maison / Plantes/ Lithosphère et croûte. Théories de la dérive des continents et des plaques lithosphériques

Lithosphère et croûte terrestre. Théories de la dérive des continents et des plaques lithosphériques

Je me suis récemment essayé en tant qu'enseignant, et tout cela parce que j'avais l'habitude d'aider mon fils à apprendre ses devoirs. Pour une raison quelconque, le sujet des plaques lithosphériques n'était pas facile pour lui, et il a dû essayer d'expliquer clairement ce qu'est une plaque lithosphérique et combien il y en a. Je vais réessayer ici. :)

Qu'est-ce qu'une plaque lithosphérique

Selon la définition scientifique, il s'agit grand terrain lithosphère, et la croûte terrestre est représentée par plusieurs de ces énormes blocs. Leur épaisseur est inégale et varie entre 50 et 100 kilomètres. Sous les plaques se trouve la partie supérieure du manteau, qui présente une certaine viscosité. Compte tenu de ce fait, les zones du cortex sont en mouvement - jusqu'à 7 cm par an. Cela n’a été établi que grâce à une analyse minutieuse des images satellite de la surface de la planète.

Sur cette base, il a même été avancé théorie intéressante, selon lequel l'apparence de la Terre dans le futur sera quelque peu différente de celle d'aujourd'hui. Mais quelles forces provoquent le déplacement de zones aussi vastes ? Cela se produit sous l'influence la montée des flux de magma, qui non seulement écartent les plaques, mais les déchirent souvent, formant des failles. Dans le processus les roches se forment, qui deviennent des « cicatrices » à la surface de notre planète. Mais le processus ne s’arrête pas et lorsque la tension devient critique, de nouvelles ruptures se forment. Ainsi, augmentant progressivement leur superficie, les dalles s'écartent.

Combien y a-t-il de grandes dalles ?

Les principaux qui couvrent plus de 95 % de la surface sont les 14 suivants :

Australien;
Pacifique;
l'Hindoustan ;
Philippines;
Assiette Nazca ;
Sud américain;
Somali;
Arabe;
Poêle à noix de coco;
Antarctique;
Africain;
Nord Américain;
Plaque Scotia ;
Eurasien.

Les zones frontalières sont particulièrement actives, donc leurs contours ne sont pas constants. Certains sont soudés, tandis que d'autres, au contraire, sont divisés en fragments plus petits. Au cœur de chaque continent se trouve soit une ou plusieurs dalles, dont les limites sont représentées par des chaînes de montagnes - conséquence de l'activité tectonique. Il existe une certaine règle selon laquelle les zones les plus stables sont celles où elles bordent pas plus de 3 dalles, sinon ces zones deviennent instables et s'effondrent.

Se compose de plusieurs couches empilées les unes sur les autres. Cependant, ce que nous connaissons le mieux, c'est la croûte terrestre et la lithosphère. Ce n'est pas surprenant - après tout, non seulement nous en vivons, mais nous tirons également des profondeurs la plupart des ressources naturelles dont nous disposons. Mais les couches supérieures de la Terre préservent encore des millions d’années d’histoire de notre planète et de l’ensemble du système solaire.

Ces deux concepts reviennent si souvent dans la presse et la littérature qu'ils sont entrés dans le vocabulaire quotidien. l'homme moderne. Les deux mots sont utilisés pour désigner la surface de la Terre ou d'une autre planète. Il existe cependant une différence entre les concepts, basée sur deux approches fondamentales : chimique et mécanique.

Aspect chimique - croûte terrestre

Si nous divisons la Terre en couches, guidés par les différences de composition chimique, la couche supérieure de la planète sera la croûte terrestre. Il s'agit d'une coquille relativement mince, se terminant à une profondeur de 5 à 130 kilomètres sous le niveau de la mer - la croûte océanique est plus fine et la croûte continentale, dans les zones montagneuses, est la plus épaisse. Bien que 75 % de la masse de la croûte soit composée uniquement de silicium et d'oxygène (non purs, liés à différentes substances), elle présente la plus grande diversité chimique de toutes les couches de la Terre.

La richesse des minéraux joue également un rôle – diverses substances et mélanges créés au cours de milliards d’années de l’histoire de la planète. La croûte terrestre contient non seulement des minéraux « natifs » créés par des processus géologiques, mais également un patrimoine organique massif, comme le pétrole et le charbon, ainsi que des inclusions extraterrestres.

Aspect physique - lithosphère

Reposant sur caractéristiques physiques Terre, comme la dureté ou l'élasticité, nous obtiendrons une image légèrement différente - l'intérieur de la planète sera enveloppé dans une lithosphère (de l'autre lithos grec, sphère « rocheuse, dure » et « sphaira »). Elle est bien plus épaisse que la croûte terrestre : la lithosphère s'étend jusqu'à 280 kilomètres de profondeur et recouvre même la partie solide supérieure du manteau !

Les caractéristiques de cette coquille correspondent parfaitement à son nom - c'est la seule couche solide de la Terre, outre le noyau interne. La force est cependant relative : la lithosphère terrestre est l’une des plus mobiles au monde. système solaire, à cause de laquelle la planète a déjà changé son apparence. Mais une compression, une courbure et d’autres changements élastiques importants nécessitent des milliers d’années, voire plus.

Fait intéressant- la planète n'a peut-être pas de croûte superficielle. Ainsi, la surface est son manteau durci ; La planète la plus proche du Soleil a perdu sa croûte il y a longtemps à la suite de nombreuses collisions.

Pour résumer, la croûte terrestre est la partie supérieure chimiquement diversifiée de la lithosphère, la coque dure de la Terre. Au départ, ils avaient presque la même composition. Mais lorsque seules l'asthénosphère sous-jacente et les températures élevées affectaient les profondeurs, l'hydrosphère, l'atmosphère, les restes de météorites et les organismes vivants participaient activement à la formation des minéraux à la surface.

Plaques lithosphériques

Une autre caractéristique qui distingue la Terre des autres planètes est la diversité des différents types de paysages qui s'y trouvent. Bien entendu, l’eau a également joué un rôle extrêmement important, dont nous parlerons un peu plus tard. Mais même les formes fondamentales du paysage planétaire de notre planète diffèrent de celles de la même Lune. Les mers et les montagnes de notre satellite sont des gouffres provoqués par les bombardements de météorites. Et sur Terre, ils se sont formés à la suite de centaines et de milliers de millions d'années de mouvement des plaques lithosphériques.

