Ceea ce s-a format ca urmare a subducției. Zone de coliziune și subducție a plăcilor. Arc vulcanic - ce este

Condiții care determină dezvoltarea structurală a regiunii

Diferite structuri tectonice se dezvoltă în diferite moduri de tectogeneză tipice pentru ele. Natura însăși a regimului este determinată de condițiile tectonice care există într-un anumit teritoriu într-o anumită perioadă de timp geologic.

Principalii indicatori ai condițiilor tectonice sunt:

1) cantitatea de energie endogenă manifestată în regiunea dată;

2) magnitudinea dezechilibrului gravitațional al materiei din litosferă.

Belousov a identificat principalele condiții care determină dezvoltarea structurală a regiunii, care includ:

1) permeabilitatea litosferei pentru fluide lichide și gazoase;

2) forma magmatismului, compoziția lavei, volumul lavei;

3) procese de deformare, metamorfism și granitizare;

4) contrastul și gradul de intensitate al mișcărilor tectonice;

5) relația dintre amplitudinea totală a mișcărilor verticale pozitive și negative;

6) raportul dintre mișcările verticale și orizontale.

La granițele dintre emisfera oceanică și continentală se află cea mai mare centură mobilă a Pacificului din lume, lungimea sa este de aproximativ 56.000 km. Este împărțit în centura mobilă a Pacificului de vest și de est.

Emisfera continentală are o structură mai mozaică și mai complexă decât cea oceanică. Este format din 6 mase continentale separate separate de 4 depresiuni oceanice.

Masivele continentale formează 2 grupe: vest - Lumea Nouă și est - Lumea Veche.

Lumea Nouă - America de Nord, America de Sud, Antarctica - formează o centură care se întinde în direcția meridianului.

Lumea veche - Eurasia, Africa, Australia.

Granița de est este separată de granița de vest de depresiunea Oceanului Atlantic. Granița de est tinde să fie împărțită în 2 subgrupe: euro-africană, australo-asiatică.

Continentele sunt împărțite și în direcția latitudinală: emisfera nordică și sudică sunt separate de centura geosinclinală mediteraneană.

Interacțiunea plăcilor litosferice în mișcarea care se apropie, adică la limitele convergente, dă naștere proceselor tectonice care pătrund adânc în manta. Aceste procese sunt complexe și variate. Pe hărțile tectonice, aceste procese sunt exprimate prin zone de activitate tectonico-magmatică, cum ar fi arcele insulare, marginile continentale de tip andin și structurile montane pliate.

Există două tipuri principale de interacțiune convergentă a plăcilor litosferice: subducție și ciocnire.

Subducție se dezvoltă acolo unde crusta continentală și oceanică sau crusta oceanică și oceanică converg la limita convergentă, iar când se deplasează în sens opus, placa litosferică mai grea trece sub alta și apoi se scufundă în manta.

coliziune- ciocnirea plăcilor litosferice se dezvoltă acolo unde crusta continentală converge cu cea continentală; mișcarea lor în sens invers este dificilă și este compensată de deformarea litosferei, îngroșarea acesteia și formarea de sisteme pliate montane.

Obductie– deplasarea fragmentelor de scoarță oceanică până la marginea scoarței continentale. Apare extrem de rar.

Cutremurele și erupțiile vulcanice au loc tot timpul pe pământ. Există astfel de mișcări pe care o persoană nici măcar nu le simte. Aceste mișcări apar în mod constant, indiferent de teritoriu, anotimp. Munții se ridică și coboară, mările se ridică și coboară. Aceste procese sunt invizibile pentru ochiul uman, deoarece au loc lent, milimetru cu milimetru. Toate acestea se întâmplă din cauza unor fenomene precum răspândirea și subducția.

Subducție

Deci ce este? Subducția este un proces tectonic. Ca urmare a acestui proces, atunci când plăcile se ciocnesc, cele mai dense roci care alcătuiesc fundul oceanului se deplasează sub rocile mai ușoare ale continentelor și insulelor. În acest moment, se eliberează o cantitate incredibilă de energie - acesta este un cutremur. O parte din rocile care s-au scufundat la adâncimi mari, atunci când interacționează cu magma, începe să se topească, după care stropește la suprafață prin gurile vulcanice. Așa erupe vulcanii.

Subducția plăcilor litosferice este o parte integrantă a vieții planetei. Este la fel de important ca și respirația pentru o persoană. Este imposibil să opriți acest proces, deși mulți oameni mor în fiecare an din cauza unor astfel de mișcări.

zona de subducție

Clasificarea zonelor de subducție

Zonele de subducție sunt clasificate în funcție de caracteristicile structurale. Tipurile de subducție sunt împărțite în patru tipuri principale.

• tip andin. Acest tip este caracteristic coastei Pacificului din partea de est. Aceasta este o zonă în care crusta tânără nou formată a fundului oceanului la un unghi de patruzeci de grade cu viteză mare intră sub placa continentală.
• tip Sunda. O astfel de zonă este situată în locuri în care litosfera masivă antică a oceanului se afundă sub cea continentală. Ea pleacă într-un unghi abrupt. În mod obișnuit, o astfel de placă trece sub continentala, a cărei suprafață este mult mai mică decât nivelul oceanului.
• tip Mariana. Această zonă este formată prin interacțiunea a două secțiuni ale litosferei oceanice sau subducția lor.
• tip japonez. Acesta este tipul de zonă în care litosfera oceanică avansează sub arcul ensial al insulei.

Toate aceste patru tipuri sunt împărțite condiționat în două grupuri:

• Pacificul de Est (acest grup include doar tipul andin. Acest grup se caracterizează prin prezența unei mari margini a continentului);
• Pacificul de Vest (conține toate celelalte trei tipuri. Acest grup se caracterizează prin marginile suspendate ale arcului vulcanic al insulelor).

Pentru fiecare tip, unde are loc procesul de subducție, structurile principale sunt caracteristice, care există în mod necesar în diferite variații.

Pantă de arc anterior și șanț de apă adâncă

Șanțul de adâncime se caracterizează prin distanța de la centrul șanțului până la frontul vulcanic. Această distanță este în general de o sută până la o sută cincizeci de kilometri și este legată de unghiul la care este înclinată zona de subducție. În cele mai active părți ale marginii continentale, o astfel de distanță poate ajunge la trei sute cincizeci de kilometri.

Panta arcului anterior este formată din două baze - o terasă și o prismă. Prisma este partea de jos a pantei, este solzoasă ca structură și structură. De jos, se mărginește cu versantul principal, care iese la suprafață, în contact și interacționând cu sedimentele. Prisma se formează datorită stratificării sedimentelor în partea de jos. Aceste sedimente se suprapun scoarței oceanice și, împreună cu aceasta, coboară panta aproximativ patruzeci de kilometri. Așa se formează o prismă.

În zona dintre prismă și frontul vulcanic se află margini mari. Terasele sunt separate prin pervazuri. Pe secțiunile ușor înclinate ale unor astfel de terase sunt amplasate bazine de sedimentare; pe ele se depun sedimente vulcanice și pelagice. În zonele tropicale, astfel de terase pot dezvolta recife și pot expune roci cristaline de subsol sau blocuri străine.

Arc vulcanic - ce este?

Acest articol menționează termenul de insula sau arc vulcanic. Luați în considerare ce este. Centura activă din punct de vedere tectonic, care coincide cu zonele celor mai mari cutremure, este desemnată ca un arc insulei vulcanice. Este format din lanțuri în formă de arc de stratovulcani activi în prezent. Astfel de vulcani sunt caracterizați de erupții explozive. Acest lucru se datorează cantității mari de fluid din magma arcului insulei. Arcurile pot fi duble și chiar triple, iar o formă specială este un arc bifurcat. Curbura fiecărui arc este diferită.

Bazine periferice

Acest termen se referă la un bazin sau la un număr de astfel de bazine. Sunt semiînchiși și se formează între continent și arcul insulei. Astfel de bazine se formează datorită faptului că continentul este rupt sau o bucată mare este separată de el. În mod obișnuit, în astfel de bazine se formează crusta tânără.Acest proces de formare a crustei în bazine se numește răspândire a arcului din spate. - acesta este unul dintre tipurile de astfel de piscine, este împrejmuit. În ultimii ani, nu există informații noi că riftingul are loc undeva, de obicei este asociat cu faptul că zona de subducție este redirecționată sau sare brusc în alt loc.

