Condiciones que determinan el desarrollo estructural de la región
Varias estructuras tectónicas se desarrollan en diferentes modos de tectogénesis típicos para ellas. La naturaleza misma del régimen está determinada por las condiciones tectónicas que existen en un determinado territorio en un determinado período de tiempo geológico.
Los principales indicadores de las condiciones tectónicas son:
1) la cantidad de energía endógena manifestada en la región dada;
2) la magnitud del desequilibrio gravitacional de la materia en la litosfera.
Belousov identificó las principales condiciones que determinan el desarrollo estructural de la región, que incluyen:
1) permeabilidad de la litosfera para fluidos líquidos y gaseosos;
2) la forma de magmatismo, composición de lava, volumen de lava;
3) procesos de deformación, metamorfismo y granitización;
4) contraste y grado de intensidad de los movimientos tectónicos;
5) la relación entre la amplitud total de los movimientos verticales positivos y negativos;
6) la relación entre los movimientos verticales y horizontales.
En los límites entre los hemisferios oceánico y continental, se ubica el cinturón móvil del Pacífico más grande del mundo, su longitud es de aproximadamente 56.000 km. Se divide en el cinturón móvil del Pacífico occidental y oriental.
El hemisferio continental tiene una estructura más compleja y en mosaico que el oceánico. Se compone de 6 masas continentales separadas por 4 depresiones oceánicas.
Los macizos continentales forman 2 grupos: occidental - Nuevo Mundo y oriental - Viejo Mundo.
El Nuevo Mundo - América del Norte, América del Sur, la Antártida - forman un cinturón que se extiende en la dirección del meridiano.
Viejo mundo - Eurasia, África, Australia.
La frontera oriental está separada de la frontera occidental por la depresión del Océano Atlántico. La frontera oriental tiende a dividirse en 2 subgrupos: euroafricano, australoasiático.
Los continentes también están divididos en dirección latitudinal: los hemisferios norte y sur están separados por el cinturón geosinclinal mediterráneo.
La interacción de las placas litosféricas en el movimiento que se aproxima, es decir. en los límites convergentes, da lugar a procesos tectónicos que penetran profundamente en el manto. Estos procesos son complejos y variados. En los mapas tectónicos, estos procesos se expresan mediante zonas de actividad tectónico-magmática, como arcos de islas, márgenes continentales de tipo andino y estructuras montañosas plegadas.
Hay dos tipos principales de interacción convergente de placas litosféricas: subducción y colisión.
subducción se desarrolla donde la corteza continental y oceánica o la corteza oceánica y oceánica convergen en el límite convergente, y cuando se mueven en la dirección opuesta, la placa litosférica más pesada pasa debajo de otra y luego se sumerge en el manto.
colisión- la colisión de placas litosféricas, se desarrolla donde la corteza continental converge con la continental; su movimiento de acercamiento es difícil y se compensa con la deformación de la litosfera, su engrosamiento y la formación de sistemas montañosos plegados.
Obducción– desplazamiento de fragmentos de corteza oceánica hacia el borde de la corteza continental. Ocurre extremadamente raramente.
Terremotos y erupciones volcánicas ocurren todo el tiempo en la tierra. Hay tales movimientos que una persona ni siquiera los siente. Estos movimientos ocurren constantemente, independientemente del territorio, la temporada. Las montañas suben y bajan, los mares suben y bajan. Estos procesos son invisibles para el ojo humano, ya que ocurren lentamente, milímetro a milímetro. Todo esto sucede debido a fenómenos como la expansión y la subducción.
subducción
¿Así que qué es lo? La subducción es un proceso tectónico, como resultado de este proceso, cuando las placas chocan, las rocas más densas que forman el fondo del océano se mueven debajo de las rocas más ligeras de los continentes e islas. En este momento, se libera una cantidad increíble de energía: esto es un terremoto. Parte de las rocas que se han hundido a grandes profundidades, al interactuar con el magma, comienza a derretirse, tras lo cual sale a la superficie a través de chimeneas volcánicas. Así hacen erupción los volcanes.
La subducción de las placas litosféricas es una parte integral de la vida del planeta. Es tan importante como la respiración para una persona. Es imposible detener este proceso, a pesar de que muchas personas mueren cada año a causa de tales movimientos.
Zona de subduccion
Clasificación de las zonas de subducción
Las zonas de subducción se clasifican según su estructura. Los tipos de subducción se dividen en cuatro tipos principales.
- tipo andino. Este tipo es característico de la costa del Pacífico en el lado este. Esta es una zona en la que la corteza joven recién formada del fondo del océano en un ángulo de cuarenta grados a gran velocidad entra por debajo de la placa continental.
- tipo sonda. Tal zona está ubicada en lugares donde la antigua litosfera masiva del océano se sumerge debajo de la continental. Ella sale en un ángulo pronunciado. Por lo general, dicha placa pasa por debajo del continente, cuya superficie es mucho más baja que el nivel del océano.
- tipo mariana. Esta zona está formada por la interacción de dos secciones de la litosfera oceánica o su subducción.
- tipo japonés. Este es el tipo de zona donde la litosfera oceánica avanza bajo el arco insular ensial.
Todos estos cuatro tipos se dividen condicionalmente en dos grupos:
- Pacífico Oriental (este grupo incluye solo el tipo andino. Este grupo se caracteriza por la presencia de un amplio margen del continente);
- Pacífico occidental (contiene los otros tres tipos. Este grupo se caracteriza por los bordes colgantes del arco volcánico de las islas).
Para cada tipo, donde ocurre el proceso de subducción, las principales estructuras son características, que necesariamente existen en diferentes variaciones.
Talud de antearco y trinchera de aguas profundas
La fosa de aguas profundas se caracteriza por la distancia desde el centro de la fosa hasta el frente volcánico. Esta distancia es generalmente de cien a ciento cincuenta kilómetros, y está relacionada con el ángulo de inclinación de la zona de subducción. En las partes más activas del margen continental, tal distancia puede alcanzar los trescientos cincuenta kilómetros.
La pendiente del antearco consta de dos bases: una terraza y un prisma. El prisma es el fondo de la pendiente, es escamoso en estructura y estructura. Por abajo limita con el talud principal, que sale a la superficie, en contacto e interacción con los sedimentos. El prisma se forma debido a la estratificación de sedimentos en el fondo. Estos sedimentos se superponen a la corteza oceánica y, junto con ella, descienden por la pendiente durante unos cuarenta kilómetros. Así es como se forma un prisma.
Grandes cornisas se encuentran en el área entre el prisma y el frente volcánico. Las terrazas están separadas por cornisas. En las secciones de suave pendiente de tales terrazas, se ubican cuencas de sedimentación, sobre las cuales se depositan sedimentos volcánicos y pelágicos. En áreas tropicales, tales terrazas pueden desarrollar arrecifes y pueden exponer rocas de basamento cristalinas o bloques extraños.
Arco volcánico: ¿qué es?
Este artículo menciona el término arco insular o volcánico. Consideremos qué es. El cinturón tectónicamente activo, que coincide con las zonas de los terremotos más grandes, se designa como un arco de islas volcánicas. Consiste en cadenas en forma de arco de estratovolcanes actualmente activos. Tales volcanes se caracterizan por una erupción explosiva. Esto se debe a la gran cantidad de fluido en el magma del arco de la isla. Los arcos pueden ser dobles e incluso triples, y una forma especial es un arco bifurcado. La curvatura de cada arco es diferente.
Piscinas periféricas
Este término se refiere a una cuenca o varias de tales cuencas. Están semicerrados y se forman entre tierra firme y el arco insular. Tales cuencas se forman debido al hecho de que el continente se rompe o se separa una gran parte de él. Por lo general, en tales cuencas se forma una costra joven.Este proceso de formación de costra en las cuencas se denomina expansión de arco posterior. - este es uno de los tipos de tales piscinas, está cercado. En los últimos años, no hay nueva información de que el rifting ocurra en algún lugar, generalmente está asociado con el hecho de que la zona de subducción se redirige o salta abruptamente a otro lugar.