Vous avez probablement déjà entendu parler des plaques : ce sont d'énormes fragments stables de la lithosphère qui dérivent le long de l'asthénosphère fluide, comme de la glace brisée sur une rivière. Il existe cependant deux différences principales entre la lithosphère et la glace :

Les espaces entre les plaques sont petits et se ferment rapidement en raison de la substance fondue qui en sort, et les plaques elles-mêmes ne sont pas détruites par les collisions.
Contrairement à l’eau, il n’y a pas de flux constant dans le manteau, ce qui pourrait donner une direction constante au mouvement des continents.

Donc, force motrice La dérive des plaques lithosphériques est la convection de l'asthénosphère, la partie principale du manteau - les flux les plus chauds du noyau terrestre montent à la surface tandis que les flux froids retombent. Considérant que les continents diffèrent par leur taille et leur relief la partie au fond reflète les irrégularités du dessus ; ils se déplacent également de manière inégale et incohérente.

Plats principaux

Au cours de milliards d'années de mouvement des plaques lithosphériques, elles ont fusionné à plusieurs reprises en supercontinents, après quoi elles se sont à nouveau séparées. Dans un avenir proche, dans 200 à 300 millions d’années, la formation d’un supercontinent appelé Pangea Ultima est également attendue. Nous vous recommandons de regarder la vidéo à la fin de l'article - elle montre clairement comment les plaques lithosphériques ont migré au cours des dernières centaines de millions d'années. De plus, la force et l'activité du mouvement des continents sont déterminées par le chauffage interne de la Terre - plus il est élevé, plus la planète se dilate et plus les plaques lithosphériques se déplacent rapidement et librement. Cependant, depuis le début de l’histoire de la Terre, sa température et son rayon ont progressivement diminué.

Un fait intéressant est que la dérive des plaques et l’activité géologique ne doivent pas nécessairement être alimentées par l’auto-échauffement interne de la planète. Par exemple, le satellite de Jupiter possède de nombreux volcans actifs. Mais l’énergie nécessaire à cela n’est pas fournie par le noyau du satellite, mais par la friction gravitationnelle c, à cause de laquelle l’intérieur d’Io se réchauffe.

Les limites des plaques lithosphériques sont très arbitraires : certaines parties de la lithosphère s'enfoncent sous d'autres et certaines, comme la plaque Pacifique, sont complètement cachées sous l'eau. Les géologues dénombrent aujourd'hui 8 plaques principales qui couvrent 90 % de la superficie totale de la Terre :

australien
antarctique
africain
eurasien
Hindoustan
Pacifique
Nord Américain
Sud américain

Cette division est apparue récemment : par exemple, la plaque eurasienne était composée, il y a 350 millions d'années, de pièces détachées, lors de la fusion de laquelle se sont formées les montagnes de l'Oural, l'une des plus anciennes de la planète. Aujourd’hui encore, les scientifiques continuent d’étudier les failles et le fond océanique, découvrant de nouvelles plaques et clarifiant les limites des anciennes.

Activité géologique

Les plaques lithosphériques se déplacent très lentement : elles se superposent à une vitesse de 1 à 6 cm/an et s'éloignent d'un maximum de 10 à 18 cm/an. Mais c'est l'interaction entre les continents qui crée l'activité géologique de la Terre, perceptible à la surface - les éruptions volcaniques, les tremblements de terre et la formation de montagnes se produisent toujours dans les zones de contact des plaques lithosphériques.

Il existe cependant des exceptions : les points chauds, qui peuvent également exister en profondeur dans les plaques lithosphériques. En eux, les flux fondus de matière asthénosphérique se brisent vers le haut, faisant fondre la lithosphère, ce qui entraîne une activité volcanique accrue et des tremblements de terre réguliers. Le plus souvent, cela se produit à proximité des endroits où une plaque lithosphérique se glisse sur une autre - la partie inférieure et déprimée de la plaque s'enfonce dans le manteau terrestre, augmentant ainsi la pression du magma sur la plaque supérieure. Cependant, les scientifiques sont désormais enclins à croire que les parties « noyées » de la lithosphère fondent, augmentant ainsi la pression dans les profondeurs du manteau et créant ainsi des flux ascendants. Cela peut expliquer la distance anormale entre certains points chauds et les failles tectoniques.

Un fait intéressant est que les volcans boucliers, caractérisés par leur forme plate, se forment souvent dans des points chauds. Ils éclatent plusieurs fois, se développant sous l’effet de la lave qui coule. C'est aussi un format typique de volcan extraterrestre. Le plus célèbre d'entre eux sur Mars, le plus point haut planète - sa hauteur atteint 27 kilomètres !

Croûte océanique et continentale de la Terre

L'interaction des plaques conduit également à la formation de deux divers types croûte terrestre - océanique et continentale. Étant donné que les océans sont généralement les jonctions de différentes plaques lithosphériques, leur croûte change constamment - étant brisée ou absorbée par d'autres plaques. Sur le site des failles, un contact direct se produit avec le manteau, d'où s'élève le magma chaud. En se refroidissant sous l'influence de l'eau, il crée une fine couche de basaltes, la principale roche volcanique. Ainsi, la croûte océanique se renouvelle complètement tous les 100 millions d'années - les zones les plus anciennes qui existent Océan Pacifique, atteignent un âge maximum de 156 à 160 millions d’années.

Important! La croûte océanique n’est pas l’ensemble de la croûte terrestre qui se trouve sous l’eau, mais seulement ses jeunes parties situées à la jonction des continents. Une partie de la croûte continentale se trouve sous l'eau, dans la zone des plaques lithosphériques stables.

Âge de la croûte océanique (le rouge correspond à la croûte jeune, le bleu à la croûte ancienne).

La lithosphère est la totalité de la coquille solide de la planète Terre. La couche supérieure de la lithosphère est la croûte terrestre, sous laquelle se trouve la couche supérieure du manteau terrestre. La partie inférieure de la lithosphère s’appelle l’asthénosphère. L'asthénosphère se caractérise par une vitesse plus faible des ondes sismiques. La coque solide de la Terre est constituée de plates-formes relativement stables et de ceintures plissées (zones mobiles).

Les parties les plus importantes et les plus stables de la coquille terrestre sont appelées plaques lithosphériques. De telles plaques ont des limites. Les limites des plaques lithosphériques sont déterminées par trois facteurs :

Activité sismique
Activité tectonique
Activité volcanique

Ils sont également divisés en trois types :

Transformateur
Convergent
Divergent

Les plaques lithosphères ont caractéristique– ils changent constamment de forme. Il existe deux types de croûte : océanique et continentale. Les plaques peuvent être composées soit exclusivement de croûte océanique, soit d'une symbiose de croûte océanique et continentale. Les huit plus grandes plaques lithosphériques couvrent plus de 90 % de la superficie de la planète.