În versiunea clasică, subducția se realizează în cazul unei coliziuni a două plăci oceanice, sau oceanice și continentale. Cu toate acestea, în ultimele decenii s-a dezvăluit că în timpul ciocnirii plăcilor litosferice continentale are loc și o placă litosferică sub alta, acest fenomen fiind numit subducție continentală. Dar, în acest caz, niciuna dintre plăci nu se scufundă în manta din cauza densității scăzute a crustei continentale. Ca urmare, plăcile tectonice sunt aglomerate și îngrămădite cu formarea de structuri muntoase puternice. Exemplul clasic este Himalaya.

Conform teoriei tectonicii plăcilor, mecanismul de subducție (reducerea și distrugerea scoarței oceanice) este compensat prin răspândire - mecanismul de formare a crustei oceanice tinere în crestele oceanice: Volumul crustei oceanice absorbit în zonele de subducție este egal. la volumul de crustă care se naște în zonele de răspândire. În același timp, în zonele de subducție, există o acumulare constantă a scoarței continentale din cauza acreției, adică decojirea și zdrobirea intensivă a stratului sedimentar din placa de subducție. Încălzirea scoarței subductive este, de asemenea, motivul dezvoltării pe scară largă a vulcanismului de-a lungul marginilor continentale active. Cel mai faimos în acest sens este Inelul de Foc al Pacificului. Absorbția pe scară largă a scoarței oceanice de-a lungul periferiei Oceanului Pacific indică procesul de reducere (închidere) a acestui cel mai vechi dintre bazinele oceanice existente în prezent ale planetei. Procese similare au avut loc în trecut. Astfel, anticul Ocean Tethys a început să se micșoreze față de Mezozoic și acum a încetat să mai existe odată cu formarea bazinelor reziduale, cunoscute acum sub numele de Marea Mediterană, Neagră, Azov și Caspică.

Cele mai cunoscute zone de subducție sunt situate în Oceanul Pacific: Insulele Japoneze, Insulele Kurile, Kamchatka, Insulele Aleutine, coasta Americii de Nord, coasta Americii de Sud. De asemenea zone de subducție sunt insulele Sumatra și Java din Indonezia, Antilele din Caraibe, Insulele Sandwich de Sud, Noua Zeelandă etc.

Clasificări ale zonelor de subducție

Există 4 tipuri de zone de subducție în funcție de caracteristicile structurale:

1. andină
2. Sunda;
3. Mariana;
4. Japonez;

Zona de subducție de tip andin (andin).- o zonă care se formează în care tânăra litosferă oceanică cu viteză mare și într-un unghi blând (aproximativ 35-40º față de orizont) se deplasează sub continent. Seria structurală laterală de la ocean până la continent cuprinde: creasta marginală - șanț - creasta litorală (uneori o ridicare subacvatică sau o terasă) - bazin frontal (vale longitudinală) - creasta principală (vulcanică) - bazin posterior (piemont anterior). Caracteristic coastei de est a Oceanului Pacific.

Zona de subducție de tip sondă- o zonă în care vechea litosferă oceanică este subdusă, mergând adânc într-un unghi abrupt sub crusta continentală subțiată, a cărei suprafață se află în principal sub nivelul oceanului. Seria structurală laterală include: umflătură marginală - șanț - arc insular nevulcanic (exterior) - bazin (jgheab) arc anterior - arc vulcanic (interior) - bazin arc posterior (marginal (mare marginală)). Arcul exterior este fie o prismă de acreție, fie o proeminență a subsolului aripii suspendate a zonei de subducție.

Zona de subducție de tip Mariana- o zonă formată în timpul subducției a două secțiuni ale litosferei oceanice. Seria structurală laterală include: o creastă marginală - un șanț (există destul de puțin material terigen) - o creastă de coastă, un arc nevulcanic - un bazin antearc (ca frontal) - un arc vulcanic ensimatic - un spate -bazin arc (sau unul interarc ca unul posterior pe o scoarta continentala subtiata sau oceanica nou formata).
Zona de subducție japoneză- zona de subducție a litosferei oceanice sub arcul insular ensial. Seria structurală laterală include: creasta marginală - șanț - creasta litorală (uneori ridicare subacvatică sau terasă) - bazin frontal (vale longitudinală) - creasta principală (vulcanică) - bazin arc posterior (mare marginală, marginală) cu crustă oceanică nou formată. sau de tip suboceanic .

Tipurile enumerate de zone de subducție sunt adesea combinate condiționat în 2 grupuri pe baza caracteristicilor morfologice:

• Pacificul de Est - aceasta include zona de tip andin. Prezența unei margini continentale active este caracteristică.
• Pacificul de Vest - aceasta include și alte tipuri de zone de subducție. Dezvoltarea în marginea suspendată a unui arc insulei vulcanice este caracteristică.

Elemente structurale de bază

în secțiune transversală zone de subducție de tip Pacific Pacific a iesi in evidenta:

1. șanțul de adâncime
2. panta antearcului

șanțul de adâncime

Distanța de la axa șanțului până la frontul vulcanic este de 100-150 km (în funcție de unghiul de înclinare al zonei de subducție, distanța ajunge la 350 km pe marginile continentale active). Această distanță corespunde unei adâncimi de tasare a plăcii de 100–150 km, unde începe formarea magmei. Lățimea zonei vulcanice este de aproximativ 50 km, în timp ce lățimea totală a întregii zone de activitate tectonică și magmatică este de 200-250 km (până la 400-500 km pe marginile continentale active).

Panta antearcului

Panta arcului anterior include 2 elemente principale:

1. prisma de acumulare
2. Terasă cu arc înainte

Subducție și magmatism

Sens

Vezi si

Scrieți o recenzie la articolul „Zona de subducție”