En la versión clásica, la subducción se realiza en caso de colisión de dos placas oceánicas u oceánicas y continentales. Sin embargo, en las últimas décadas se ha revelado que durante la colisión de placas litosféricas continentales, también se produce una placa litosférica debajo de otra, este fenómeno se denomina subducción continental. Pero en este caso, ninguna de las placas se hunde en el manto debido a la baja densidad de la corteza continental. Como resultado, las placas tectónicas se amontonan y se acumulan con la formación de poderosas estructuras montañosas. El ejemplo clásico es el Himalaya.
De acuerdo con la teoría de la tectónica de placas, el mecanismo de subducción (reducción y destrucción de la corteza oceánica) se compensa con la expansión: el mecanismo de formación de la corteza oceánica joven en las dorsales oceánicas: el volumen de la corteza oceánica absorbida en las zonas de subducción es igual al volumen de corteza que nace en las zonas de expansión. Al mismo tiempo, en las zonas de subducción, hay una acumulación constante de la corteza continental debido a la acreción, es decir, al desprendimiento y aplastamiento intenso de la cubierta sedimentaria de la placa en subducción. El calentamiento de la corteza en subducción es también la razón del amplio desarrollo del vulcanismo a lo largo de los márgenes continentales activos. El más famoso a este respecto es el Cinturón de Fuego del Pacífico. La absorción a gran escala de la corteza oceánica a lo largo de la periferia del Océano Pacífico indica el proceso de reducción (cierre) de la más antigua de las cuencas oceánicas existentes actualmente en el planeta. Procesos similares han tenido lugar en el pasado. Por lo tanto, el antiguo océano Tethys comenzó a encogerse desde el Mesozoico y ahora ha dejado de existir con la formación de cuencas residuales, ahora conocidas como los mares Mediterráneo, Negro, Azov y Caspio.
Las zonas de subducción más famosas se encuentran en el Océano Pacífico: las islas japonesas, las islas Kuriles, Kamchatka, las islas Aleutianas, la costa de América del Norte, la costa de América del Sur. También son zonas de subducción las islas de Sumatra y Java en Indonesia, las Antillas en el Caribe, las Islas Sandwich del Sur, Nueva Zelanda, etc.
Clasificaciones de las zonas de subducción
Existen 4 tipos de zonas de subducción según las características estructurales:
- andino
- sonda;
- mariana;
- Japonés;
Zona de subducción del tipo andino (andino)- una zona que se forma donde la joven litosfera oceánica a gran velocidad y en un ángulo suave (unos 35-40º con respecto al horizonte) se mueve bajo el continente. La serie estructural lateral desde el océano hasta el continente incluye: dorsal marginal - trinchera - dorsal costera (a veces un levantamiento submarino o terraza) - cuenca frontal (valle longitudinal) - dorsal principal (volcánica) - cuenca trasera (piedemonte anteprofundidad). Característica de la costa este del Océano Pacífico.
Zona de subducción tipo sonda- una zona donde se produce la subducción de la antigua litosfera oceánica, dejando a una profundidad en un ángulo pronunciado bajo la corteza continental adelgazada, cuya superficie se encuentra principalmente por debajo del nivel del océano. La serie estructural lateral incluye: oleaje marginal - trinchera - arco de isla no volcánico (exterior) - cuenca de antearco (valle) - arco volcánico (interior) - cuenca de arco posterior (marginal (mar marginal)). El arco exterior es un prisma de acreción o una protuberancia del sótano del ala colgante de la zona de subducción.
Zona de subducción tipo Mariana- una zona formada durante la subducción de dos secciones de la litosfera oceánica. La serie estructural lateral incluye: una cresta marginal - una trinchera (hay bastante material terrígeno) - una cresta costera, un arco no volcánico - una cuenca de antearco (como frontal) - un arco volcánico ensimático - una espalda -cuenca de arco (o una interarco como una posterior en una corteza continental adelgazada o oceánica recién formada). 
zona de subducción japonesa- la zona de subducción de la litosfera oceánica bajo el arco de islas de ensial. La serie estructural lateral incluye: dorsal marginal - trinchera - dorsal costera (a veces levantamiento submarino o terraza) - cuenca frontal (valle longitudinal) - dorsal principal (volcánica) - cuenca de arco posterior (mar marginal, marginal) con corteza oceánica recién formada o de tipo suboceánico.
Los tipos enumerados de zonas de subducción a menudo se combinan condicionalmente en 2 grupos según las características morfológicas:
- Pacífico Este - esto incluye la zona de tipo andino. Es característica la presencia de un margen continental activo.
- Pacífico occidental: esto incluye otros tipos de zonas de subducción. Es característico el desarrollo en el borde colgante de un arco de islas volcánicas.
Elementos estructurales básicos
en sección transversal zonas de subducción del tipo del Pacífico Occidental destacar:
- fosa de aguas profundas
- pendiente del antearco
fosa de aguas profundas
La distancia desde el eje de la trinchera al frente volcánico es de 100-150 km (dependiendo del ángulo de inclinación de la zona de subducción, la distancia alcanza los 350 km en márgenes continentales activos). Esta distancia corresponde a una profundidad de hundimiento de losa de 100 a 150 km, donde comienza la formación de magma. El ancho de la zona volcánica es de unos 50 km, mientras que el ancho total de toda la zona de actividad tectónica y magmática es de 200-250 km (hasta 400-500 km en márgenes continentales activos).
pendiente del antearco
La pendiente del antearco incluye 2 elementos principales:
- prisma de acreción
- Terraza de antearco
Subducción y magmatismo
Sentido
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Un extracto que caracteriza la zona de subducción
Pierre notó cómo después de cada tiro que golpeaba, después de cada pérdida, un renacimiento general estallaba más y más.Como una nube de tormenta que avanzaba, más y más a menudo, más y más brillantes brillaban en los rostros de todas estas personas (como en repulsión a lo que estaba sucediendo) relámpagos de fuego oculto y llameante.
Pierre no miraba hacia adelante en el campo de batalla y no estaba interesado en saber lo que estaba sucediendo allí: estaba completamente absorto en la contemplación de este fuego cada vez más ardiente, que de la misma manera (sentía) se encendía en su alma.
A las diez en punto, los soldados de infantería, que estaban delante de la batería en los arbustos ya lo largo del río Kamenka, se retiraron. Desde la batería se veía cómo pasaban corriendo por delante de ella, llevando a los heridos en sus fusiles. Un general con su séquito entró en el montículo y, después de hablar con el coronel, mirando enojado a Pierre, volvió a bajar, ordenando a la cubierta de infantería, que estaba detrás de la batería, que se acostara para estar menos expuesta a los disparos. Seguido de esto, en las filas de infantería, a la derecha de la batería, se escuchó un tambor, gritos de mando, y desde la batería se veía claramente cómo avanzaban las filas de infantería.
Pierre miró por encima del pozo. Un rostro en particular le llamó la atención. Era un oficial que, con un rostro joven y pálido, caminaba hacia atrás, con una espada baja y mirando a su alrededor con inquietud.
Las filas de soldados de infantería desaparecieron en el humo, se escucharon sus gritos prolongados y frecuentes disparos de armas. Minutos después, de allí pasaban multitudes de heridos y camilleros. Los proyectiles comenzaron a golpear la batería aún más a menudo. Varias personas yacían sin limpiar. Cerca de los cañones, los soldados se movían más activos y animados. Nadie le prestó atención a Pierre. Una o dos veces le gritaron con enojo por estar en el camino. El oficial superior, con el ceño fruncido, se movía con pasos grandes y rápidos de un arma a otra. El joven oficial, aún más sonrojado, ordenó a los soldados con aún más diligencia. Los soldados dispararon, giraron, cargaron e hicieron su trabajo con gran garbo. Rebotaron a lo largo del camino, como sobre resortes.