Tectonique des plaques

Les géologues étudient le mouvement des plaques lithosphériques le long d'une asthénosphère relativement mobile. Une section de géologie intitulée « Tectonique des plaques » est consacrée à ce phénomène. Il s’agit d’une section scientifique relativement nouvelle. Cela remonte aux années 20 du siècle dernier. La théorie du mouvement des plaques a été avancée pour la première fois par le météorologue allemand Alfred Wegener. Mais la théorie a été rejetée et la renaissance de cette théorie n'a eu lieu que quarante ans plus tard, dans les années 60.

Dans la science moderne, il est considéré comme prouvé que le mouvement des plaques le long de trajectoires horizontales est dû à la convection. L'énergie nécessaire à l'alimentation de ces processus est générée en raison des différences de température.

Formation et évolution des plaques

Les « prédécesseurs » des plaques lithosphériques, les blocs crustaux, sont apparus sur la planète durant la période archéenne (il y a 4 à 2,5 milliards d'années). À la même époque, leur migration commença. Cependant, la tectonique des plaques dans son forme moderne formé sur Terre au cours de la période protérozoïque (il y a 2 500 à 540 millions d'années).

Un domaine de recherche distinct est la reconstruction des mouvements de plaques survenus dans le passé. Sur ce moment La tectonique des plaques a été étudiée jusqu'à la période archéenne. Au cours de leurs recherches, les scientifiques ont pu établir que tous les 400 à 600 millions d'années, les continents s'unissent pour former un mégacontinent géant. Les continents dans leur forme moderne se sont formés il y a environ 200 millions d'années, à la suite de la scission d'une immense unité appelée Pangée.

Il a également été établi que les continents sont désormais au stade de la séparation maximale. On sait que l'océan Pacifique rétrécit et que l'Atlantique, au contraire, s'élargit. La grande péninsule de l’Hindoustan se déplace vers le nord et écrase progressivement la plaque eurasienne.

Les scientifiques ont découvert que dans les premières périodes de l'existence des plaques, le flux de chaleur provenant des entrailles de la Terre était beaucoup plus intense. Par conséquent, la croûte avait moins d’épaisseur et, par conséquent, la pression sous la croûte était nettement moindre.

Profondeur des plaques de lithosphère

Considérant les caractéristiques physiques de la Terre (élasticité, dureté), on peut dire que la lithosphère « enveloppe l'intérieur de la Terre. Il s’étend sur près de 300 kilomètres de profondeur dans la planète. Fait intéressant : outre le noyau terrestre, la lithosphère est la seule couche solide. La force de la lithosphère est une notion relative, puisque les plaques qui la composent sont en mouvement constant. C’est à la suite de ce mouvement que notre planète évolue constamment tout au long de son existence.

Le mouvement des plaques lithosphériques est un phénomène unique qui distingue la Terre des autres planètes. Si, par exemple, sur la Lune, le paysage et le relief se sont formés au fil des millions d’années à la suite d’impacts de météorites, alors le relief terrestre est le résultat du « travail » des plaques de lithosphère.

Vitesse de déplacement des plaques lithosphériques

Les plaques bougent très lentement. Ils peuvent ramper les uns sur les autres à une vitesse d'environ 1 à 6 centimètres par an. Les plaques lithosphériques sont capables de s'éloigner les unes des autres à une vitesse plus élevée - 10 à 18 centimètres par an. L'activité géologique que l'on peut ressentir et voir à la surface de la planète - formation de montagnes, éruptions volcaniques et tremblements de terre - se produit précisément en raison de l'interaction entre les continents.

Le mouvement des plaques dans le sens vertical a une intensité beaucoup plus faible - jusqu'à deux dizaines de millimètres par an. Les failles se forment à la suite de ruptures de plaques, qui, à leur tour, se produisent lorsque la plaque lithosphérique se déplace dans la direction verticale. La lave en fusion s’engouffre dans les fissures qui en résultent. En refroidissant, la lave forme des roches ignées qui remplissent les cavités. Mais comme le mouvement des plaques est continu, l'étirement augmente progressivement et bientôt de plus en plus de nouvelles failles se forment.

Ainsi, en raison des roches ignées, la lithosphère augmente et change constamment de configuration, et les plaques s'écartent. La zone dans laquelle se situe la bande de divergence horizontale est appelée zone de rift.

Types de mouvement de plaque

À la suite de la collision des plaques continentales, des montagnes plissées se forment. Lorsque les plaques s’écartent, des dorsales médio-océaniques se forment dans les océans et des fissures et des failles se forment sur les continents. Lorsque les plaques continentales et océaniques entrent en collision, des tranchées marines profondes et des montagnes apparaissent.

Les tremblements de terre résultent de la libération soudaine d’énergie générée par le mouvement des plaques tectoniques. Le phénomène de mouvement de la lave au sein de la croûte terrestre et son apparition à la surface est appelé volcanisme.

Plus une région de plaque est éloignée de la zone de rift, plus elle est froide et lourde. En raison de sa masse énorme, cette partie de la plaque s’affaisse et des dépressions se forment à la surface de la Terre.

Épaisseur de la lithosphère

L'« épaisseur » de la lithosphère en géologie fait référence à son épaisseur. L'épaisseur moyenne de la lithosphère sur terre est en moyenne de 35 à 40 kilomètres. Une caractéristique curieuse de la lithosphère est que, plutôt que montagnes anciennes au-dessus, plus sa couche est puissante. Ainsi, sous les anciennes montagnes de l'Himalaya, l'épaisseur de la lithosphère atteint 90 kilomètres.

Les zones les plus minces de la lithosphère sont situées sous les océans - là, son épaisseur moyenne est d'environ dix kilomètres, et sous certaines zones de l'océan Pacifique - seulement cinq kilomètres. L'épaisseur de la croûte terrestre est déterminée en mesurant la vitesse de propagation des ondes sismiques.

Ainsi, les plaques verticales de la lithosphère comprennent la croûte terrestre et la partie supérieure du manteau. En plus des plus grandes, il existe également des petites dalles. La division des plaques lithosphériques en grandes et petites dépend de la vitesse initiale de leur déplacement relatif et de leur taille linéaire caractéristique.

La partie supérieure de la lithosphère est composée principalement de granites, sa densité est de 3,22 g par centimètre cube. Grâce à cette densité, les plaques flottent et ne s'enfoncent pas dans l'asthénosphère visqueuse.