Note

Legături

Un fragment care caracterizează Zona de subducție

Pierre a observat cum, după fiecare lovitură, după fiecare înfrângere, o revigorare generală a izbucnit din ce în ce mai mult.
Ca dintr-un nor de tunete înaintat, din ce în ce mai des, din ce în ce mai strălucitoare fulgerau pe fețele tuturor acestor oameni (parcă în respingere față de ceea ce se întâmpla) fulgere de foc ascuns, aprins.
Pierre nu privea înainte pe câmpul de luptă și nu era interesat să știe ce se întâmplă acolo: era cu totul absorbit în a contempla acest foc, tot mai aprins, care în același fel (simțea) se aprindea în sufletul său.
La ora zece soldații infanteriei, care se aflau înaintea bateriei în tufișuri și de-a lungul râului Kamenka, s-au retras. Din baterie se vedea cum alergau înapoi pe lângă ea, purtând răniții pe arme. Un general cu alaiul său a intrat în movilă și, după ce a vorbit cu colonelul, privind furios la Pierre, a coborât din nou, ordonând capacului de infanterie, care stătea în spatele bateriei, să se întindă pentru a fi mai puțin expus la împușcături. În urma acesteia, în rândurile infanteriei, în dreapta bateriei, s-a auzit o tobă, strigăte de comandă, iar din baterie se vedea cum înaintează rândurile infanteriei.
Pierre se uită peste puț. O față în special i-a atras atenția. Era un ofițer care, cu o față palidă, tânără, mergea cu spatele, purtând o sabie coborâtă și privind neliniștit în jur.
Rândurile soldaților de infanterie au dispărut în fum, s-au auzit strigătele lor lungi și tragerile dese de arme. Câteva minute mai târziu, de acolo au trecut mulțimi de răniți și brancardieri. Obuzele au început să lovească bateria și mai des. Mai mulți oameni zăceau necurățați. Lângă tunuri, soldații se mișcau mai ocupați și mai vioi. Nimeni nu i-a mai dat atenție lui Pierre. O dată sau de două ori a fost strigat la el pentru că era pe drum. Ofițerul superior, încruntat pe față, se mișca cu pași mari și rapizi de la o armă la alta. Tânărul ofițer, înroșit și mai mult, a poruncit soldaților și mai sârguincios. Soldații au tras, s-au întors, au încărcat și și-au făcut treaba cu strălucire intensă. Au sărit pe drum, ca pe izvoare.
Un nor de tunete s-a mutat înăuntru și acel foc a ars strălucitor pe toate fețele, la care Pierre a privit aprinderea. Stătea lângă ofițerul superior. Un tânăr ofițer a alergat, cu mâna la shako-ul lui, la cel mai în vârstă.
- Am onoarea să vă raportez, domnule colonel, sunt doar opt acuzații, veți ordona să continuați să tragă? - el a intrebat.
- împuşcătură! - Fără să răspundă, strigă ofițerul superior, care se uita prin metereze.
Deodată s-a întâmplat ceva; ofițerul icni și, ghemuit, se așeză la pământ ca o pasăre împușcată în aer. Totul a devenit ciudat, neclar și tulbure în ochii lui Pierre.
Unul după altul, ghiulele fluieră și băteau la parapet, la soldați, la tunuri. Pierre, care nu auzise aceste sunete înainte, acum auzea doar aceste sunete singur. Pe partea bateriei, în dreapta, cu un strigăt de „Ura”, soldații alergau nu înainte, ci înapoi, așa cum i se păru lui Pierre.
Miezul a lovit chiar marginea puțului în fața căruia stătea Pierre, a turnat pământul și o minge neagră i-a fulgerat în ochi și, în aceeași clipă, sa plesnit în ceva. Miliția, care intraseră în baterie, a fugit înapoi.
- Toată bucăţica! strigă ofiţerul.
Subofițerul a alergat la ofițerul superior și, într-o șoaptă înspăimântată (în timp ce majordomul raportează proprietarului la cină că nu mai este nevoie de vin) a spus că nu mai sunt acuzații.
- Tâlhari, ce fac! strigă ofiţerul, întorcându-se către Pierre. Fața ofițerului superior era roșie și transpirată, iar ochii lui încrunți străluceau. - Fugi la rezerve, adu cutiile! strigă el, uitându-se furios în jurul lui Pierre și întorcându-se către soldatul său.
— Mă duc, spuse Pierre. Ofițerul, fără să-i răspundă, a mers cu pași lungi în cealaltă direcție.
- Nu trage... Stai! el a strigat.
Soldatul, căruia i s-a ordonat să meargă pentru acuzații, s-a ciocnit de Pierre.
„Oh, stăpâne, nu ești aici”, a spus el și a alergat jos. Pierre a alergat după soldat, ocolind locul unde stătea tânărul ofițer.
Unul, altul, o a treia lovitură a zburat peste el, lovită în față, din lateral, în spate. Pierre a alergat jos. "Unde sunt?" îşi aminti brusc, alergând deja spre cutiile verzi. Se opri, nehotărât dacă să meargă înapoi sau înainte. Deodată, o zguduire groaznică l-a aruncat înapoi la pământ. În aceeași clipă, strălucirea unui mare foc l-a luminat și în aceeași clipă s-a auzit un tunet asurzitor, trosnet și șuierat care răsună în urechi.
Pierre, trezindu-se, stătea pe spate, sprijinindu-și mâinile de pământ; cutia de lângă care se afla nu era acolo; pe iarba pârjolită zăceau doar scânduri verzi și zdrențe arse, iar calul, fluturând fragmentele puțului, se îndepărtă de el în galop, iar celălalt, ca și Pierre însuși, zăcea la pământ și țipă pătrunzător, zăbovitor.

Pierre, în afara lui de frică, a sărit în sus și a alergat înapoi la baterie, ca la singurul refugiu de toate ororile care îl înconjurau.
În timp ce Pierre intra în șanț, a observat că nu s-au auzit împușcături pe baterie, dar unii oameni făceau ceva acolo. Pierre nu a avut timp să înțeleagă ce fel de oameni erau. A văzut un colonel senior întins pe meterez cu spatele la el, parcă ar fi cercetat ceva dedesubt, și a văzut un soldat pe care l-a observat, care, spărgându-se de oamenii care îl țineau de mână, a strigat: „Fraților!” - și am văzut altceva ciudat.
Dar nu avusese încă timp să-și dea seama că colonelul fusese ucis, că strigătul „fraților!”. a fost un prizonier că în ochii lui un alt soldat era băionetat în spate. De îndată ce a fugit în șanț, un bărbat subțire, galben, cu fața transpirată, într-o uniformă albastră, cu o sabie în mână, a alergat spre el, strigând ceva. Pierre, apărându-se instinctiv de o împingere, din moment ce s-au lovit unul de celălalt fără să-l vadă, și-a întins mâinile și l-a prins pe acest om (era un ofițer francez) cu o mână de umăr, cu cealaltă mândru. Ofițerul, dând drumul sabiei, îl apucă pe Pierre de guler.
Timp de câteva secunde, amândoi s-au uitat cu ochi înspăimântați la fețele străine unul pentru celălalt, și amândoi nu mai erau în legătură cu ceea ce făcuseră și ce trebuiau să facă. „Sunt făcut prizonier sau el este luat prizonier de mine? gândi fiecare dintre ei. Dar, evident, ofițerul francez era mai înclinat să creadă că a fost luat prizonier, pentru că mâna puternică a lui Pierre, mânată de frica involuntară, îi strângea din ce în ce mai strâns gâtul. Francezul era pe cale să spună ceva, când deodată o ghiulea de tun le fluieră jos și îngrozitor peste cap și lui Pierre i se păru că capul ofițerului francez fusese rupt: a îndoit-o atât de repede.
Pierre și-a aplecat și capul și și-a dat drumul mâinilor. Nemai gândindu-se cine a prins pe cine, francezul a alergat înapoi la baterie, iar Pierre la vale, împiedicându-se de morți și răniți, care, i se părea, îl prindeau de picioare. Dar înainte de a avea timp să coboare, au apărut în întâmpinarea lui o mulțime densă de soldați ruși fugiți, care, căzând, poticnindu-se și strigând, au alergat veseli și violent spre baterie. (Acesta a fost atacul pe care Yermolov și-a atribuit-o, spunând că numai curajul și fericirea lui ar putea realiza această ispravă și atacul în care ar fi aruncat Crucile Sf. Gheorghe pe care le avea în buzunar pe movilă.)
Francezii, care ocupau bateria, alergau. Trupele noastre, strigând „Ura”, i-au gonit pe francezii atât de departe în spatele bateriei, încât a fost greu să-i oprească.
Din baterie au fost luați prizonieri, inclusiv un general francez rănit, care a fost înconjurat de ofițeri. Mulțimile de răniți, familiare și necunoscute lui Pierre, ruși și francezi, cu fețe desfigurate de suferință, au mers, s-au târât și s-au repezit din baterie pe o targă. Pierre a intrat în movilă, unde a petrecut mai bine de o oră, iar din acel cerc de familie care l-a luat, nu a găsit pe nimeni. Au fost mulți morți aici, neștiuți de el. Dar le-a recunoscut pe unii. Un tânăr ofițer stătea, încă ghemuit, la marginea meterezei, într-o baltă de sânge. Soldatul cu fața roșie încă tremura, dar nu a fost îndepărtat.
Pierre a alergat jos.
„Nu, acum o vor lăsa, acum vor fi îngroziți de ceea ce au făcut!” gândi Pierre, urmărind fără țintă mulțimile de targi care se mișcau de pe câmpul de luptă.
Dar soarele, acoperit de fum, era încă sus, iar înainte, și mai ales în stânga lui Semenovsky, ceva clocotea în fum, iar bubuitul împușcăturilor, împușcăturilor și tunurilor nu numai că nu slăbi, ci se intensifica până la punct. de disperare, ca un om care, încordându-se, țipă din toate puterile.