Una nube de tormenta se movió, y ese fuego ardió brillantemente en todos los rostros, cuya llamarada vio Pierre. Se paró al lado del oficial superior. Un oficial joven corrió, con la mano en el chacó, hacia el mayor.
- Tengo el honor de informarle Sr. Coronel, solo hay ocho cargos, ¿ordena que sigan disparando? - preguntó.
- ¡Perdigones! - sin responder, gritó el oficial superior, que miraba a través de la muralla.
De repente sucedió algo; el oficial jadeó y, acurrucado, se sentó en el suelo como un pájaro disparado en el aire. Todo se volvió extraño, confuso y turbio a los ojos de Pierre.
Una tras otra, las balas de cañón silbaban y golpeaban en el parapeto, en los soldados, en los cañones. Pierre, que no había escuchado estos sonidos antes, ahora solo los escuchó solo. En el lado de la batería, a la derecha, con un grito de "Hurra", los soldados no corrieron hacia adelante, sino hacia atrás, como le pareció a Pierre.
El núcleo golpeó el borde mismo del pozo frente al cual estaba parado Pierre, derramó la tierra, y una bola negra brilló en sus ojos, y en el mismo instante golpeó algo. La milicia, que había entrado en la batería, volvió corriendo.
- ¡Todo perdigones! gritó el oficial.
El suboficial corrió hacia el oficial superior y en un susurro asustado (mientras el mayordomo le informa al dueño en la cena que no se necesita más vino) le dice que no hay más cargos.
- ¡Ladrones, qué hacen! gritó el oficial, volviéndose hacia Pierre. El rostro del oficial superior estaba rojo y sudoroso, y sus ojos fruncidos brillaban. - ¡Corran a las reservas, traigan las cajas! gritó, mirando enojado alrededor de Pierre y volviéndose hacia su soldado.
"Iré", dijo Pierre. El oficial, sin responderle, caminó a grandes zancadas en la otra dirección.
- No dispares... ¡Espera! él gritó.
El soldado, a quien se le ordenó ir por los cargos, chocó con Pierre.
"Oh, maestro, no perteneces aquí", dijo y corrió escaleras abajo. Pierre corrió tras el soldado, pasando por alto el lugar donde estaba sentado el joven oficial.
Uno, otro, un tercer tiro voló sobre él, pegado de frente, por los costados, por detrás. Pierre corrió escaleras abajo. "¿Dónde estoy?" recordó de repente, ya corriendo hacia las cajas verdes. Se detuvo, indeciso si retroceder o avanzar. De repente, una terrible sacudida lo tiró al suelo. En ese mismo momento, el brillo de un gran fuego lo iluminó, y en el mismo momento se escuchó un trueno ensordecedor, crepitante y sibilante que resonó en los oídos.
Pierre, al despertar, estaba sentado boca arriba, apoyando las manos en el suelo; la caja que estaba cerca no estaba allí; solo tablas verdes quemadas y trapos yacían sobre la hierba chamuscada, y el caballo, agitando los fragmentos del eje, se alejó al galope, y el otro, como el mismo Pierre, yacía en el suelo y chillaba penetrantemente, lentamente.
Pierre, fuera de sí de miedo, saltó y corrió hacia la batería, como el único refugio de todos los horrores que lo rodeaban.
Mientras Pierre ingresaba a la trinchera, notó que no se escuchaban disparos en la batería, pero algunas personas estaban haciendo algo allí. Pierre no tuvo tiempo de comprender qué tipo de personas eran. Vio a un coronel de alto rango tendido en la muralla detrás de él, como si estuviera examinando algo debajo, y vio a un soldado que notó, que, apartándose de la gente que sostenía su mano, gritó: "¡Hermanos!" - y vio algo más extraño.
Pero aún no había tenido tiempo de darse cuenta de que el coronel había sido asesinado, que al grito de "¡hermanos!" Era un preso que a sus ojos otro soldado estaba bayonetado por la espalda. Tan pronto como corrió hacia la trinchera, un hombre delgado, amarillo, con el rostro sudoroso, vestido con un uniforme azul, con una espada en la mano, corrió hacia él, gritando algo. Pierre, defendiéndose instintivamente de un empujón, ya que ellos, sin verlos, corrieron uno contra el otro, extendió las manos y agarró a este hombre (era un oficial francés) con una mano por el hombro, con la otra orgullosamente. El oficial, soltando su espada, agarró a Pierre por el cuello.
Durante varios segundos, ambos miraron con ojos asustados las caras ajenas entre sí, y ambos no sabían qué habían hecho y qué debían hacer. “¿Soy hecho prisionero, o él es hecho prisionero por mí? pensó cada uno de ellos. Pero, evidentemente, el oficial francés se inclinaba más a pensar que lo habían hecho prisionero, porque la mano fuerte de Pierre, impulsada por un miedo involuntario, le apretaba la garganta cada vez con más fuerza. El francés estaba a punto de decir algo, cuando de repente una bala de cañón silbó bajo y terriblemente sobre sus cabezas, y a Pierre le pareció que la cabeza del oficial francés había sido arrancada: la dobló tan rápido.
Pierre también inclinó la cabeza y soltó sus manos. Sin pensar ya en quién capturó a quién, el francés corrió hacia la batería y Pierre cuesta abajo, tropezando con los muertos y heridos que, al parecer, lo estaban agarrando por las piernas. Pero antes de que tuviera tiempo de bajar, densas multitudes de soldados rusos que huían aparecieron para encontrarse con él, quienes, cayendo, tropezando y gritando, corrieron alegre y violentamente hacia la batería. (Este fue el ataque que Yermolov se atribuyó a sí mismo, diciendo que solo su coraje y felicidad podrían lograr esta hazaña, y el ataque en el que supuestamente arrojó al montículo las Cruces de San Jorge que tenía en el bolsillo).
Los franceses, que ocupaban la batería, corrieron. Nuestras tropas con gritos de "Hurra" empujaron a los franceses tan atrás de la batería que fue difícil detenerlos.
Se tomaron prisioneros de la batería, incluido un general francés herido, que estaba rodeado de oficiales. Multitudes de heridos, familiares y desconocidos para Pierre, rusos y franceses, con rostros desfigurados por el sufrimiento, caminaban, se arrastraban y salían corriendo de la batería en una camilla. Pierre entró al montículo, donde estuvo más de una hora, y de ese círculo familiar que lo acogió no encontró a nadie. Había muchos muertos aquí, desconocidos para él. Pero reconoció algunos. Un oficial joven estaba sentado, todavía acurrucado, al borde de la muralla, en un charco de sangre. El soldado de cara roja todavía estaba temblando, pero no lo quitaron.
Pierre corrió escaleras abajo.
"¡No, ahora lo dejarán, ahora se horrorizarán por lo que han hecho!" pensó Pierre, siguiendo sin rumbo fijo a la multitud de camillas que se alejaban del campo de batalla.
Pero el sol, cubierto de humo, todavía estaba alto, y adelante, y especialmente a la izquierda de Semenovsky, algo bullía en el humo, y el estruendo de los disparos, los disparos y los cañonazos no solo no se debilitaron, sino que se intensificaron hasta el punto. de desesperación, como un hombre que, esforzándose, grita con todas sus fuerzas.
La acción principal de la Batalla de Borodino tuvo lugar en el espacio de mil sazhens entre Borodino y las flechas de Bagration. (Fuera de este espacio, por un lado, los rusos hicieron una demostración de la caballería de Uvarov en medio del día, por otro lado, más allá de Utitsa, hubo un choque entre Poniatowski y Tuchkov; pero estos eran dos separados y acciones débiles en comparación con lo que sucedió en el medio del campo de batalla.) En el campo entre Borodin y los rubores, cerca del bosque, en un tramo abierto y visible desde ambos lados, tuvo lugar la acción principal de la batalla, en el más simple , forma más sencilla.
La batalla comenzó con un cañoneo de ambos lados de varios cientos de armas.