Le sens de la tectonique

La tectonique des plaques est l’une des sciences les plus importantes qui étudient la Terre. Son importance est comparable au concept héliocentrique astronomique et à la découverte de l’ADN. La tectonique est une sorte de lien qui unit diverses sciences sur la vie de la planète Terre.

Principes de base de la théorie de la tectonique des plaques lithosphériques :

Tectonique des plaques(tectonique des plaques) - une théorie géologique moderne sur le mouvement de la lithosphère. Selon cette théorie, la base des processus tectoniques globaux est le mouvement horizontal de blocs relativement intégraux de la lithosphère - les plaques lithosphériques. Ainsi, la tectonique des plaques examine les mouvements et les interactions des plaques lithosphériques. Le mouvement horizontal des blocs crustaux a été proposé pour la première fois par Alfred Wegener dans les années 1920 dans le cadre de l'hypothèse de la « dérive des continents », mais cette hypothèse n'a pas reçu de soutien à cette époque. Ce n’est que dans les années 1960 que les études du fond océanique ont fourni des preuves concluantes des mouvements horizontaux des plaques et des processus d’expansion océanique dus à la formation (expansion) de la croûte océanique. Le renouveau des idées sur le rôle prédominant des mouvements horizontaux s'est produit dans le cadre du courant « mobiliste », dont le développement a conduit au développement de la théorie moderne de la tectonique des plaques. Les grands principes de la tectonique des plaques ont été formulés en 1967-68 par un groupe de géophysiciens américains - W. J. Morgan, C. Le Pichon, J. Oliver, J. Isaacs, L. Sykes dans le développement d'idées antérieures (1961-62) de Les scientifiques américains G. Hess et R. Digtsa sur l'expansion (propagation) du fond océanique.

Les principes de base de la tectonique des plaques peuvent être résumés de plusieurs manières fondamentales :

1). La partie rocheuse supérieure de la planète est divisée en deux coquilles, aux propriétés rhéologiques très différentes : une lithosphère rigide et cassante et une asthénosphère sous-jacente plastique et mobile.
La base de la lithosphère est une isotherme approximativement égale à 1300°C, qui correspond à la température de fusion (solidus) du matériau du manteau à la pression lithostatique existant aux profondeurs des premières centaines de kilomètres. Les roches de la Terre au-dessus de cette isotherme sont assez froides et se comportent comme des matériaux rigides, tandis que les roches sous-jacentes de même composition sont assez chauffées et se déforment relativement facilement.

2 ). La lithosphère est divisée en plaques se déplaçant constamment le long de la surface de l'asthénosphère plastique. La lithosphère est divisée en 8 grandes plaques, des dizaines de plaques moyennes et de nombreuses petites. Entre les grandes et moyennes dalles se trouvent des ceintures composées d'une mosaïque de petites dalles crustales.
Les limites des plaques sont des zones d’activité sismique, tectonique et magmatique ; les régions internes des plaques sont faiblement sismiques et caractérisées par une faible manifestation de processus endogènes.
Plus de 90 % de la surface de la Terre repose sur 8 grandes plaques lithosphériques :
Assiette australienne,
Plaque Antarctique,
Assiette africaine,
Plaque eurasienne,
Assiette hindoustan,
Plaque Pacifique,
Plaque nord-américaine,
Plaque sud-américaine.
Plaques médianes : Arabe (sous-continent), Caraïbes, Philippines, Nazca et Coco et Juan de Fuca, etc.
Certaines plaques lithosphériques sont composées exclusivement de croûte océanique (par exemple la plaque Pacifique), d'autres comprennent des fragments de croûte à la fois océanique et continentale.

3 ). Il existe trois types de mouvements relatifs des plaques : les mouvements de divergence (divergence), de convergence (convergence) et de cisaillement.

En conséquence, trois types de limites de plaques principales sont distingués.

* Les frontières divergentes sont des frontières le long desquelles les plaques s'écartent. La situation géodynamique dans laquelle se produit le processus d'étirement horizontal de la croûte terrestre, accompagné de l'apparition de fentes linéairement allongées ou de dépressions en forme de fossé, est appelée rifting. Ces limites sont confinées aux rifts continentaux et aux dorsales médio-océaniques des bassins océaniques. Le terme « rift » (de l'anglais rift - gap, crack, gap) s'applique aux grands structures linéaires d'origine profonde, formée lors de l'étirement de la croûte terrestre. En termes de structure, ce sont des structures de type graben. Des rifts peuvent se former à la fois sur la croûte continentale et océanique, formant un système global unique orienté par rapport à l'axe du géoïde. Dans ce cas, l'évolution des rifts continentaux peut conduire à une rupture de continuité de la croûte continentale et à la transformation de ce rift en rift océanique (si l'expansion du rift s'arrête avant le stade de rupture de la croûte continentale, il est rempli de sédiments, se transformant en aulacogène).

Structure du rift continental

Le processus de séparation des plaques dans les zones de rifts océaniques (rides médio-océaniques) s'accompagne de la formation d'une nouvelle croûte océanique due à la fonte magmatique basaltique provenant de l'asthénosphère. Ce processus de formation d'une nouvelle croûte océanique dû à l'afflux de matière du manteau est appelé spread (de l'anglais spread - to spread, unfold).

Structure de la dorsale médio-océanique

1 – asthénosphère, 2 – roches ultrabasiques, 3 – roches basiques (gabbroides), 4 – complexe de dykes parallèles, 5 – basaltes du fond océanique, 6 – segments de la croûte océanique formés à différentes époques (I-V à mesure qu'ils deviennent plus anciens ), 7 – chambre ignée proche de la surface (avec magma ultrabasique dans la partie inférieure et magma basique dans la partie supérieure), 8 – sédiments du fond océanique (1-3 à mesure qu'ils s'accumulent)

Lors de l'étalement, chaque impulsion d'extension s'accompagne de l'arrivée d'une nouvelle portion de matière fondue du manteau qui, une fois solidifiée, constitue les bords des plaques divergentes de l'axe MOR. C'est dans ces zones que se forme la jeune croûte océanique.

