변화하는 지구: 판텍트닉스

판텍트닉스란?

지구 표면이 다수의 판(판형 블록)으로 나뉘며 판이 거의 변형 없이 수평 운동하고 있다는 주장이다. 그 발단은 1910년대 웨게너에 의해 제창된 대륙 이동설로, 대서양을 사이에 두고 남북 아메리카 대륙과 유럽·아프리카 대륙의 해안선의 요철이 잘 일치하는 사실과 멀리 떨어진 대륙간에 공통되는 고생물 분포를 잘 설명한다.

일반적으로 널리 받아들여지지 않았던 대륙이동설은 1950년대 암석의 열잔류자기측정에 의해 부활한다. 화성암이 생성시 고온상태에서 서서히 식을 때 내부 자성광물은 그 시대 지구자기장방향으로 대자하고 이후에는 그것이 고정되어 보존된다. 같은 시대에 생긴 화성암의 대자방향에서 당시 지자기의 극위치를 복원하면 북미 암석을 이용한 결과와 유럽 암석을 이용한 결과가 일치하지 않는다. 이를 설명하려면 두 대륙이 이전에는 연결되어 있어 어느 시기에 분리되어 멀어져 갔다고 해석하지 않을 수 없다.

1960년대 초 헤스와 디츠에 의해 해저확대설이 제창되었다. 대서양 중앙해령에서의 높은 열류량, 중축곡을 가진 지형, 당김응력형 천발지진 활동 등의 특징은 해령 아래에서 맨틀대류가 솟아오르고 새로운 해저지각이 형성되어 양쪽으로 이동함으로써 설명된다는 것이다. 그 직후 바인과 매튜에 의해 해령을 사이에 두고 양쪽으로 대칭적인 줄무늬 지자기 이상의 원인이 해명되었다. 

1960년대 후반에, 매켄지, 모건, 루피션은 지진의 슬립 벡터의 방향, 트랜스폼 단층의 주향, 지자기 줄무늬로부터 추정되는 확대 속도 등의 데이터를 이용하여 지표는 블록마다 강체 운동을 하고 있음을 밝히고, 플레이트라는 개념을 도입함과 동시에 주요 플레이트의 운동을 결정하고, 여기에 플레이트 텍토닉스의 성립을 보게 된다.

 

지각-맨틀-핵이라는 물질이나 조성의 차이에 기초한 구분에 대하여 역학적 거동의 차이에 주목하면, 지구 표층부는 수 10km 내지 100km 두께의 리소스페어(플레이트)와 그 아래의 저점성으로 유동성이 높은 아세노스페어로 구분된다(그림 3).

플레이트끼리 접하는 경계는 발산, 옆으로 어긋남, 수렴의 세 가지로 크게 나눌 수 있다. 발산경계는 해양플레이트가 생성되는 장으로 일반적으로 해령을 형성하고 고열유량, 장력장, 해령을 가위 대칭적인 지자기 줄무늬 이상 등의 특징을 가진다. 플레이트가 떨어져 생긴 틈을 고온의 아세노스페어 물질이 메운다. 냉각고화되어 플레이트에 부가된 아세노스페어 물질은 밀도가 증가함에 따라 침강함과 동시에 플레이트에 옆으로 이동해 나간다.

플레이트의 횡방향 어긋남 경계는 트랜스폼 단층이라고 불리며 발산 경계나 수렴 경계를 잇는다. 트랜스폼 단층을 따라 양측 플레이트는 서로 반대방향으로 어긋나지만 단층에 직교하는 방향으로 압축력은 작용하지 않으므로 단층의 강도는 작고 질량의 과부족은 생기지 않는다. 트랜스폼 단층의 주향은 플레이트 운동의 방향을 직접적으로 나타내고 있다.

수렴 경계는 접근에 만난 2개의 플레이트의 밀도 차이에 의한, 섭입과 충돌대로 나뉜다. 해양 플레이트는 대륙 플레이트나 그 하부의 연약권보다 밀도가 크다, 그 두 사람이 부딪치는 장소에서는, 해양 판이 대륙 판 밑에 낙담하다(섭입, subduction zone)밀도가 큰 낡은 해양 판이, 밀도의 작은 젊은 해양 플레이트 밑에 낙담하다 경우도 있다. 단, 푹푹 파지가 시작된 이후 연대, 낙담하다 플레이트의 나이, 플레이트 간의 상대 운동 속도 등의 차이에 의한, 낙담하다에는 다른 양식이 존재한다(그림 4c). 푹푹 파지의 각도가 완만한 경우, 플레이트끼리 큰 상호 작용을 급보시아이, 플레이트 경계에 거대 지진을 발생시키는. 또, 푹푹 파지다 판이 있는 깊이에 이른다고 마그마가 형성되어, 그 상부에 판 경계에 평행화산 프런트를 형성하다

대륙판끼리 부딪히면 밀도가 작기 때문에 어느 판도 다른 쪽 아래로 충분히 가라앉을 수 없다. 결과적으로 물질의 집중이 일어나 두꺼운 지각을 형성한다(충돌대: collision zone). 히말라야 산맥은 인도판과 유라시아판의 충돌의 결과로 생긴 것이다.