Luego, cuando todo el campo estaba cubierto de humo, en este humo (del lado de los franceses) dos divisiones, Desse y Compana, se movieron a la derecha hacia los rubores, y a la izquierda los regimientos del Virrey a Borodino.
Desde el reducto de Shevardinsky, en el que se encontraba Napoleón, las flechas estaban a una versta de distancia, y Borodino estaba a más de dos verstas en línea recta, por lo que Napoleón no podía ver lo que estaba sucediendo allí, especialmente porque el humo, fusionándose con la niebla, ocultaba todo terreno. Los soldados de la división Desse, dirigidos a las fleches, sólo fueron visibles hasta que descendieron bajo el barranco que los separaba de las fleches. Tan pronto como descendieron a la quebrada, el humo de los disparos de escopeta y fusil en los fogonazos se hizo tan denso que cubrió toda la elevación de ese lado de la quebrada. Algo negro parpadeó a través del humo, probablemente personas y, a veces, el brillo de las bayonetas. Pero tanto si se movían como si estaban de pie, si eran franceses o rusos, era imposible verlos desde el reducto de Shevardinsky.
El sol se elevó brillantemente y golpeó con rayos oblicuos justo en la cara de Napoleón, quien miró por debajo del brazo los rubores. El humo se deslizó frente a las descargas, y ahora parecía que el humo se movía, ahora parecía que las tropas se movían. Detrás de los disparos, a veces se escuchaban los gritos de la gente, pero era imposible saber qué hacían allí.
Napoleón, de pie sobre el montículo, miró hacia la chimenea, y en el pequeño círculo de la chimenea vio humo y gente, a veces los suyos, a veces rusos; pero donde fue que vio, no supo cuando volvió a mirar con un simple ojo.
Descendió del montículo y comenzó a caminar arriba y abajo frente a él.
De vez en cuando se detenía, escuchaba los disparos y se asomaba al campo de batalla.
No sólo desde el lugar de abajo donde se encontraba, no sólo desde el montículo en el que ahora se encontraban algunos de sus generales, sino también desde las mismas flechas, en las que ahora estaban juntos y alternativamente ahora rusos, ahora franceses, muertos, heridos y vivos, soldados asustados o angustiados, era imposible entender lo que se estaba haciendo en este lugar. En el transcurso de varias horas, en este lugar, en medio de los disparos incesantes, rifles y cañones, aparecieron ahora solo rusos, luego solo franceses, luego soldados de infantería, luego soldados de caballería; Aparecieron, cayeron, dispararon, chocaron, sin saber qué hacer el uno con el otro, gritaron y corrieron hacia atrás.
Desde el campo de batalla, sus ayudantes enviados y los ordenanzas de sus mariscales saltaban constantemente a Napoleón con informes sobre el progreso del caso; pero todos estos informes eran falsos: tanto porque en el fragor de la batalla es imposible decir lo que está pasando en un momento dado, como porque muchos ayudantes no llegaron al lugar real de la batalla, pero transmitieron lo que escucharon de otros; y también porque mientras el ayudante pasaba aquellas dos o tres verstas que lo separaban de Napoleón, las circunstancias cambiaron y las noticias que traía ya se hacían falsas. Entonces, un ayudante del virrey llegó con la noticia de que Borodino estaba ocupado y que el puente sobre Kolocha estaba en manos de los franceses. El ayudante le preguntó a Napoleón si ordenaría que las tropas se fueran. Napoleón ordenó hacer fila al otro lado y esperar; pero no solo mientras Napoleón daba esta orden, sino que incluso cuando el ayudante acababa de salir de Borodino, los rusos ya habían recuperado y quemado el puente, en la misma batalla en la que Pierre participó al comienzo de la batalla.
... bta Gorda y el Golfo de California. En el segmento canadiense, el límite de las mismas dos placas es la falla Queen Charlotte, un sistema de transformación del tipo "arco de cresta". La zona de subducción de las Aleutianas demuestra otro caso, cuando la curvatura del arco en combinación con la dirección de la subducción juega un papel decisivo: a lo largo del arco de este a oeste, la subducción se vuelve cada vez más oblicua y, finalmente, cerca de las islas Commander, pasa a un desplazamiento transformante
27. Estructura profunda de las zonas de subducción.
La subducción es un proceso en el que la litosfera continental y oceánica o la litosfera oceánica y oceánica convergen en un límite convergente. Cuando se mueven en sentido contrario, la placa litosférica más pesada (siempre oceánica) pasa por debajo de otra, y luego se hunde en el manto.
A finales de los años 50. G. Stille sugirió que la formación de canales de aguas profundas, las anomalías de gravedad negativa que las acompañan y las zonas focales sísmicas que se extienden hacia el manto están asociadas con la subducción oblicua de la corteza oceánica; a cierta profundidad, se derrite, dando lugar a cadenas volcánicas que se extienden paralelas a la depresión.
De acuerdo con la naturaleza de las secciones interactuantes de la litosfera, las zonas de subducción se dividen en 2 tipos: zonas continentales marginales (tipos andino, sonda y japonés) y zonas oceánicas (tipo mariano). Los primeros se forman donde la litosfera oceánica se subduce debajo del continente, los segundos, durante la interacción de dos secciones de la litosfera oceánica.
La estructura y el régimen de subducción de las zonas marginales continentales son diversas. El andino, el más largo de ellos (alrededor de 8000 km), se caracteriza por la subducción de suave pendiente de la litosfera oceánica joven, el predominio de las tensiones de compresión y la formación de montañas en el flanco continental.
El arco de Sunda se distingue por la ausencia de tales tensiones, lo que hace posible el adelgazamiento de la corteza continental, cuya superficie se encuentra principalmente por debajo del nivel del mar; es subducida por la litosfera oceánica más antigua, que se profundiza en un ángulo más pronunciado.
Las zonas de subducción del tipo japonés también pueden considerarse una variedad de zonas marginales continentales, una idea de la cual da la intersección que pasa por la Fosa de Japón - Honshu - el Mar de Japón. Es característica la presencia de una cuenca marina marginal con áreas de corteza neoformada de tipo oceánico o suboceánico. Los datos geológicos, geofísicos y paleomagnéticos permiten rastrear la apertura del mar marginal de Japón como una franja de litosfera continental separada del margen asiático. Curvándose gradualmente, se convirtió en el arco de la isla japonesa.
Durante la formación de zonas de subducción de tipo oceánico (mariano), la litosfera oceánica más antigua (y por lo tanto más poderosa y pesada) se subduce debajo de la más joven, en cuyo borde se forma un arco de islas. Ejemplo: el sistema de las Antillas del Sur.
28. Cinemática de subducción, principales variantes. (algo así como patrones de colocación)
La base es el deslizamiento horizontal de 2 placas litosféricas, así como el hundimiento gravitatorio de una con flotabilidad negativa sobre la astenosfera.
Tres vectores de movimiento principales: vectores de deslizamiento dirigidos horizontalmente (2) y vectores descendentes de hundimiento gravitacional.
Según los cálculos, la corteza oceánica pierde su flotabilidad + a una edad de 10 millones de años: la densidad aumenta en relación con la astenosfera subyacente.
El desplazamiento ofensivo opuesto de la bisagra de la placa en subducción es impedido por la parte sumergida de la placa, anclada en el manto.
Los vectores del movimiento horizontal de las placas litosféricas se pueden orientar tanto en ángulo recto como en ángulo agudo con respecto a la fosa. Con la subducción oblicua, se desarrollan cizalladuras longitudinales a lo largo del límite: el arco de Sunda
A altas velocidades de movimiento de la placa superior + el lugar donde se subduce la litosfera oceánica relativamente ligera o engrosada, la placa superior avanza más allá de la línea de bisagra de la placa inferior y la superpone. Se forma una parte cercana a la superficie de pendiente muy suave de la zona de Benioff, expresada característicamente bajo el segmento central de los Andes.
Regla de ortogonalidad de subducción, su explicación y uso.