Acțiunea principală a bătăliei de la Borodino a avut loc în spațiul de o mie de sazhens între Borodino și fleches din Bagration. (În afara acestui spațiu, pe de o parte, rușii au făcut o demonstrație a cavaleriei lui Uvarov în mijlocul zilei, pe de altă parte, dincolo de Utitsa, a avut loc o ciocnire între Poniatowski și Tuchkov; dar aceștia erau doi separati și acțiuni slabe în comparație cu ceea ce s-a întâmplat în mijlocul câmpului de luptă. ) Pe câmpul dintre Borodino și bătăi, lângă pădure, într-o porțiune deschisă și vizibilă din ambele părți, acțiunea principală a bătăliei s-a desfășurat, în cel mai simplu. , cel mai nesofisticat mod.
Bătălia a început cu o canonadă din ambele părți de câteva sute de tunuri.
Apoi, când întreg câmpul a fost acoperit de fum, în acest fum (din partea francezilor) două divizii, Desse și Compana, s-au mutat în dreapta spre flanșuri, iar în stânga regimentele viceregelui la Borodino.
De la reduta Shevardinsky, pe care stătea Napoleon, fleches se aflau la o distanță de o verstă, iar Borodino era mai mult de două verste în linie dreaptă și, prin urmare, Napoleon nu putea vedea ce se întâmpla acolo, mai ales că fumul, contopindu-se cu ceața, ascundea tot terenul. Soldații diviziei Desse, îndreptați spre fleches, erau vizibili doar până coborau pe sub râpa care îi despărțea de fleches. De îndată ce au coborât în ​​râpă, fumul împușcăturilor de pușcă și de pușcă de pe blițuri a devenit atât de gros încât a acoperit întreaga înălțime de pe acea parte a râpei. Ceva negru pâlpâia prin fum - probabil oameni, iar uneori strălucirea baionetelor. Dar fie că se mișcau, fie că stăteau în picioare, fie că erau francezi sau ruși, era imposibil de văzut din reduta Shevardinsky.
Soarele a răsărit puternic și a bătut cu raze oblice chiar în fața lui Napoleon, care se uita de sub braț la îmbujorări. Fum s-a strecurat în fața pușilor, iar acum părea că fumul se mișcă, acum părea că trupele se mișcă. Din spatele împuşcăturilor se auzeau uneori strigătele oamenilor, dar era imposibil să ştii ce caută acolo.
Napoleon, stând pe movilă, se uită în horn, iar în cercul mic al hornului văzu fum și oameni, când ai lui, când ruși; dar unde a văzut, nu știa când s-a uitat din nou cu un ochi simplu.
A coborât din movilă și a început să meargă în sus și în jos în fața ei.
Din când în când se opri, asculta împușcăturile și se uita în câmpul de luptă.
Nu numai din locul de dedesubt unde stătea el, nu numai din movila pe care stăteau acum unii dintre generalii săi, ci și chiar din fleșurile, pe care se aflau acum împreună și alternativ acum ruși, acum francezi, morți, răniți și vii, soldați înspăimântați sau tulburați, era imposibil de înțeles ce se întâmpla în acest loc. În decurs de câteva ore, în acest loc, în mijlocul împuşcăturii neîncetate, puşcă şi tun, au apărut fie ruşi, fie francezi, fie soldaţi de infanterie, fie de cavalerie; au apărut, au căzut, au împușcat, s-au ciocnit, neștiind ce să facă unul cu celălalt, au strigat și au fugit înapoi.
De pe câmpul de luptă, adjutanții săi trimiși și comandanții mareșalilor săi au sărit constant la Napoleon cu rapoarte despre progresul cazului; dar toate aceste relatări erau false: atât pentru că în plină luptă este imposibil de spus ce se întâmplă la un moment dat, cât și pentru că mulți adjutanți nu au ajuns la locul real al luptei, ci au transmis ceea ce au auzit de la alții; și, de asemenea, pentru că în timp ce adjutantul trecea de acele două-trei verste care îl despărțeau de Napoleon, împrejurările s-au schimbat și vestea pe care o purta devenise deja falsă. Așa că un adjutant a venit de la vicerege cu vestea că Borodino a fost ocupat și podul de pe Kolocha era în mâinile francezilor. Adjutantul l-a întrebat pe Napoleon dacă va ordona trupelor să plece? Napoleon a ordonat să se alinieze de cealaltă parte și să aștepte; dar nu numai în timp ce Napoleon dădea acest ordin, ci chiar și când adjutantul tocmai părăsise Borodino, podul fusese deja recapturat și ars de ruși, chiar în bătălia la care a participat Pierre chiar de la începutul bătăliei.

... bta Gorda și Golful California. Pe segmentul canadian, limita acelorași două plăci este Falia Reginei Charlotte - un sistem de transformare de tip „arc-crestă”. Zona de subducție aleuțiană demonstrează un alt caz, când curbura arcului în combinație cu direcția de subducție joacă un rol decisiv: de-a lungul arcului de la est la vest, subducția devine din ce în ce mai oblică și, în cele din urmă, lângă Insulele Comandantului, trece într-o deplasare de transformare

27. Structura profundă a zonelor de subducție.

Subducția este un proces în care litosfera continentală și oceanică sau litosfera oceanică și oceanică converg la o limită convergentă. Când se mișcă în direcția opusă, placa litosferică mai grea (întotdeauna oceanică) trece sub alta și apoi se scufundă în manta.

Până la sfârșitul anilor 50. G. Stille a sugerat că formarea șanțurilor de adâncime, anomaliile gravitaționale negative care le însoțesc și zonele focale seismice care se extind în manta sunt asociate cu subducția oblică a scoarței oceanice; la o anumită adâncime, se topește, dând naștere lanțurilor vulcanice care se întind paralel cu jgheab.

În funcție de natura secțiunilor de interacțiune ale litosferei, zonele de subducție sunt împărțite în 2 tipuri: zone continentale marginale (tipurile andine, Sunda și japoneze) și zone oceanice (tipul Marian). Primele se formează acolo unde litosfera oceanică se subduce sub continent, cele doua - în timpul interacțiunii a două secțiuni ale litosferei oceanice.

Structura și regimul de subducție al zonelor marginale continentale sunt diverse. Andina, cea mai lungă dintre ele (aproximativ 8000 km), se caracterizează prin subducția în pantă ușoară a litosferei oceanice tinere, predominanța tensiunilor de compresiune și construirea munților pe flancul continental.

Arcul Sondei se remarcă prin absența unor astfel de solicitări, ceea ce face posibilă subțierea crustei continentale, a cărei suprafață se află în principal sub nivelul mării; este subdus de litosfera oceanică mai veche, care merge mai adânc la un unghi mai abrupt.

Zonele de subducție de tip japonez pot fi considerate și o varietate de zone marginale continentale, a căror idee este dată de intersecția care trece prin șanțul Japoniei - Honshu - Marea Japoniei. Caracteristică este prezența unui bazin marin marginal cu zone de crustă nou formată de tip oceanic sau suboceanic. Datele geologice, geofizice și paleomagnetice fac posibilă urmărirea deschiderii Mării marginale a Japoniei ca o fâșie de litosferă continentală separată de marginea asiatică. Curbându-se treptat, s-a transformat în arcul insulei japoneze.

În timpul formării zonelor de subducție de tip oceanic (Marian), litosfera oceanică mai veche (și prin urmare mai puternică și mai grea) subduce sub cea mai tânără, la marginea căreia se formează un arc insular. Exemplu: sistemul Antilelor de Sud.

28. Cinematica subducției, variante principale. (un fel de modele de plasare)

Baza este alunecarea orizontală a 2 plăci litosferice, precum și tasarea gravitațională a uneia cu flotabilitate negativă pe astenosferă.

Trei vectori principali de mișcare: vectori de alunecare direcționați orizontal (2) și vectorul descendent de scufundare gravitațională.

Conform calculelor, crusta oceanică își pierde flotabilitatea + la o vârstă de 10 milioane de ani - densitatea crește în raport cu astenosfera subiacentă.

Deplasarea opusă, ofensivă, a balamalei plăcii de subductie este împiedicată de partea scufundată a plăcii, ancorată în manta.