* Les frontières convergentes sont des frontières le long desquelles les plaques entrent en collision. Il peut y avoir trois options principales d'interaction lors d'une collision : la lithosphère « océanique - océanique », « océanique - continental » et « continentale - continentale ». Selon la nature des plaques en collision, plusieurs processus différents peuvent se produire.
La subduction est le processus consistant à pousser une plaque océanique sous une plaque continentale ou océanique. Les zones de subduction sont confinées aux parties axiales des tranchées profondes associées aux arcs insulaires (qui sont des éléments de marges actives). Les limites de subduction représentent environ 80 % de la longueur de toutes les limites convergentes.
Lorsque les plaques continentale et océanique entrent en collision, un phénomène naturel est le déplacement de la plaque océanique (la plus lourde) sous le bord de la plaque continentale ; Lorsque deux océans entrent en collision, le plus ancien (c’est-à-dire le plus froid et le plus dense) coule.
Les zones de subduction ont une structure caractéristique : elles éléments typiques servir de tranchée profonde - d'arc insulaire volcanique - de bassin d'arrière-arc. Une tranchée profonde est formée dans la zone de flexion et de sous-poussée de la plaque subductrice. Au fur et à mesure que cette plaque s'enfonce, elle commence à perdre de l'eau (trouvée en abondance dans les sédiments et les minéraux), cette dernière, comme on le sait, réduit considérablement la température de fusion des roches, ce qui conduit à la formation de centres de fusion qui alimentent les volcans des arcs insulaires. À l'arrière d'un arc volcanique, un certain étirement se produit généralement, ce qui détermine la formation d'un bassin d'arrière-arc. Dans la zone du bassin d'arrière-arc, l'étirement peut être si important qu'il conduit à la rupture de la croûte de plaques et à l'ouverture d'un bassin avec croûte océanique (processus dit d'étalement de l'arrière-arc).

L'immersion de la plaque subductrice dans le manteau est tracée par les foyers de tremblements de terre qui se produisent au contact des plaques et à l'intérieur de la plaque subductrice (plus froide et donc plus fragile que les roches du manteau environnantes). Cette zone sismofocale est appelée zone Benioff-Zavaritsky. Dans les zones de subduction, le processus de formation d'une nouvelle croûte continentale commence. Un processus d'interaction beaucoup plus rare entre les plaques continentales et océaniques est le processus d'obduction - la poussée d'une partie de la lithosphère océanique sur le bord de la plaque continentale. Il convient de souligner que lors de ce processus, la plaque océanique est séparée et seule sa la partie supérieure– croûte et plusieurs kilomètres de manteau supérieur. Lorsque des plaques continentales entrent en collision, dont la croûte est plus légère que le matériau du manteau et, par conséquent, ne peut pas s'y enfoncer, un processus de collision se produit. Lors de la collision, les bords des plaques continentales en collision sont écrasés, écrasés et des systèmes de grandes poussées se forment, ce qui conduit à la croissance de structures montagneuses avec une structure complexe de pli-poussée. Exemple classique La collision de la plaque Hindoustan avec la plaque eurasienne, accompagnée de la croissance des grandioses systèmes montagneux de l'Himalaya et du Tibet, constitue un tel processus. Le processus de collision remplace le processus de subduction, achevant ainsi la fermeture du bassin océanique. De plus, au début du processus de collision, lorsque les bords des continents se sont déjà rapprochés, la collision se combine avec le processus de subduction (les restes de la croûte océanique continuent de s'enfoncer sous le bord du continent). Le métamorphisme régional à grande échelle et le magmatisme granitoïde intrusif sont typiques des processus de collision. Ces processus conduisent à la création d'une nouvelle croûte continentale (avec sa couche typique de granite-gneiss).

* Les limites de transformation sont des limites le long desquelles se produisent les déplacements de plaques.

4 ). Le volume de croûte océanique absorbé dans les zones de subduction est égal au volume de croûte émergeant dans les zones d'étalement. Cette position met l'accent sur l'idée que le volume de la Terre est constant. Mais cette opinion n’est pas la seule et définitivement prouvée. Il est possible que le volume de l'avion change de manière pulsée ou qu'il diminue en raison du refroidissement.

5 ). La principale raison du mouvement des plaques est la convection du manteau, provoquée par les courants thermogravitationnels du manteau.
La source d'énergie de ces courants est la différence de température entre les régions centrales de la Terre et la température de ses parties proches de la surface. Dans ce cas, l'essentiel de la chaleur endogène est libérée à la limite du noyau et du manteau au cours du processus de différenciation profonde, qui détermine la désintégration de la substance chondritique primaire, au cours de laquelle la partie métallique se précipite vers le centre, construisant au cœur de la planète, et la partie silicatée est concentrée dans le manteau, où elle subit davantage de différenciation.
Les roches chauffées dans les zones centrales de la Terre se dilatent, leur densité diminue et elles flottent, laissant place à des masses plus froides et donc plus lourdes qui ont déjà cédé une partie de leur chaleur dans les zones proches de la surface. Ce processus de transfert de chaleur se produit en continu, entraînant la formation de cellules convectives fermées et ordonnées. Dans ce cas, dans la partie supérieure de la cellule, le flux de matière se produit presque dans un plan horizontal, et c'est cette partie du flux qui détermine le mouvement horizontal de la matière de l'asthénosphère et des plaques qui s'y trouvent. En général, les branches ascendantes des cellules convectives sont situées sous les zones de frontières divergentes (MOR et rifts continentaux), tandis que les branches descendantes sont situées sous les zones de frontières convergentes. Ainsi, la principale raison du mouvement des plaques lithosphériques est « l’entraînement » par les courants convectifs. De plus, un certain nombre d'autres facteurs agissent sur les dalles. En particulier, la surface de l'asthénosphère s'avère quelque peu surélevée au-dessus des zones de branches ascendantes et plus déprimée dans les zones d'affaissement, ce qui détermine le « glissement » gravitationnel de la plaque lithosphérique située sur une surface plastique inclinée. De plus, il existe des processus d'attraction de la lithosphère océanique froide et lourde dans les zones de subduction vers l'asthénosphère chaude, et par conséquent moins dense, ainsi que de calage hydraulique par les basaltes dans les zones MOR.