La convergencia de las placas litosféricas durante la subducción se produce en una dirección que corta el rumbo de la tolva en un ligero ángulo. (<60 в 80% случаев)
La resistencia friccional a la subducción es mínima en un ángulo relativo de 90 y aumenta a medida que el ángulo disminuye a 45, esto se ve como una justificación dinámica de la ortogonalidad.
Durante el Paleógeno, la subducción de la Placa de Farallón ocurrió en ángulos cada vez más agudos con respecto a la Cordillera y los márgenes continentales andinos, la separación de las placas de Juan de Fuca, Cocos, Nazca, que en consecuencia se subducen casi ortogonalmente.
Si la influencia externa cambia abruptamente de dirección, entonces la subducción anterior muere y se forma una nueva debido a la falla transformante orientada.
La regla se utiliza en las reconstrucciones paleotectónicas para resolver el problema inverso: la dirección más probable de convergencia de las placas litosféricas se determina a lo largo del rumbo de la antigua zona de subducción.
29. Zonas focales sísmicas de Benioff. Su profundidad, perfiles, estructuras, tensiones en los centros.
Una manifestación sorprendente de la subducción moderna son las zonas focales sísmicas, un conjunto de fuentes sísmicas que se adentran oblicuamente en las profundidades. Las fuentes sísmicas están confinadas a la losa litosférica en subducción y, junto con ella, penetran en la astenosfera, a veces atravesándola por completo. En 1949-1955. X. Benioff del Instituto de Tecnología de California que resume el trabajo sobre zonas focales sísmicas. Por lo tanto, recibieron su nombre.
Profundidad de las zonas de Benioff. Comparando la ubicación de las fuentes sísmicas con los resultados de la tomografía sísmica para la misma zona de subducción, se puede estar convencido de que el hundimiento de la litosfera primero, hasta cierta profundidad, genera fuentes de vibraciones elásticas, y luego continúa como un proceso sísmico. Esto está determinado por la disminución de las propiedades elásticas de la litosfera en subducción a medida que se calienta. La profundidad de las zonas de Benioff depende principalmente de la madurez de la litosfera oceánica en subducción, que aumentó su espesor y se enfrió con la edad.
El segundo regulador importante de la profundidad de las zonas de Benioff es la tasa de subducción. A altas velocidades (9-10,5 cm/año), incluso la litosfera con una edad de 80-40 millones de años conserva sus propiedades elásticas hasta profundidades de unos 600 km.
Ejemplo: la profundidad de uno de los focos sísmicos más extensos, el andino, disminuye de 600 km en su parte central a 150-100 km en los flancos. Los cambios ocurren discretamente según la segmentación de esta zona de subducción.
La distribución vertical de las fuentes sísmicas en las zonas de Benioff es extremadamente desigual. Su número es máximo en la parte superior de la zona, disminuye exponencialmente a profundidades de 250-300 km y luego aumenta, dando un pico en el rango de 450 a 600 km.
La dirección de la pendiente de las zonas de Benioff. Siguiendo a los débiles, todas las zonas de Benioff están orientadas oblicuamente. En los sistemas marginales continentales, incluidos los sistemas complejos de tipo japonés, la losa siempre se hunde hacia el continente, ya que es la litosfera oceánica la que subduce. Aquí, con la interacción convergente de dos placas de la litosfera oceánica, se hunde la más antigua, y por tanto más gruesa y pesada. La correspondiente zona de Benioff está así inclinada bajo la litosfera oceánica más joven, dondequiera que se encuentre.
Perfil de las zonas de Benioff. La pendiente de cada zona focal sísmica cambia con la profundidad según la configuración de la losa trazada por tomografía sísmica. Pequeños ángulos de inclinación en la superficie (35-10°) aumentan con la profundidad: al principio muy ligeramente, luego suele seguir una clara inflexión, después de lo cual es posible un aumento gradual adicional en la inclinación, hasta casi la vertical. Se considera que la razón del aumento desigual en la pendiente de la losa (y la zona focal sísmica) al entrar en el manto y las correspondientes inflexiones de su perfil es la compactación de las rocas de la litosfera en subducción debido a la transición de fase de los minerales. .
Distribución de las zonas de benioff.
cerca de la superficie- debajo de la fosa de aguas profundas, ya menudo en su marco oceánico - los centros están ubicados dentro de la litosfera, principalmente en sus partes superiores (extensión).
Abajo, a una profundidad de hasta 15 km., la subducción puede ser asísmica.
Más profundo, donde la placa en subducción sale del contacto con el ala litosférica colgante, y luego se sumerge en la astenosfera, todos los focos son nuevamente dentro de la losa.
Finalmente aún más profundo la zona de Benioff continúa como una cadena de focos en la parte superior de la litosfera, formada durante la compresión a lo largo de la pendiente de la losa.
La sismicidad sobre las zonas de Benioff está determinada principalmente por el espesor de la litosfera en la pared colgante, así como por la distribución e intensidad del flujo de calor que la atraviesa. En los arcos de islas, la sismicidad sobre la zona de Benioff, comenzando en la trinchera, se rastrea lateralmente durante 500 km o más. Estas son predominantemente fuentes poco profundas La distribución regular de las fuentes sísmicas, la zona de subducción japonesa
30. Estructura profunda de zonas de subducción según datos geofísicos.
Los métodos de sísmica, sismología, gravimetría, magnetometría, sondeo magnetotelúrico, geotermia, que se complementan mutuamente, proporcionan información directa sobre el estado profundo de la materia y la estructura de las zonas de subducción, que se pueden rastrear con su ayuda hasta el manto inferior.
El perfilado sísmico multicanal permite obtener perfiles estructurales de zonas de subducción hasta profundidades de varias decenas de kilómetros a alta resolución. En tales perfiles, se puede discernir el plano de falla principal de la zona de subducción, así como la estructura interna de las placas litosféricas a ambos lados de este plano de falla.
Usando métodos de tomografía sísmica, la litosfera en subducción se puede rastrear profundamente en el manto, ya que esta litosfera difiere de las rocas circundantes en propiedades elásticas más altas ("factor Q sísmico") y características de velocidad. Los perfiles muestran cómo la placa en subducción cruza la capa astenosférica principal. En algunas zonas, incluso debajo de Kamchatka, continúa oblicuamente, adentrándose en el manto inferior hasta una profundidad de 1200 km (Fig. 6.6). En otras zonas, en particular en Izu-Boninskaya, habiendo alcanzado la superficie del manto inferior (donde la viscosidad de las rocas a una profundidad de 670 km aumenta de 10 a 30 veces), la litosfera se dobla y luego sigue horizontalmente sobre esta superficie. . En general, los métodos de tomografía sísmica han logrado rastrear la parte subducida de las placas litosféricas oceánicas hasta 1800 km de largo, contados desde la fosa de aguas profundas. Con base en las tasas de subducción promedio, este es el resultado de una interacción convergente durante los últimos aproximadamente 25 Ma.
Las observaciones sismológicas de las fuentes de terremotos que se producen en la parte superior de las zonas de subducción (a una profundidad de varios cientos de kilómetros) proporcionan información extremadamente importante y forman poderosas zonas focales sísmicas inclinadas, las llamadas zonas de Benioff (ver 6.1.4).
31. Anomalías gravimétricas y magnéticas sobre zonas de subducción, distribución del flujo de calor.
Gravimetría: anomalías agudas de la gravedad, alargadas a lo largo de la zona de subducción, al cruzarla se reemplazan en una secuencia regular. Una anomalía positiva de hasta 40-60 mGl generalmente se rastrea en el océano frente a la fosa de aguas profundas, que está confinada al oleaje marginal. Es causado por la flexión anticlinal elástica de la litosfera oceánica al comienzo de la zona de subducción. A esto le sigue una anomalía negativa intensa (120-200, hasta 300 mG), que se extiende sobre la fosa de aguas profundas, desplazándose varios kilómetros hacia su pared de arco de islas. Esta anomalía se correlaciona con el relieve tectónico de la litosfera y, en muchos casos, con el engrosamiento del complejo sedimentario. Se observa una anomalía positiva alta (100-300 mG) al otro lado de la zanja de aguas profundas por encima del muro colgante de la zona de subducción. Una comparación de los valores de gravedad observados con los calculados confirma que este máximo gravitacional puede deberse a la subducción oblicua de rocas más densas en la astenosfera en relación con la litosfera fría. En los sistemas de arco de islas, la continuación del perfil de gravedad suele ir seguida de pequeñas anomalías positivas sobre la cuenca marina marginal.