Vectorii mișcării orizontale a plăcilor litosferice pot fi orientați atât în ​​unghi drept, cât și în unghi ascuțit față de șanț. Cu subducția oblică, forfecarea longitudinală se dezvoltă de-a lungul graniței - arcul Sunda

La viteze mari de deplasare a plăcii superioare + locul în care litosfera oceanică relativ ușoară sau îngroșată se subduce, placa superioară avansează dincolo de linia balama a plăcii inferioare și o suprapune. Se formează o parte aproape de suprafață în pantă foarte ușor a zonei Benioff, exprimată în mod caracteristic sub segmentul central al Anzilor.

Regula ortogonalității subducției, explicația și utilizarea acesteia.

Convergența plăcilor litosferice în timpul subducției are loc într-o direcție care taie lovitura jgheabului la un unghi ușor. (<60 в 80% случаев)

Rezistența de frecare la subducție este minimă la un unghi relativ de 90 și crește pe măsură ce unghiul scade la 45, aceasta este văzută ca o justificare dinamică a ortogonalității.

În timpul Paleogenului, subducția plăcii Faraglion s-a produs la unghiuri din ce în ce mai ascuțite față de Cordillera și marginile continentale andine - separarea plăcilor Juan de Fuca, Cocos, Nazca - care, în consecință, subduc aproape ortogonal.

Dacă influența externă își schimbă brusc direcția, atunci prima subducție se stinge și se formează una nouă din cauza faliei de transformare orientată.

Regula este folosită în reconstrucțiile paleotectonice pentru a rezolva problema inversă: cea mai probabilă direcție de convergență a plăcilor litosferice este determinată de-a lungul loviturii zonei de subducție antice.

29. Zone focale seismice Benioff. Adâncimea, profilele, structurile, tensiunile lor în centre.

O manifestare izbitoare a subducției moderne sunt zonele focale seismice - un set de surse seismice care merg oblic la adâncime. Sursele seismice se limitează la placa litosferică subducătoare și, împreună cu aceasta, pătrund în astenosferă, uneori traversând-o complet. În 1949-1955. X. Benioff de la Institutul de Tehnologie din California rezumă lucrările privind zonele focale seismice. Prin urmare, ei au fost numiți după el.

Adâncimea zonelor Benioff. Comparând localizarea surselor de cutremur cu rezultatele tomografiei seismice pentru aceeași zonă de subducție, se poate convinge că tasarea litosferei mai întâi, la o anumită adâncime, generează surse de vibrații elastice, iar apoi continuă ca un proces aseismic. Aceasta este determinată de scăderea proprietăților elastice ale litosferei subductoare pe măsură ce se încălzește. Adâncimea zonelor Benioff depinde în principal de maturitatea litosferei oceanice subductive, care a crescut în grosime și s-a răcit odată cu vârsta.

Al doilea regulator important al adâncimii zonelor Benioff este rata de subducție. La viteze mari (9-10,5 cm/an), chiar și litosfera cu o vârstă de 80-40 de milioane de ani își păstrează proprietățile elastice până la adâncimi de aproximativ 600 km.

Exemplu: adâncimea uneia dintre cele mai extinse zone focale seismice, cea andină, scade de la 600 km în partea centrală la 150-100 km pe flancuri. Modificările apar discret în funcție de segmentarea acestei zone de subducție.

Distribuția verticală a surselor seismice în zonele Benioff este extrem de neuniformă. Numărul lor este maxim în vârful zonei, scade exponențial până la adâncimi de 250-300 km, apoi crește, dând un vârf în intervalul de la 450 la 600 km.

Direcția pantei zonelor Benioff. În urma celor slabi, toate zonele Benioff sunt orientate oblic. În sistemele marginale continentale, inclusiv sistemele complexe de tip japonez, placa se scufundă întotdeauna spre continent, deoarece litosfera oceanică este cea care subduce. Aici, odată cu interacțiunea convergentă a două plăci ale litosferei oceanice, cea care este mai veche, și deci mai groasă și mai grea, se scufundă. Zona Benioff corespunzătoare este astfel înclinată sub litosfera oceanică mai tânără, oriunde s-ar afla.

Profilul zonelor Benioff. Panta fiecărei zone focale seismice se modifică cu adâncimea în funcție de configurația plăcii trasate prin tomografie seismică. Unghiurile mici de înclinare la suprafață (35-10°) cresc odată cu adâncimea: la început foarte puțin, apoi urmează de obicei o inflexiune distinctă, după care este posibilă o creștere treptată în continuare a înclinării, până la aproape verticală. Motivul pentru creșterea neuniformă a abruptului plăcii (și a zonei focale seismice) care intră în manta și inflexiunile corespunzătoare ale profilului acesteia este considerată a fi compactarea rocilor din litosfera subductivă din cauza tranziției de fază a mineralelor. .

Distribuția zonelor benioff.

aproape de suprafata- sub șanțul de adâncime și adesea pe cadrul acestuia oceanic - centrele sunt localizate în interiorul litosferei, în principal în părțile sale superioare (extensie).

Mai jos, la o adâncime de până la 15 km, subducția poate fi aseismică.

Mai adânc, unde placa de subducție iese în contact cu aripa litosferică suspendată, și apoi se cufundă în astenosferă, toate focarele sunt din nou în interiorul plăcii.

În sfârșit și mai profund zona Benioff continuă ca un lanț de focare în partea superioară a litosferei, formate în timpul compresiunii de-a lungul pantei plăcii.

Seismicitatea peste zonele Benioff este determinată în principal de grosimea litosferei din peretele suspendat, precum și de distribuția și intensitatea fluxului de căldură care trece prin acesta. În arcurile insulare, seismicitatea peste zona Benioff, începând de la șanț, este urmărită lateral pe 500 km sau mai mult. Acestea sunt predominant surse de mică adâncime Distribuția regulată a surselor seismice, zona de subducție japoneză

30. Structura profundă a zonelor de subducție conform datelor geofizice.

Metodele seismice, seismologie, gravimetrie, magnetometrie, sondare magnetotelurică, geotermie, care se completează reciproc, oferă informații directe despre starea profundă a materiei și structura zonelor de subducție, care pot fi urmărite cu ajutorul lor până la mantaua inferioară.

Profilarea seismică multicanal face posibilă obținerea de profile structurale ale zonelor de subducție până la adâncimi de câteva zeci de kilometri la rezoluție mare. Pe astfel de profile, se poate discerne planul principal de falie al zonei de subducție, precum și structura internă a plăcilor litosferice de pe ambele părți ale acestui plan de falie.

Folosind metode de tomografie seismică, litosfera subductivă poate fi urmărită adânc în manta, deoarece această litosferă diferă de rocile din jur prin proprietăți elastice mai mari („factor Q seismic”) și caracteristici de viteză. Profilele arată modul în care placa de subductie traversează stratul astenosferic principal. În unele zone, inclusiv sub Kamchatka, continuă să urmeze oblic, mergând în mantaua inferioară până la o adâncime de 1200 km (Fig. 6.6). În alte zone, în special în Izu-Boninskaya, după ce a ajuns la suprafața mantalei inferioare (unde vâscozitatea rocilor la o adâncime de 670 km crește de 10-30 de ori), litosfera se îndoaie și apoi urmează orizontal deasupra acestei suprafețe. . În ansamblu, metodele de tomografie seismică au reușit să urmărească partea subdusă a plăcilor litosferice oceanice până la 1800 km lungime, numărând din șanțul de adâncime. Pe baza ratelor medii de subducție, acesta este rezultatul unei interacțiuni convergente pe ultimii aproximativ 25 Ma.

Informații extrem de importante sunt furnizate de observațiile seismologice ale surselor de cutremur care apar în partea superioară a zonelor de subducție (la o adâncime de până la câteva sute de kilometri) și formează zone focale seismice puternic înclinate - așa-numitele zone Benioff (vezi 6.1.4). ).

