphère sous les continents est beaucoup plus élevée que sous les océans. Par conséquent, le frottement visqueux entre la lithosphère et l'asthénosphère continentale exerce une résistance notable au mouvement, réduisant le taux d'expansion du fond, s'il n'est pas compensé par l'immersion de la lithosphère dans le manteau du même océan. Ainsi, par exemple, la croissance des fonds de l'océan Atlantique est plusieurs fois plus lente que celle du Pacifique.

A la frontière entre les plaques continentale et océanique, dans la région où cette dernière plonge dans le manteau, une force de compression de ~ 10 9 bar·cm agit. Le mouvement relatif rapide des plaques le long de cette frontière sous contraintes de compression conduit à de forts tremblements de terre fréquemment récurrents. "Dans ce cas," la cause commune du mouvement de la croûte et du manteau est le désir de la Terre d'atteindre un état d'énergie potentielle minimale. "

Plaques lithosphériques- de grands blocs rigides de la lithosphère terrestre, limités par des zones de failles sismiquement et tectoniquement actives.

En règle générale, les plaques sont séparées par des failles profondes et se déplacent le long de la couche visqueuse du manteau les unes par rapport aux autres à une vitesse de 2 à 3 cm par an. Aux points de convergence des plaques continentales, ils se heurtent, ceintures de montagne ... Lorsque les plaques continentale et océanique interagissent, la plaque avec la croûte océanique est poussée sous la plaque avec la croûte continentale, entraînant la formation de tranchées sous-marines et d'arcs insulaires.

Le mouvement des plaques lithosphériques est associé au mouvement de la matière dans le manteau. V pièces individuelles manteau, il y a de puissants flux de chaleur et de matière, s'élevant de ses profondeurs à la surface de la planète.

Plus de 90 % de la surface de la Terre est couverte 13 e plus grandes plaques lithosphériques.

La faille– une énorme faille dans la croûte terrestre, formée lorsqu'elle est étirée horizontalement (c'est-à-dire là où les flux de chaleur et de matière divergent). Une effusion de magma se produit dans les failles, de nouvelles failles, horsts et grabens apparaissent. Des dorsales médio-océaniques se forment.

La première hypothèse de dérive des continents (c'est-à-dire mouvement horizontal de la croûte terrestre) mis en avant au début du XXe siècle A. Wegener... Sur cette base, théorie de la lithosphérique ou m. Selon cette théorie, la lithosphère n'est pas un monolithe, mais se compose de grandes et petites plaques "flottant" sur l'asthénosphère. Les zones frontalières entre les plaques lithosphériques sont appelées ceintures sismiques - ce sont les zones les plus « agitées » de la planète.

La croûte terrestre est divisée en zones stables (plates-formes) et mobiles (zones plissées - géosynclinaux).

- de puissantes structures montagneuses sous-marines au fond de l'océan, occupant le plus souvent la position médiane. Près des dorsales médio-océaniques, les plaques lithosphériques se séparent et une jeune croûte océanique basaltique apparaît. Le processus s'accompagne d'un volcanisme intense et d'une sismicité élevée.

Les zones de rift continental sont, par exemple, le système de rift est-africain, le système de rift du Baïkal. Les rifts, comme les dorsales médio-océaniques, sont caractérisés par une activité sismique et un volcanisme.

Tectonique des plaques- une hypothèse supposant que la lithosphère est morcelée en grandes plaques qui se déplacent horizontalement le long du manteau. Près des dorsales médio-océaniques, les plaques lithosphériques se séparent et se développent à cause de la matière qui monte des entrailles de la Terre ; dans les tranchées sous-marines, une plaque se déplace sous l'autre et est absorbée par le manteau. Aux endroits où les plaques entrent en collision, des structures pliées se forment.