Las observaciones geotérmicas revelan una disminución en el flujo de calor a medida que la litosfera relativamente fría se hunde bajo el borde del arco insular (o continental) de la fosa de aguas profundas. Sin embargo, además, a medida que nos acercamos al cinturón de volcanes activos, el flujo de calor aumenta considerablemente.
La subducción moderna también encuentra expresión en los datos magnetométricos. En los mapas de anomalías magnéticas lineales en la cuenca de tipo oceánico, se distinguen claramente sus límites tectónicos de naturaleza de fisura y subducción. Si en relación con las primeras anomalías lineales de la corteza oceánica están de acuerdo (paralelas a ellas), entonces los límites de subducción son secantes, cortan los sistemas de anomalías en cualquier ángulo, dependiendo de la interacción convergente de las placas litosféricas.
Cuando la litosfera oceánica se hunde en una fosa de aguas profundas, la intensidad de las anomalías lineales a menudo disminuye varias veces, lo que presumiblemente se explica por la desmagnetización de las rocas debido a las tensiones de flexión. En otros casos, las anomalías se pueden rastrear hasta el límite convergente e incluso más allá. En la fig. La figura 6.12 muestra un mapa del campo magnético de uno de los segmentos de la Fosa Centroamericana (16-17°N). Las anomalías lineales de la corteza oceánica, que aquí es del Mioceno, se alargan en la dirección SE-NW, cruzan el eje de la fosa de aguas profundas y luego se trazan debajo de la pared colgante de la zona de subducción en una banda de unos 25 km de ancho. La litosfera oceánica que se hunde hasta las profundidades parece brillar a través de los complejos sedimentarios del margen continental arrugado en pliegues. Aún más, donde se sumerge bajo una gruesa corteza de granito-gneis, se pierden las anomalías lineales.
32. Magmatismo de zonas de subducción, patrones de su ubicación.
Ubicación: La relación espacial de los poderosos cinturones del vulcanismo moderno con las fosas de aguas profundas, las zonas de Benioff y otras manifestaciones de subducción es bastante distinta. En el ejemplo de los volcanes en Japón, se encontró que las cadenas de volcanes activos se ubican por encima de la parte de profundidad media de la zona focal sísmica. Más tarde quedó claro que este es un patrón que se puede rastrear en todas las zonas de subducción. La profundidad de la zona focal sísmica inclinada debajo de los volcanes varía de 60 a 350 km, pero el máximo de actividad magmática se observa en el intervalo de 100 a 200 km. La distancia de los volcanes a la fosa está inversamente relacionada con la pendiente de la zona focal sísmica. Cuanto mayor es el ángulo de inclinación, más cerca de la tolva se manifiesta el vulcanismo, este patrón se mantiene a nivel mundial. La línea que limita el cinturón volcánico desde el lado de la fosa se llama frente volcánico: 120-250 km desde la fosa de aguas profundas. En el lado opuesto, el límite de los cinturones volcánicos no es tan nítido. El ancho total de los cinturones volcánicos de subducción varía desde varias decenas de kilómetros hasta 175-200 km, en algunos lugares incluso algo más.
Raíces profundas: dado que a las profundidades apropiadas la losa se mueve a través de la materia astenosférica y las fuentes sísmicas se encuentran dentro de ella, una disminución de la sismicidad bajo los volcanes probablemente signifique una disminución en las propiedades elásticas de la litosfera en subducción durante la separación de fluidos o incluso la fusión parcial. Esta sección de generación de magma de la zona de subducción es la región donde los procesos de generación de magma apenas comienzan a continuar por encima de la losa de subducción en la cuña del manto y la corteza terrestre hasta las cámaras de magma cercanas a la superficie en el sótano de los volcanes. Las raíces profundas del cinturón volcánico, marcadas por una disminución en la velocidad y las características elásticas de las rocas, están claramente rastreadas por tomografía sísmica, hasta la superficie de la losa.
Detalles de la composición de los magmas por encima de las zonas de subducción.
La composición de las rocas volcánicas está influenciada por:
Lateral: potasio, rubidio estroncio aumenta en la profundidad de subducción, Fe/Mg disminuye
La tholeita (basalto tholeiítico, dacita ferruginosa) se reemplaza por calcoalcalina (alúmina-basalto-riolita) en la dirección de la depresión en t, y shoshonítica (basalto shoshonita-traquita) en la parte posterior del arco.
MINERAL: Au, Cr, Ni, Cu-Zn? Pb, Mo - bajo el arco Sn-Wo-U
(probablemente en el mismo lugar...)47. Detalles de la composición de los magmas por encima de las zonas de subducción.
La formación de magmas que alimentan el vulcanismo subductivo involucra una sustancia que se separa de la litosfera oceánica que se hunde, de las rocas de la cuña astemosférica ubicada sobre ella, así como de las rocas del manto y de la corteza de la litosfera de ala colgante, que le sirve de base. del cinturón volcánico. Se considera que una característica específica importante de la formación de magma durante la subducción es el movimiento de la sustancia de la corteza oceánica, incluida su cubierta sedimentaria, en las profundidades del maitia, que imparte las características geoquímicas correspondientes a los magmas del manto. Además, una gran cantidad de agua, que se introduce en este caso, cambia radicalmente las condiciones para la fusión parcial de las peridotitas por encima de la zona de subducción. A juzgar por los experimentos de laboratorio, es posible la separación directa no solo de basalto, sino también de fundidos andesíticos del manto "inundado". A pesar de la diversidad de volcánicas de subducción, que incluyen una amplia gama de rocas de la serie tholeita, calco-alcalina y shoshonita, su especificidad geoquímica en muchos casos permite distinguir estas rocas de rocas volcánicas similares de otro origen.
33. Acreción por subducción y erosión por subducción, su expresión geológica.
El efecto tectónico de la interacción de las placas litosféricas en diferentes zonas de subducción y, a menudo, en segmentos vecinos de la misma zona, difiere. Dependiendo de esto, se puede distinguir entre el régimen de acreción por subducción, el régimen de erosión por subducción (tectónica) y también el régimen neutral.
Hay otro mecanismo para la construcción del arco de islas o margen continental. Parte del material sedimentario que se adentra con la placa oceánica también se retrasa, separándose de ella y apilándose desde abajo hacia el muro colgante de la zona de subducción, se estudió la estructura escamosa resultante con múltiples repeticiones de los mismos fragmentos de la sección estratigráfica. en detalle en el cinturón de acreción Cretácico de Shimanto (Japón).
Erosión. El modo de erosión por subducción se expresa por el corte del ala colgante bajo la acción de la placa litosférica en subducción, que arrastra los productos de destrucción a una profundidad. Junto con la acumulación de subducción, este es uno de los dos principales regímenes de subducción tectónica.
Los perfiles sísmicos son una importante fuente de información. En 1986, se interpretaron las correlaciones reveladas por el perfil bajo el talud del arco de islas de la Fosa de Japón. 1er signo de erosión: No hay un prisma de acreción moderno aquí. La estructura del ala colgante (isla-arco) atestigua la erosión tectónica. Se trata de una serie estratificada de edad cretácica inclinada desde la fosa, que está cortada en profundidad por una superficie de contacto tectónico de suave pendiente: la erosión del ala colgante se produce desde abajo. Se considera que la consecuencia de tal erosión es la disminución de la pendiente del arco de la isla, establecida a lo largo de las columnas de pozos.