31. Anomalii gravimetrice și magnetice asupra zonelor de subducție, distribuția fluxului de căldură.

Gravimetrie: anomalii ascuțite ale gravitației, alungite de-a lungul zonei de subducție, la traversarea acesteia sunt înlocuite într-o secvență regulată. O anomalie pozitivă de până la 40-60 mGl este de obicei urmărită în ocean, în fața șanțului de adâncime, care se limitează la umflarea marginală. Este cauzată de îndoirea elastică anticlinală a litosferei oceanice la începutul zonei de subducție. Urmează o anomalie negativă intensă (120-200, până la 300 mG), care se extinde peste șanțul de adâncime, fiind deplasată cu câțiva kilometri către peretele său insular-arc. Această anomalie se corelează cu relieful tectonic al litosferei și, în multe cazuri, cu îngroșarea complexului sedimentar. O anomalie pozitivă ridicată (100-300 mG) este observată pe cealaltă parte a șanțului de apă adâncă deasupra peretelui suspendat al zonei de subducție. O comparație a valorilor observate ale gravitației cu valorile calculate confirmă că acest maxim gravitațional se poate datora subducției oblice a rocilor mai dense în astenosferă în raport cu litosfera rece. În sistemele insulă-arc, continuarea profilului gravitațional este de obicei urmată de mici anomalii pozitive peste bazinul marin marginal.

Observațiile geotermale relevă o scădere a fluxului de căldură pe măsură ce litosfera relativ rece se scufundă sub marginea arcului insulei (sau continentală) a șanțului de adâncime. Cu toate acestea, mai departe, pe măsură ce ne apropiem de centura vulcanilor activi, fluxul de căldură crește brusc.

Subducția modernă își găsește expresie și în datele magnetometrice. Pe hărțile anomaliilor magnetice liniare din bazinul de tip oceanic se disting clar limitele lor tectonice de natură de ruptură și subducție. Dacă în raport cu primele anomalii liniare ale scoarței oceanice sunt consistente (paralele cu acestea), atunci limitele de subducție sunt secante, ele decupează sistemele de anomalii la orice unghi, în funcție de interacțiunea convergentă a plăcilor litosferice.

Când litosfera oceanică se scufundă într-un șanț de apă adâncă, intensitatea anomaliilor liniare scade adesea de câteva ori, ceea ce se explică probabil prin demagnetizarea rocilor din cauza tensiunilor de încovoiere. În alte cazuri, anomaliile pot fi urmărite până la granița convergentă și chiar dincolo. Pe fig. 6.12 prezintă o hartă a câmpului magnetic al unuia dintre segmentele șanțului Americii Centrale (16-17 ° N). Anomaliile liniare ale scoarței oceanice, care este aici de vârstă miocenă, sunt alungite în direcția SE-NV, traversează axa șanțului de adâncime și apoi sunt urmărite sub peretele suspendat al zonei de subducție într-o bandă de aproximativ 25 de ani. km latime. Litosfera oceanică care se scufundă în adâncime pare să strălucească prin complexele sedimentare ale marginii continentale mototolite în pliuri. Mai departe, acolo unde se cufundă sub o crustă groasă de granit-gneis, anomaliile liniare se pierd.

32. Magmatismul zonelor de subducție, modele de localizare a acestuia.

Plasare: Relația spațială a centurilor puternice ale vulcanismului modern cu tranșeele de adâncime, zonele Benioff și alte manifestări de subducție este destul de distinctă. Pe exemplul vulcanilor din Japonia, s-a constatat că lanțurile de vulcani activi sunt situate deasupra părții de adâncime medie a zonei focale seismice. Mai târziu a devenit clar că acesta este un model care poate fi urmărit în toate zonele de subducție. Adâncimea zonei focale seismice înclinate de sub vulcani variază de la 60 la 350 km, dar maximul activității magmatice se observă pe intervalul de 100–200 km. Distanța vulcanilor față de șanț este invers legată de panta zonei focale seismice. Cu cât unghiul de înclinare este mai mare, cu atât se manifestă vulcanismul mai aproape de jgheab; acest model este menținut la nivel global. Linia care limitează centura vulcanică din lateralul șanțului se numește front vulcanic - la 120-250 km de șanțul de adâncime. Pe partea opusă, granița centurilor vulcanice nu este atât de ascuțită. Lățimea totală a centurilor vulcanice de subducție variază de la câteva zeci de kilometri până la 175-200 km, pe alocuri chiar și ceva mai mult.

Rădăcini adânci: Deoarece la adâncimi corespunzătoare placa se mișcă prin materia astenosferică și sursele seismice sunt localizate în ea, o scădere a seismicității sub vulcani înseamnă cel mai probabil o scădere a proprietăților elastice ale litosferei subductoare în timpul separării fluidelor sau chiar topirii parțiale. Acest segment generator de magmă al zonei de subducție este zona în care procesele de geneză a magmei abia încep să continue deasupra plăcii de subducție din pana mantalei și a scoarței terestre până la camerele de magmă aproape de suprafață din subsolul vulcanilor. Rădăcinile adânci ale centurii vulcanice, marcate de scăderea vitezei și a caracteristicilor elastice ale rocilor, sunt clar urmărite prin tomografie seismică - până la suprafața plăcii.

Specificul compoziției magmelor deasupra zonelor de subducție.

Compoziția rocilor vulcanice este influențată de:

Lateral: potasiul, rubidium stronțiul crește în adâncimea subducției, Fe/Mg scade

Toleiita (bazalt toleiitic, dacit feruginos) este înlocuită cu calc-alcalină (bazalt-riolit de alumină) în direcția jgheabului t și shoshonitic (bazalt-trahit shoshonit) în spatele arcului.

ORE: Au, Cr, Ni, Cu- Zn? Pb, Mo - sub arcul Sn-Wo-U

(probabil în același loc...)47. Specificul compoziției magmelor deasupra zonelor de subducție.

Formarea magmelor care alimentează vulcanismul subductiv implică substanța care se separă de litosfera oceanică care se scufundă, de rocile panei astemosferice situate deasupra acesteia, precum și de rocile de manta și crustă ale litosferei aripii suspendate, care servește drept fundație. a centurii vulcanice. O caracteristică specifică importantă a formării magmei în timpul subducției este considerată a fi mișcarea substanței scoarței oceanice, inclusiv învelișul sedimentar al acesteia, adânc în maitia, care conferă caracteristicile geochimice corespunzătoare magmelor de manta. În plus, o cantitate mare de apă, care este introdusă în acest caz, schimbă radical condițiile pentru topirea parțială a peridotitelor deasupra zonei de subducție. Judecând după experimentele de laborator, separarea directă nu numai a bazaltului, ci și a topiturii andezitice este posibilă din mantaua „inundată”. În ciuda diversității vulcanice de subducție, care includ o gamă largă de roci din seriile toleiitice, calco-alcaline și shoshonite, specificitatea lor geochimică face în multe cazuri posibilă distingerea acestor roci de roci vulcanice similare de altă origine.

33. Acreția prin subducție și eroziunea prin subducție, expresia lor geologică.

Efectul tectonic al interacțiunii plăcilor litosferice în diferite zone de subducție și adesea în segmentele învecinate ale aceleiași zone diferă. În funcție de aceasta, se poate distinge între regimul de acreție prin subducție, regimul de eroziune subducție (tectonică) și, de asemenea, regimul neutru.

Există un alt mecanism pentru formarea arcului-insula sau a marginii continentale. De asemenea, o parte din materialul sedimentar care ajunge la adâncime cu placa oceanică este de asemenea întârziată, separându-se de acesta și stratificându-se de dedesubt până la peretele suspendat al zonei de subducție.S-a studiat structura solzoasă rezultată cu repetiții multiple ale acelorași fragmente ale secțiunii stratigrafice. în detaliu în centura acreționară cretacică a lui Shimanto (Japonia).

Eroziune. Modul de eroziune prin subducție se exprimă prin forfecarea aripii suspendate sub acțiunea plăcii litosferice subductive, care duce produsele de distrugere la adâncime. Alături de acreția de subducție, acesta este unul dintre cele două regimuri tectonice principale de subducție.

Profilurile seismice sunt o sursă importantă de informații. În 1986, au fost interpretate corelațiile relevate prin profilarea sub versantul insulă-arc al șanțului Japoniei. Primul semn de eroziune: Nu există nicio prismă de acreție modernă aici. Structura aripii suspendate (insula-arc) mărturisește eroziunea tectonică. Aceasta este o serie stratificată de epocă cretacică înclinată din șanț, care este tăiată în adâncime de o suprafață ușor înclinată de contact tectonic: eroziunea aripii suspendate are loc de jos. Consecința unei astfel de eroziuni este considerată a fi coborârea versantului insulei-arc, stabilit de-a lungul coloanelor de foraje.