Les principales forces motrices de la tectonique des plaques s'appliquent à la base des parties intraplaques de la lithosphère - les forces de traînée du manteau FDO sous les océans et FDC sous les continents, dont l'ampleur dépend principalement de la vitesse de l'écoulement asthénosphérique, et de la cette dernière est déterminée par la viscosité et l’épaisseur de la couche asthénosphérique. Étant donné que l'épaisseur de l'asthénosphère sous les continents est bien moindre et que la viscosité est bien supérieure à celle sous les océans, l'ampleur de la force FDC est presque d'un ordre de grandeur inférieure à la valeur FDO. Sous les continents, en particulier leurs parties anciennes (boucliers continentaux), l’asthénosphère se rétrécit presque, de sorte que les continents semblent « bloqués ». Étant donné que la plupart des plaques lithosphériques de la Terre moderne comprennent à la fois des parties océaniques et continentales, il faut s’attendre à ce que la présence d’un continent dans la plaque « ralentisse » en général le mouvement de la plaque entière. C'est ainsi que cela se produit réellement (les plaques presque purement océaniques qui se déplacent le plus rapidement sont les plaques Pacifique, Cocos et Nazca ; les plus lentes sont les plaques eurasienne, nord-américaine, sud-américaine, antarctique et africaine, dont une partie importante de la superficie est occupée par des continents) . Enfin, aux limites des plaques convergentes, là où les bords lourds et froids des plaques lithosphériques (dalles) s'enfoncent dans le manteau, leur flottabilité négative crée la force FNB (un indice dans la désignation de force - de l'anglais négative flottabilité). L'action de cette dernière conduit au fait que la partie subductrice de la plaque s'enfonce dans l'asthénosphère et entraîne avec elle toute la plaque, augmentant ainsi la vitesse de son mouvement. Évidemment, la force FNB agit sporadiquement et uniquement dans certains contextes géodynamiques, par exemple dans les cas de rupture de dalle sur la ligne de démarcation de 670 km décrite ci-dessus.
Ainsi, les mécanismes qui mettent en mouvement les plaques lithosphériques peuvent être conditionnellement classés dans les deux groupes suivants : 1) associés aux forces du mécanisme de traînée du manteau appliquées à n'importe quel point de la base des plaques, sur la figure - forces FDO et FDC ; 2) associés aux forces appliquées aux bords des dalles (mécanisme de force de bord), sur la figure - forces FRP et FNB. Le rôle de l'un ou l'autre mécanisme moteur, ainsi que de certaines forces, est évalué individuellement pour chaque plaque lithosphérique.

La combinaison de ces processus reflète le processus géodynamique général, couvrant des zones allant de la surface aux zones profondes de la Terre. Actuellement, une convection mantellique à deux cellules avec des cellules fermées se développe dans le manteau terrestre (selon le modèle de convection à travers le manteau) ou une convection séparée dans le manteau supérieur et inférieur avec accumulation de plaques sous zones de subduction (selon le modèle à deux cellules). modèle à plusieurs niveaux). Les pôles probables de la montée des matériaux du manteau sont situés dans le nord-est de l'Afrique (approximativement sous la zone de jonction des plaques africaine, somalienne et arabe) et dans la région de l'île de Pâques (sous la dorsale médiane de l'océan Pacifique - la montée du Pacifique Est). . L'équateur de subsidence de la matière du manteau passe approximativement le long d'une chaîne continue de limites de plaques convergentes le long de la périphérie des océans Pacifique et Est de l'océan Indien. Le régime moderne de convection du manteau, qui a commencé il y a environ 200 millions d'années avec l'effondrement de la Pangée et a donné naissance à aux océans modernes, sera à l'avenir remplacée par un régime unicellulaire (selon le modèle de convection à travers le manteau) ou (selon un modèle alternatif) la convection se fera à travers le manteau en raison de l'effondrement de plaques à travers le manteau. Tronçon de 670 km. Cela pourrait conduire à une collision de continents et à la formation d’un nouveau supercontinent, le cinquième de l’histoire de la Terre.

6 ). Les mouvements des plaques obéissent aux lois de la géométrie sphérique et peuvent être décrits sur la base du théorème d'Euler. Le théorème de rotation d'Euler stipule que toute rotation d'un espace tridimensionnel a un axe. Ainsi, la rotation peut être décrite par trois paramètres : les coordonnées de l'axe de rotation (par exemple, sa latitude et sa longitude) et l'angle de rotation. Sur la base de cette position, la position des continents dans les époques géologiques passées peut être reconstruite. Une analyse des mouvements des continents a conduit à la conclusion que tous les 400 à 600 millions d'années, ils s'unissent en un seul supercontinent, sous réserve de désintégration supplémentaire. À la suite de la scission d'un tel supercontinent Pangée, survenue il y a 200 à 150 millions d'années, des continents modernes se sont formés.

Les plaques lithosphériques de la Terre sont d'énormes blocs. Leur fondation est formée de roches ignées métamorphisées granitiques fortement plissées. Les noms des plaques lithosphériques seront donnés dans l'article ci-dessous. D’en haut, ils sont recouverts d’une « couverture » de trois à quatre kilomètres. Il est formé de roches sédimentaires. La plateforme présente une topographie composée de chaînes de montagnes isolées et de vastes plaines. Ensuite, la théorie du mouvement des plaques lithosphériques sera considérée.

L’émergence d’une hypothèse

La théorie du mouvement des plaques lithosphériques est apparue au début du XXe siècle. Par la suite, elle était destinée à jouer un rôle majeur dans l’exploration planétaire. Le scientifique Taylor, puis Wegener, ont émis l'hypothèse qu'avec le temps, les plaques lithosphériques dérivent dans une direction horizontale. Cependant, dans les années trente du XXe siècle, une opinion différente s’est imposée. Selon lui, le mouvement des plaques lithosphériques s'effectuait verticalement. Ce phénomène était basé sur le processus de différenciation de la matière du manteau planétaire. C’est ce qu’on a appelé le fixisme. Ce nom était dû au fait qu'on reconnaissait la position fixe en permanence de sections de la croûte par rapport au manteau. Mais en 1960, après la découverte d’un système global de dorsales médio-océaniques qui encerclent la planète entière et atteignent la terre dans certaines zones, on revient à l’hypothèse du début du XXe siècle. Cependant, la théorie a pris une nouvelle forme. La tectonique des blocs est devenue une hypothèse majeure dans les sciences étudiant la structure de la planète.

Dispositions de base

Il a été déterminé qu’il existe de grandes plaques lithosphériques. Leur nombre est limité. Il existe également des plaques lithosphériques plus petites sur la Terre. Les limites entre eux sont tracées en fonction de la concentration dans les foyers sismiques.

Les noms des plaques lithosphériques correspondent aux régions continentales et océaniques situées au-dessus d'elles. Il n'y a que sept blocs avec une superficie immense. Les plus grandes plaques lithosphériques sont les plaques sud-américaines, nord-américaines, euro-asiatiques, africaines, antarctiques, pacifiques et indo-australiennes.