Con un desarrollo a largo plazo, la erosión por subducción corta los elementos del arco insular más cercano a la fosa de aguas profundas o al margen activo del continente, mientras que los cinturones volcánicos moribundos se desplazan más y más cerca del límite convergente. 2do
2 mecanismos de erosión:
La erosión basal implica el impacto mecánico de la losa de subducción en la superficie inferior del ala colgante de la zona de subducción (ver Fig. 6.27, A). Esta ala se erosiona desde abajo, lo que conduce a una disminución de su grosor y al descenso correspondiente.
Erosión frontal: corte del borde frontal del ala colgante por una placa de subducción, captura y participación en la subducción de las rocas que forman este borde. Es especialmente notable donde se forma un relieve tectónico diseccionado, un sistema de grabens y horsts, en una placa en subducción durante su flexión.
Régimen de subducción neutral: un régimen en el que la subducción no va acompañada de acreción o erosión tectónica, este es un fenómeno raro.
34. Identificación y reconstrucción de antiguas zonas de subducción.
La presencia de antiguas zonas de subducción puede determinarse por la presencia de un prisma de acreción.
Además, las zonas de subducción tienen volcanismo específico. Una característica importante de la formación de magma durante la subducción es el movimiento del material de la corteza oceánica, incluida su cubierta sedimentaria, hacia las profundidades del manto, lo que imparte las características geoquímicas correspondientes a los magmas del manto. Además, una gran cantidad de agua, que se introduce en este caso, cambia radicalmente las condiciones para la fusión parcial de las peridotitas por encima de la zona de subducción. A juzgar por los experimentos de laboratorio, es posible la separación directa no solo de basalto, sino también de fundidos andesíticos del manto "inundado".
Por encima de las zonas de subducción hay afeolitas anómalas.
ofiolitas:
Su anomalía sobre las zonas de subducción -
Es típica la formación sedimentaria de cuencas de arco posterior, por un lado, cenizas volcánicas del cinturón magmático y, por otro, sedimentos continentales terrígenos del continente. El espesor de las arcillas pelágicas aquí es mucho mayor que en el océano.
Es posible determinar la dirección de subducción de formaciones de esquisto azul y esquisto verde. Las rocas de esquisto azul se forman en condiciones de temperaturas más bajas y presiones más altas.
35. Obducción de la litosfera oceánica y sus mecanismos propuestos.
La interacción normal de las litosferas continentales y oceánicas en los límites convergentes se expresa por subducción. Solo en algunos lugares y por un corto tiempo aparece tal combinación de condiciones tectónicas en las que la litosfera oceánica se eleva y empuja sobre el margen continental. En la actualidad, este proceso, aparentemente, no ocurre en ninguna parte, pero se ha establecido un episodio relativamente reciente (finales del Mioceno - Plioceno) en la unión de la dorsal chilena con el margen activo andino. En el momento del empuje, era una litosfera relativamente joven, de espesor medio y todavía ligeramente enfriada con una densidad media relativamente baja y, por lo tanto, de acuerdo con la isostasia, posición hipsométrica alta es una condición necesaria para la obducción.
La obducción, por regla general, va acompañada de un efecto metamórfico dinamotérmico de las peridotitas calientes, que forman la parte inferior de la placa litosférica, sobre las rocas del autóctono.
Mecanismos de obducción:
La obducción en el borde de una cuenca oceánica ocurre tanto en sus márgenes activos como pasivos. Este es un modelo de obducción cuando una dorsal en expansión choca con un margen continental activo. Si la cresta se extiende aproximadamente paralela al margen, entonces, en el curso de la subducción, la placa continental se superpondrá a su flanco más cercano y entrará en contacto con el borde levantado del otro flanco, que como resultado puede resultar empujado. Un ejemplo es la absorción de la dorsal chilena.
Obducción durante el cierre de cuencas de tipo oceánico. Las condiciones geológicas de ubicación de muchos fragmentos obducidos de la litosfera oceánica cerca de suturas ofiolíticas profundas del Mediterráneo-Himalaya y otros cinturones plegados permiten asociar su origen con el cierre de pequeñas cuencas oceánicas como el Mar Rojo. Si la apertura de tales cuencas se reemplaza directamente por su contracción, entonces un alto flujo de calor favorece la descamación de las placas litosféricas. La alta posición hipsométrica de la litosfera oceánica joven y los hombros sumergidos de la corteza continental adelgazada en los bordes de tales cuencas en expansión contribuyen a la obducción. Cuando el encuadre continental está completamente cerrado, la costura estructural se eleva y aparece una pendiente en el fondo de las cuencas epicontinentales adyacentes, lo que asegura un mayor movimiento gravitatorio de las placas obducidas de la litosfera oceánica, acompañado de la formación de olistóstromos.
36. Áreas de colisión de la litosfera continental: relieve, estructura, movimientos, vulcanismo, características de profundidad.
Si la litosfera continental se acerca al límite convergente desde ambos lados, entonces las rocas siálicas relativamente ligeras no se hunden en el manto, sino que entran en una interacción mecánica activa. La compresión intensa genera estructuras complejas, engrosamiento de la corteza y formación de montañas. En este caso, puede aparecer una estratificación tectónica interna de la litosfera, cuando se divide en placas que experimentan desplazamientos horizontales y deformaciones discordantes. , se desarrolla una colisión en el límite convergente en lugar de subducción, es decir, una colisión de placas litosféricas, un régimen geodinámico que actualmente se manifiesta principalmente a lo largo del cinturón plegado mediterráneo-himalaya de miles de kilómetros de largo. La colisión, los movimientos y las deformaciones asociadas con él son máximos en aquellos segmentos de este cinturón donde el margen sur de Eurasia se opone a las protuberancias de las placas continentales de Indostán y Arabia. En estos lugares se forman estrechamientos (torceduras) de la correa plegada.
La gran estructura del Himalaya y el Tíbet da una idea de una fase más madura y aún muy activa de la interacción de colisión de grandes unidades continentales. Comenzó en el Paleógeno hace 50-70 millones de años, cuando la litosfera oceánica, que separaba el subcontinente Indostán del margen de Eurasia, se hundió por completo debajo de ella. La pendiente de la zona de subducción predeterminó la vergencia sur de los plegamientos y cabalgamientos de la etapa de colisión. El contramovimiento de Indostán y Eurasia, cuya velocidad antes de la colisión alcanzó los 15-20 cm/año, continuó en el futuro. Al principio (antes del Oligoceno), se produjo a una velocidad de unos 10 cm/año, más tarde - 5 cm/año o menos, y la aproximación total después del inicio de la colisión supera los 2000 km.
La formación de montañas durante una colisión va acompañada de la acumulación de melaza espesa en las vaguadas frontales y entre montañas.
Movimiento longitudinal de macizos rocosos del cinturón de colisión. Durante la convergencia de placas litosféricas estructuralmente heterogéneas que consisten en partes continentales y oceánicas, así como cuando el margen continental interactúa con varias placas y microplacas diferentes, se observan transiciones a lo largo del rumbo desde zonas de colisión a zonas de subducción o viceversa. La continuación del sistema de colisión de Timor del sistema de subducción de Sunda, considerado anteriormente, puede servir como ejemplo. El complejo patrón estructural característico del cinturón mediterráneo-himalaya se explica por los contornos irregulares y la discrepancia geométrica mutua entre los márgenes continentales que forman este cinturón: el euroasiático, por un lado, el africano-árabe y el indostán, por el otro.
Las relaciones son más expresivas en la unión de los segmentos de colisión Anatolia-Cáucaso y subducción Egeo-Chipre, ya que allí coexiste una intensa compresión del cinturón plegado por delante del frente del indentador árabe con una extensión no menos intensa y estable por encima de la zona de subducción.