Cu o dezvoltare pe termen lung, eroziunea prin subducție taie elementele arcului insulei cel mai apropiat de șanțul de apă adâncă sau de marginea activă a continentului, în timp ce centurile vulcanice pe moarte sunt deplasate din ce în ce mai aproape de granița convergentă. al 2-lea

2 mecanisme de eroziune:

Eroziunea bazală implică impactul mecanic al plăcii de subducție pe suprafața inferioară a aripii suspendate a zonei de subducție (vezi Fig. 6.27, A). Această aripă este erodata de jos, ceea ce duce la o scădere a grosimii sale și la o coborâre corespunzătoare.

Eroziunea frontală - tăierea marginii frontale a aripii suspendate printr-o placă de subducție, captarea și implicarea în subducția rocilor care alcătuiesc această margine. Se observă mai ales acolo unde un relief tectonic disecat - un sistem de grabeni și horsts - se formează pe o placă de subducție în timpul îndoirii sale.

Regimul de subducție neutră - un regim în care subducția nu este însoțită nici de acreție, nici de eroziune tectonică, acesta este un fenomen rar

34. Identificarea și reconstrucția zonelor de subducție antice.

Prezența zonelor de subducție antice poate fi determinată de prezența unei prisme acreționare.

De asemenea, zonele de subducție au vulcanism specific. O caracteristică importantă a formării magmei în timpul subducției este mișcarea materialului scoarței oceanice, inclusiv învelișul său sedimentar, adânc în manta, care conferă caracteristicile geochimice corespunzătoare magmelor mantalei. În plus, o cantitate mare de apă, care este introdusă în acest caz, schimbă radical condițiile pentru topirea parțială a peridotitelor deasupra zonei de subducție. Judecând după experimentele de laborator, separarea directă nu numai a bazaltului, ci și a topiturii andezitice este posibilă din mantaua „inundată”.

Deasupra zonelor de subducție se află afeoliți anormali.

Ofiolite:

Anomalia lor asupra zonelor de subducție -

Formarea sedimentară a bazinelor din spate este tipică - pe de o parte, cenușă vulcanică din centura magmatică și, pe de altă parte, sedimente continentale terigene de pe continent. Grosimea argilelor pelagice aici este mult mai mare decât în ​​ocean.

Este posibil să se determine direcția de subducție din formațiunile de șisturi albastre și șisturi verzi. Rocile de șist albastru se formează în condiții de temperaturi mai scăzute și presiuni mai mari.

35. Obducția litosferei oceanice și mecanismele sale propuse.

Interacțiunea normală a litosferelor continentale și oceanice la granițele convergente este exprimată prin subducție. Doar în unele locuri și pentru scurt timp apare o astfel de combinație de condiții tectonice în care litosfera oceanică este ridicată și împinsă peste marginea continentală. În prezent, acest proces, aparent, nu are loc nicăieri, dar s-a stabilit un episod relativ recent (sfârșitul Miocenului – Pliocen) la joncțiunea crestei de răspândire chiliană cu marginea activă andină. În momentul împingerii, era o litosferă relativ tânără, de grosime medie și încă puțin răcită, cu o densitate medie relativ scăzută și, prin urmare, în conformitate cu isostazia, poziție hipsometrică înaltă este o condiție necesară pentru obducție.

Obducția, de regulă, este însoțită de un efect metamorfic dinamotermic al peridotitelor fierbinți, care formează partea inferioară a plăcii litosferice, pe rocile autohtonului.

Mecanisme de obductie:

Obducția la marginea unui bazin oceanic are loc atât la marginile sale active, cât și la cele pasive. Acesta este un model de obducție atunci când o creastă extinsă se ciocnește cu o margine continentală activă. Dacă creasta se extinde aproximativ paralel cu marginea, atunci în cursul subducției placa continentală se va suprapune pe cel mai apropiat flanc și va intra în contact cu marginea ridicată a celuilalt flanc, care, ca urmare, se poate dovedi a fi împinsă. Un exemplu este absorbția crestei de răspândire chiliană.

Obducția în timpul închiderii bazinelor de tip oceanic. Condițiile geologice de localizare a multor fragmente obduse ale litosferei oceanice în apropierea suturilor ofiolite profunde ale centurii mediteraneo-himalayene și a altor centuri pliate fac posibilă asocierea originii acestora cu închiderea unor mici bazine oceanice precum Marea Roșie. Dacă deschiderea unor astfel de bazine este înlocuită direct de contracția lor, atunci un flux de căldură ridicat favorizează descuamarea plăcilor litosferice. Poziția hipsometrică ridicată a litosferei oceanice tinere și umerii scufundați ai scoarței continentale subțiate de la marginile unor astfel de bazine de răspândire contribuie la obducție. Când încadrarea continentală este complet închisă, cusătura structurală se ridică, iar la fundul bazinelor epicontinentale adiacente apare o pantă, ceea ce asigură deplasarea gravitațională ulterioară a plăcilor obduse ale litosferei oceanice, însoțită de formarea olistostromilor.

36. Zone de coliziune ale litosferei continentale: relief, structură, mișcări, vulcanism, caracteristici de adâncime.

Dacă litosfera continentală se apropie de limita convergentă de pe ambele părți, atunci rocile sialice relativ ușoare nu se scufundă în manta, ci intră în interacțiune mecanică activă. Compresia intensă generează structuri complexe, îngroșarea scoarței și construcția de munte. În acest caz, poate apărea stratificarea tectonică internă a litosferei, atunci când aceasta este împărțită în plăci care suferă deplasări orizontale și deformații dizarmonice. , la granița convergentă, în loc de subducție, se dezvoltă o coliziune, adică o coliziune a plăcilor litosferice - regim geodinamic care se manifestă în prezent în principal de-a lungul centurii de pliere mediteraneo-himalayene de mii de kilometri lungime. Ciocnirea, mișcările asociate și deformațiile sunt maxime în acele segmente ale acestei centuri unde marginea de sud a Eurasiei i se opun proeminențele plăcilor continentale ale Hindustanului și Arabiei. În aceste locuri se formează constrângeri (răsucirea) curelei pliate.

Structura măreață a Himalaya și Tibet oferă o idee despre o fază mai matură și încă foarte activă a interacțiunii de coliziune a unităților continentale mari. A început în Paleogen în urmă cu 50-70 de milioane de ani, când litosfera oceanică, care separa subcontinentul Hindustan de marginea eurasiatică, s-a subdus complet sub ea. Panta zonei de subducție a predeterminat vergența sudică a plierii și împingerii etapei de coliziune. Contra-mișcarea Hindustanului și Eurasiei, a cărei viteză înainte de coliziune atingea 15-20 cm/an, a continuat în viitor. La început (înainte de Oligocen), a avut loc cu o viteză de aproximativ 10 cm/an, ulterior - 5 cm/an sau mai puțin, iar apropierea totală după debutul coliziunii depășește 2000 km.

Construirea de munte în timpul unei coliziuni este însoțită de acumularea de melasă groasă în jgheaburi frontale și intermontane.

Mișcarea longitudinală a maselor de rocă din centura de coliziune. În timpul convergenței plăcilor litosferice structural eterogene formate din părți continentale și oceanice, precum și în cazul în care marginea continentală interacționează cu mai multe plăci și microplăci diferite, se observă tranziții de-a lungul loviturii de la zonele de coliziune la zonele de subducție sau invers. Continuarea sistemului de coliziune Timor al sistemului de subducție Sunda, considerat mai sus, poate servi drept exemplu. Modelul structural complex caracteristic centurii mediteraneo-himalayene se explică prin contururile neregulate și discrepanța geometrică reciprocă dintre marginile continentale care formează această centură: eurasiatică, pe de o parte, africano-arabă și hindustană, pe de altă parte.

Relațiile sunt cele mai expresive la joncțiunea segmentelor de coliziune Anatolian-Caucaz și subducție Egee-Cipriot, deoarece compresia intensă a centurii pliate înaintea față de indenter arab coexistă acolo cu o extensie nu mai puțin intensă și stabilă deasupra zonei de subducție.