Les blocs flottant sur l'asthénosphère se distinguent par leur solidité et leur rigidité. Les zones ci-dessus constituent les principales plaques lithosphériques. Conformément aux idées initiales, on pensait que les continents se frayaient un chemin à travers les fonds océaniques. Dans ce cas, le mouvement des plaques lithosphériques s'est effectué sous l'influence d'une force invisible. À la suite des études, il a été révélé que les blocs flottent passivement le long du matériau du manteau. Il est à noter que leur direction est d’abord verticale. Le matériau du manteau s'élève vers le haut sous la crête de la crête. La propagation se produit alors dans les deux sens. En conséquence, une divergence des plaques lithosphériques est observée. Ce modèle représente le fond océanique comme un fond géant qui remonte à la surface dans les régions de rift des dorsales médio-océaniques. Ensuite, il se cache dans des tranchées profondes.

La divergence des plaques lithosphériques provoque l'expansion des fonds marins. Cependant, le volume de la planète reste malgré cela constant. Le fait est que la naissance d’une nouvelle croûte est compensée par son absorption dans les zones de subduction (sous-poussée) des tranchées profondes.

Pourquoi les plaques lithosphériques bougent-elles ?

La raison en est la convection thermique du matériau du manteau planétaire. La lithosphère s'étire et s'élève, ce qui se produit au-dessus des branches ascendantes des courants convectifs. Cela provoque le mouvement des plaques lithosphériques sur les côtés. À mesure que la plate-forme s’éloigne des rifts médio-océaniques, elle devient plus dense. Il devient plus lourd, sa surface s'affaisse. Ceci explique l'augmentation de la profondeur des océans. En conséquence, la plate-forme s’enfonce dans des tranchées profondes. À mesure que le manteau chauffé se désintègre, il se refroidit et coule, formant des bassins remplis de sédiments.

Les zones de collision de plaques sont des zones où la croûte et la plate-forme subissent une compression. À cet égard, la puissance du premier augmente. En conséquence, le mouvement ascendant des plaques lithosphériques commence. Cela conduit à la formation de montagnes.

Recherche

L'étude est aujourd'hui réalisée à l'aide de méthodes géodésiques. Ils permettent de conclure sur la continuité et l'ubiquité des processus. Des zones de collision de plaques lithosphériques sont également identifiées. La vitesse de levage peut aller jusqu'à plusieurs dizaines de millimètres.

Les grandes plaques lithosphériques horizontales flottent un peu plus rapidement. Dans ce cas, la vitesse peut atteindre dix centimètres au cours d’une année. Ainsi, par exemple, Saint-Pétersbourg a déjà augmenté d'un mètre tout au long de son existence. Péninsule scandinave - de 250 m en 25 000 ans. Le matériau du manteau se déplace relativement lentement. Cependant, des tremblements de terre et d’autres phénomènes se produisent. Cela nous permet de conclure sur haute puissance matériel en mouvement.

Grâce à la position tectonique des plaques, les chercheurs expliquent de nombreux phénomènes géologiques. Dans le même temps, au cours de l'étude, il est devenu évident que la complexité des processus se déroulant avec la plate-forme était bien plus grande qu'il ne le paraissait au tout début de l'hypothèse.

La tectonique des plaques n'a pas pu expliquer les changements dans l'intensité de la déformation et du mouvement, la présence d'un réseau global stable de failles profondes et certains autres phénomènes. La question du début historique de l’action reste également ouverte. Des signes directs indiquant des processus tectoniques des plaques sont connus depuis la fin de la période protérozoïque. Cependant, un certain nombre de chercheurs reconnaissent leur manifestation dès l'Archéen ou le Protérozoïque précoce.

Élargir les opportunités de recherche

L'avènement de la tomographie sismique a conduit à la transition de cette science vers un niveau qualitativement nouveau. Au milieu des années 80 du siècle dernier, la géodynamique profonde est devenue la direction la plus prometteuse et la plus jeune de toutes les géosciences existantes. Cependant, de nouveaux problèmes ont été résolus en utilisant non seulement la tomographie sismique. D'autres sciences sont également venues à la rescousse. Il s'agit notamment de la minéralogie expérimentale.

Grâce à la disponibilité de nouveaux équipements, il est devenu possible d'étudier le comportement des substances à des températures et des pressions correspondant au maximum dans les profondeurs du manteau. La recherche a également utilisé des méthodes de géochimie isotopique. Cette science étudie notamment l'équilibre isotopique des éléments rares, ainsi que des gaz rares dans diverses coquilles terrestres. Dans ce cas, les indicateurs sont comparés aux données des météorites. Des méthodes de géomagnétisme sont utilisées, à l'aide desquelles les scientifiques tentent de découvrir les causes et le mécanisme des inversions du champ magnétique.

Peinture moderne

L’hypothèse de la tectonique des plates-formes continue d’expliquer de manière satisfaisante le processus de développement de la croûte terrestre au cours des trois derniers milliards d’années au moins. Dans le même temps, il existe des mesures par satellite, selon lesquelles le fait est confirmé que les principales plaques lithosphériques de la Terre ne restent pas immobiles. En conséquence, une certaine image se dessine.

Dans la coupe transversale de la planète, il y a trois couches les plus actives. L'épaisseur de chacun d'eux est de plusieurs centaines de kilomètres. On suppose qu'ils sont chargés de jouer le rôle principal dans la géodynamique mondiale. En 1972, Morgan a corroboré l'hypothèse des jets ascendants du manteau avancée en 1963 par Wilson. Cette théorie expliquait le phénomène du magnétisme intraplaque. La tectonique des panaches qui en résulte est devenue de plus en plus populaire au fil du temps.

Géodynamique

Avec son aide, l'interaction de processus assez complexes qui se produisent dans le manteau et la croûte est étudiée. Conformément au concept exposé par Artyushkov dans son ouvrage « Géodynamique », la différenciation gravitationnelle de la matière constitue la principale source d'énergie. Ce processus est observé dans le manteau inférieur.

Une fois les composants lourds (fer, etc.) séparés de la roche, il reste une masse plus légère de solides. Il descend dans le noyau. Le placement d'une couche plus légère sous une couche plus lourde est instable. À cet égard, le matériau accumulé est périodiquement collecté en blocs assez gros qui flottent vers les couches supérieures. La taille de ces formations est d'environ une centaine de kilomètres. Ce matériau était à la base de la formation de la partie supérieure

La couche inférieure représente probablement une substance primaire indifférenciée. Au cours de l'évolution de la planète, en raison du manteau inférieur, le manteau supérieur grandit et le noyau augmente. Il est plus probable que des blocs de matière légère s'élèvent dans le manteau inférieur le long des canaux. La température de masse y est assez élevée. La viscosité est considérablement réduite. L'augmentation de la température est facilitée par la libération d'une grande quantité d'énergie potentielle lors de la montée de la matière dans la région de gravité à une distance d'environ 2000 km. Au cours du mouvement le long d'un tel canal, un fort échauffement des masses légères se produit. À cet égard, la substance pénètre dans le manteau à une température assez élevée et avec un poids nettement inférieur à celui des éléments environnants.