Deformaciones de colisión lejos del límite convergente. En condiciones geológicas favorables, las deformaciones por colisión se manifiestan no solo en la zona de interacción convergente de las placas litosféricas, sino también a cierta distancia. Por lo tanto, bajo la presión del orógeno de colisión de los Alpes, la cubierta de la plataforma del promontorio se desgarró a lo largo de las rocas plásticas del Triásico salino, se desplazó y se deformó con la formación del sistema de pliegues de las montañas Jura 50–150 km al noroeste
Colapso de orógenos de colisión. En el desarrollo de estructuras montañosas de colisión, la etapa de compresión, engrosamiento y levantamiento isostático de la corteza terrestre es seguida por la etapa de su extensión, adelgazamiento y hundimiento correspondiente (colapso orogénico). En los Alpes, donde la extensión moderna se manifiesta sismológicamente, se encontró que en las zonas centrales del orógeno comenzó hace 20 millones de años y coexistió durante mucho tiempo con deformaciones de compresión de pliegues y cabalgamientos en la periferia de la estructura montañosa. .
Acerca de los puntos calientes, en un montón:
La linealidad de las estructuras volcánicas y el envejecimiento regular de la edad en la Cordillera Imperial en el Océano Pacífico llevaron a W. Morgan (Morgan W.J.) en 1971 a crear un modelo de un punto caliente (del inglés hot spot) como un punto relativamente estacionario y anomalía térmica de larga duración en el manto. Es fuente de magmas enriquecidos en oligoelementos y alimenta los volcanes de las islas oceánicas y el interior de los continentes. En la superficie de la tierra, un punto caliente se refleja en una actividad volcánica anormalmente alta en el presente o en el pasado. Idealmente, esta es una cadena de volcanes modernos y antiguos, cuya edad envejece gradualmente en una dirección (rastro de un punto caliente, penacho), que se asocia con el "quemado" de una placa litosférica en movimiento. Cuando la placa se aleja del punto caliente, el volcán deja de estar activo, se apaga y, junto con la placa, se aleja del punto caliente. Un ejemplo clásico de un rastro de punto crítico sería una cadena de volcanes que se extiende en el Océano Pacífico desde Obruchev Rise con montes submarinos superpuestos, forma la Cordillera Imperial y sigue hasta el archipiélago de las islas de Hawái con volcanes activos (p. ej., Mauna Loa). Al mismo tiempo, esta idea original comenzó a aplicarse a cualquier estructura volcánica en el Océano Mundial, lo que, en opinión del autor de este manual, no está probado sin ambigüedades.
Puntos calientes y plumas del manto
En la década de 1970, J. Wilson y J. Morgan propusieron la hipótesis "Puntos calientes" y "chorros de manto (penachos)". La base son las observaciones en las cordilleras de Hawai e Imperial en el Océano Pacífico. El primero de ellos es una cadena de islas con volcanes extintos, finalizando en el sureste con volcanes activos de las islas de Hawai. Al principio, se articula con una cadena de altiplanicies volcánicas submarinas conocida como Cordillera Imperial. Así, vemos un patrón de migración regular en el tiempo y el espacio de los centros volcánicos. Wilson y Morgan explicaron este cuadro por el hecho de que bajo el p. Hawái está experimentando actualmente un chorro de manto caliente que atraviesa la astenosfera y la litosfera y ocupa una posición estacionaria. La placa del Pacífico se desplazó sobre este punto caliente, primero en el noroeste (Cordillera Imperial), y luego, a partir de 42 Ma, en dirección oeste-noroeste, mientras el chorro caliente la "perforaba" y creaba más y más volcanes nuevos.
Hay alrededor de 40 puntos calientes en los océanos y en los continentes, y las manifestaciones de actividad volcánica están asociadas con casi todos. Es característico el magma alcalino-basáltico que se origina en el manto no empobrecido, lo que indica la posición profunda de las "raíces" de los puntos calientes. Sobre la base de su estacionariedad, es posible determinar los movimientos no relativos, sino "absolutos" de las placas litosféricas, medidos en relación con los puntos calientes anclados en el manto.
También existe el concepto de superplumas, que se asocia a los procesos de aplastamiento y desintegración de los supercontinentes.
39. Pero no estoy seguro.
Hay dos métodos principales de iniciación y apertura de las zonas de ruptura. El concepto de rifting activo se basa en la idea tradicional de la primacía de lo ascendente
En 1951, Amstutz, en su trabajo sobre la tectónica de los Alpes, utilizó la palabra subducción para designar las condiciones que formaban la estructura más compleja de los Alpes. Después de eso, este término casi no fue utilizado por nadie durante los años 20. En la comprensión moderna de la tectónica de placas, el término subducción comenzó a usarse desde 1969. La subducción clásica de la tectónica de placas prevé la presencia de al menos un lado de la litosfera oceánica, que se opone a la subducción continental (colisión continente-continente).
Los límites de subducción son límites altamente sísmicos (casi siempre expresados en relieve como trincheras de aguas profundas), los choques más poderosos están confinados a ellos.
En geología, una zanja se llama zanja de subducción, todo lo demás es un canal.
¿Por qué la subducción no puede llamarse simplemente empuje inferior litosférico, un empuje? Esto se debe a la cinemática más compleja del proceso de subducción: la mayoría de las veces ambas placas se mueven en la dirección opuesta, con menos frecuencia una de las placas (la mayoría de las veces la superior) está inmóvil.
Ubicación geográfica de las zonas de subducción.
1. La mayoría de las zonas de subducción están ubicadas en el borde del Océano Pacífico (con la excepción de algunas zonas). Esto se debió al hecho de que a principios del Mesozoico, en la etapa tardía del desarrollo de Pangea, había una zona de subducción anular a su alrededor: comenzaba cerca de Australia, cubría Pangea casi por completo al sur del norte de Eurasia y giraba hacia el interior. el anillo a lo largo del borde sur del norte de Eurasia.
2. Zonas de subducción puramente geográficas en el Atlántico: en las Antillas Menores y las Antillas del Sur (arco Scotia). Pero estas zonas de subducción no son primarias: el arco de Scotia solía correr a lo largo de la frontera occidental de los Andes (es decir, en el Océano Pacífico), y luego sobresalía hacia el Océano Atlántico y fue aislado del Océano Pacífico por una subducción posterior. zona. Lo mismo sucedió con las Antillas Menores.
3. Desde el Océano Pacífico hasta Gibraltar (de sureste a noroeste) - cola desde el borde del Pacífico:
· La zona de subducción de Sunda es actualmente la más activa, provocando tsunamis y terremotos. La litosfera oceánica de la compleja placa Indo-Australiana se está subduciendo bajo la litosfera continental adelgazada de la unidad euroasiática.
· La frontera de colisión del Tíbet: la compleja placa indoaustraliana se fusiona con su parte continental euroasiática.
· Zona de subducción de Makran (sur de Pakistán) - la parte oceánica de la placa Indo-Australiana y la placa Euroasiática.
· Colisión Zagros.
· Zona de subducción del Mediterráneo Oriental (Mar Egeo - su cuenca de arco posterior).
· Colisión Grecia-Apeninos - El macizo continental del Adriático choca con Eurasia.
· Zona de subducción jónica (arco de islas de Calabria).
· Zona de Subducción de Gibraltar - La litosfera atlántica se subduce hacia el este bajo el continente.
Por lo tanto, se observa una estructura "punteada" de esta área de distribución de los límites de subducción.
Dentro del cinturón de subducción de larga duración, las zonas de subducción mueren y saltan. Solo en una sección de la cuenca del Pacífico hay una zona de subducción, que no ha cambiado desde su formación, casi en todos los Andes (excepto en Ecuador y Colombia).
Si la zona de subducción une la litosfera continental y oceánica, entonces la subducción pasa por debajo del continente. En la situación intraoceánica, la litosfera oceánica es de diferentes edades (zona de subducción de los Nuevos Híbridos, Tonga-Kermadec): la litosfera más antigua se hundirá bajo la más joven, porque es más frío, más denso.