En raison de leur densité réduite, les matériaux légers flottent vers les couches supérieures jusqu'à une profondeur de 100 à 200 kilomètres ou moins. À mesure que la pression diminue, le point de fusion des composants de la substance diminue. Après la différenciation primaire au niveau noyau-manteau, une différenciation secondaire se produit. À faible profondeur, la substance légère fond partiellement. Lors de la différenciation, des substances plus denses sont libérées. Ils s'enfoncent dans les couches inférieures du manteau supérieur. Les composants plus légers libérés montent donc vers le haut.

L'ensemble des mouvements de substances dans le manteau associés à la redistribution de masses de densités différentes résultant de la différenciation est appelé convection chimique. L'ascension des masses légères se produit avec une périodicité d'environ 200 millions d'années. Cependant, la pénétration dans le manteau supérieur n’est pas observée partout. Dans la couche inférieure, les canaux sont situés à une distance assez grande les uns des autres (jusqu'à plusieurs milliers de kilomètres).

Blocs de levage

Comme mentionné ci-dessus, dans les zones où de grandes masses de matériau légèrement chauffé sont introduites dans l'asthénosphère, une fusion et une différenciation partielles se produisent. Dans ce dernier cas, on note la libération des composants et leur remontée ultérieure. Ils traversent l'asthénosphère assez rapidement. En atteignant la lithosphère, leur vitesse diminue. Dans certaines zones, la substance forme des accumulations de manteau anormal. Ils se trouvent généralement dans les couches supérieures de la planète.

Manteau anormal

Sa composition correspond approximativement à la matière normale du manteau. La différence entre l'amas anormal est qu'il est plus chaleur(jusqu'à 1300-1500 degrés) et vitesse réduite des ondes longitudinales élastiques.

L’entrée de matière sous la lithosphère provoque un soulèvement isostatique. En raison de l'augmentation de la température, l'amas anormal a une densité inférieure à celle du manteau normal. De plus, la composition présente une légère viscosité.

En atteignant la lithosphère, le manteau anormal se répartit assez rapidement le long de la base. En même temps, il déplace la substance plus dense et moins chauffée de l'asthénosphère. Au fur et à mesure que le mouvement progresse, l'accumulation anormale remplit les zones où la base de la plate-forme est dans un état élevé (pièges), et elle s'écoule autour des zones profondément submergées. Il en résulte dans le premier cas une montée isostatique. Au-dessus des zones submergées, la croûte reste stable.

Pièges

Le processus de refroidissement de la couche supérieure du manteau et de la croûte jusqu'à une profondeur d'environ cent kilomètres se produit lentement. Au total, cela prend plusieurs centaines de millions d'années. A cet égard, les hétérogénéités dans l'épaisseur de la lithosphère, expliquées par les différences horizontales de température, ont une inertie assez importante. Dans le cas où le piège est situé à proximité du flux ascendant d'une accumulation anormale venant des profondeurs, un grand nombre de les substances sont capturées par celles très chauffées. En conséquence, un élément montagneux assez important se forme. Conformément à ce schéma, des soulèvements élevés se produisent dans la zone d'orogenèse des épiplates-formes dans

Description des processus

Dans le piège, la couche anormale est comprimée de 1 à 2 kilomètres lors du refroidissement. La croûte située sur le dessus coule. Les sédiments commencent à s'accumuler dans le creux formé. Leur gravité contribue à un affaissement encore plus important de la lithosphère. De ce fait, la profondeur du bassin peut aller de 5 à 8 km. Parallèlement, lorsque le manteau se compacte dans la partie inférieure de la couche basaltique de la croûte, une transformation de phase de la roche en éclogite et granulite grenat peut être observée. En raison du flux de chaleur s'échappant de la substance anormale, le manteau sus-jacent est chauffé et sa viscosité diminue. À cet égard, il y a un déplacement progressif de l’accumulation normale.

Décalages horizontaux

Lorsque des soulèvements se forment lorsque le manteau anormal pénètre dans la croûte des continents et des océans, l’énergie potentielle stockée dans les couches supérieures de la planète augmente. Pour évacuer les substances en excès, ils ont tendance à s'écarter. En conséquence, des contraintes supplémentaires se forment. Associé à eux différents types mouvements des assiettes et de la croûte.

L'expansion des fonds océaniques et le flottement des continents sont une conséquence de l'expansion simultanée des dorsales et de l'affaissement de la plate-forme dans le manteau. Sous les premiers se trouvent de grandes masses de matière anormale hautement chauffée. Dans la partie axiale de ces crêtes, cette dernière est située directement sous la croûte. La lithosphère a ici beaucoup moins d'épaisseur. Le manteau anormal s'étend dans la zone hypertension artérielle- dans les deux sens depuis le dessous de la crête. En même temps, il déchire assez facilement la croûte océanique. La crevasse est remplie de magma basaltique. Celui-ci, à son tour, est fondu du manteau anormal. Au cours du processus de solidification du magma, un nouveau se forme, c'est ainsi que le fond grandit.

Caractéristiques du processus

Sous les crêtes médianes, le manteau anormal a une viscosité réduite en raison de l'augmentation de la température. La substance peut se propager assez rapidement. À cet égard, la croissance du fond se produit à un rythme accéléré. L'asthénosphère océanique a également une viscosité relativement faible.

Les principales plaques lithosphériques de la Terre flottent depuis les crêtes jusqu'aux sites d'affaissement. Si ces zones sont situées dans le même océan, le processus se déroule à une vitesse relativement élevée. Cette situation est typique de l’océan Pacifique aujourd’hui. Si l'expansion du fond et l'affaissement se produisent dans différentes zones, alors le continent situé entre eux dérive dans la direction où se produit l'approfondissement. Sous les continents, la viscosité de l'asthénosphère est plus élevée que sous les océans. En raison du frottement qui en résulte, une résistance importante au mouvement apparaît. Le résultat est une réduction de la vitesse à laquelle l’expansion du fond marin se produit, à moins qu’il n’y ait une compensation pour l’affaissement du manteau dans la même zone. Ainsi, l’expansion dans l’océan Pacifique est plus rapide que dans l’Atlantique.