Deformații de coliziune departe de granița convergentă. În condiții geologice favorabile, deformațiile de coliziune se manifestă nu numai în zona de interacțiune convergentă a plăcilor litosferice, ci și la distanță de aceasta. Astfel, sub presiunea orogenului de coliziune al Alpilor, învelișul platformei avansului a fost rupt de-a lungul rocilor de plastic ale Triasicului purtător de sare, deplasat și deformat odată cu formarea sistemului pliat al Munților Jura 50–150 km. spre nord-vest.

Colapsul orogenelor de coliziune. În dezvoltarea structurilor montane colizionale, stadiul de comprimare, îngroșare și ridicare izostatică a scoarței terestre este urmat de stadiul de extindere, subțiere și subsidență corespunzătoare (colaps orogen). În Alpi, unde extinderea modernă se manifestă seismologic, s-a constatat că în zonele centrale ale orogenului a început încă cu 20 de milioane de ani în urmă și a coexistat mult timp cu deformații de compresie cu pliere-împingere la periferia structurii montane. .

Despre punctele fierbinți, la grămadă:

Linearitatea structurilor vulcanice și îmbătrânirea regulată a epocii pe lanțul Imperial din Oceanul Pacific l-au determinat pe W. Morgan (Morgan WJ) în 1971 să creeze un model al unui punct fierbinte (din limba engleză punct fierbinte) ca un punct relativ staționar și anomalie termică de lungă durată din manta. Este o sursă de magme îmbogățite în oligoelemente și hrănește vulcanii insulelor oceanice și interiorul continentelor. Pe suprafața pământului, un punct fierbinte se reflectă într-o activitate vulcanică anormal de mare în prezent sau în trecut. În mod ideal, acesta este un lanț de vulcani moderni și antici, a căror vârstă devine treptat mai în vârstă într-o direcție (urme de punct fierbinte, penaj), care este asociat cu „arderea” unei plăci litosferice în mișcare. Când placa se îndepărtează de hotspot, vulcanul încetează să mai fie activ, moare și, împreună cu placa, se îndepărtează de hotspot. Un exemplu clasic de urme de hotspot ar fi un lanț de vulcani care se extinde peste Oceanul Pacific de la Obruchev Rise cu munți submarin suprapusi, formează Gama Imperială și urme până în arhipelagul Insulelor Hawaii cu vulcani activi (de exemplu, Mauna Loa). În același timp, această idee originală a început să fie aplicată oricăror structuri vulcanice din Oceanul Mondial, ceea ce, în opinia autorului acestui manual, nu este dovedit fără ambiguitate.

Puncte fierbinți și pene de manta

În anii 1970, J. Wilson și J. Morgan au propus ipoteza „puncte fierbinți”Și „jeturi de manta (pene)”. Baza o constituie observațiile asupra crestelor hawaiane și imperiale din Oceanul Pacific. Primul dintre ele este un lanț de insule cu vulcani dispăruți, care se termină în sud-est cu vulcanii activi ai insulelor Hawaii. La început, se articulează cu un lanț de zone vulcanice subacvatice cunoscute sub numele de Gama Imperială. Astfel, vedem un model de migrare regulată în timp și spațiu a centrelor vulcanice. Wilson și Morgan au explicat această imagine prin faptul că sub pr. Hawaii se confruntă în prezent cu un jet de manta fierbinte care străpunge astenosferă și litosferă și ocupă o poziție staționară. Placa Pacificului s-a deplasat peste acest punct fierbinte, mai intai in nord-vest (Imperial Range), si apoi, incepand de la 42 Ma, in directia vest-nord-vest, in timp ce jetul fierbinte l-a „tropasit” si a creat tot mai multi vulcani noi.

Există aproximativ 40 de puncte fierbinți în oceane și pe continente, iar manifestările activității vulcanice sunt asociate cu aproape toate. Este caracteristică magma alcalino-bazaltică provenită din mantaua nesărăcită, ceea ce indică poziția profundă a „rădăcinilor” punctelor fierbinți. Pe baza staționarității lor, se pot determina mișcări nu relative, ci „absolute” ale plăcilor litosferice, măsurate în raport cu punctele fierbinți ancorate în manta.

Există și conceptul de superpene, care este asociat cu procesele de zdrobire și dezintegrare a supercontinentelor.

39. Dar nu sunt sigur.

Există două metode principale de inițiere și deschidere a zonelor de ruptură. Conceptul de rifting activ se bazează pe ideea tradițională a primatului ascendentului

În 1951, Amstutz, în lucrarea sa despre tectonica Alpilor, a folosit cuvântul subducție pentru a desemna condițiile care au format cea mai complexă structură a Alpilor. După aceea, acest termen a fost aproape folosit de nimeni timp de 20 de ani.În înțelegerea modernă a plăcilor tectonice, termenul de subducție a început să fie folosit din 1969. Subducția clasică a plăcilor tectonice prevede prezența a cel puțin unei părți a litosferei oceanice, care se opune subducției continentale (coliziune continent-continent).

Limitele de subducție sunt granițe puternic seismice (aproape întotdeauna exprimate în relief ca tranșee de apă adâncă), cele mai puternice șocuri sunt limitate la ele.

În geologie, un șanț se numește șanț de subducție, orice altceva este un jgheab.

De ce subducția nu poate fi numită pur și simplu subîmpingere litosferică, împingere? Acest lucru se datorează cinematicii mai complexe a procesului de subducție: cel mai adesea ambele plăci se mișcă în sens opus, mai rar una dintre plăci (cel mai adesea cea superioară) este imobilă.

Localizarea geografică a zonelor de subducție.

1. Majoritatea zonelor de subducție sunt situate la marginea Oceanului Pacific (cu excepția unor zone). Acest lucru a venit din faptul că la începutul Mezozoicului, la stadiul târziu al dezvoltării Pangeei, a existat o zonă de subducție inelară în jurul acesteia: a început lângă Australia, a acoperit Pangea aproape complet la sud de Eurasia de Nord și s-a întors. în interiorul inelului de-a lungul marginii de sud a Eurasiei de Nord.

2. Zone de subducție pur geografic în Atlantic - în Antilele Mici și Antilele de Sud (arcul Scoției). Dar aceste zone de subducție nu sunt primare: Arcul Scotia obișnuia să se desfășoare de-a lungul graniței de vest a Anzilor (adică, în Oceanul Pacific), apoi sa extins în Oceanul Atlantic și a fost separat de Oceanul Pacific printr-o subducție ulterioară. zona. Același lucru s-a întâmplat și cu Antilele Mici.

3. De la Oceanul Pacific până la Gibraltar (de la sud-est la nord-vest) - coada din Pacific Rim:

· Zona de subducție Sunda este în prezent cea mai activă, provocând tsunami și cutremure. Litosfera oceanică a plăcii complexe indo-australiene se subduce sub litosfera continentală subțiată a unității eurasiatice.

· Granița de coliziune a Tibetului - placa complexă indo-australiană se contopește cu partea sa continentală eurasiatică.

· Zona de subducție Makran (sudul Pakistanului) - partea oceanică a plăcii indo-australiene și a plăcii eurasiatice.

· Coliziunea Zagros.

· Zona de subducție a Mediteranei de Est (Marea Egee - bazinul arcului său posterior).

· Coliziunea Grecia-Apenini - masivul continental Adriatic se ciocnește cu Eurasia.

· Zona de subducție ionică (arc insular din Calabria).

· Zona de subducție Gibraltar - Litosfera atlantică se subduce spre est sub continent.

Astfel, se observă o structură „punctată” a acestei zone de distribuție a limitelor de subducție.

În cadrul centurii de subducție cu viață lungă, zonele de subducție mor și sar. Doar într-o secțiune a coastei Pacificului există o zonă de subducție, care nu s-a schimbat de la formarea sa - aproape în toată Anzi (cu excepția Ecuadorului și a Columbiei).

Dacă zona de subducție unește litosfera continentală și oceanică, atunci subducția trece sub continent. In situatia intraoceanica, litosfera oceanica este de varste diferite (zona de subductie a Noilor Hibrizi, Tonga-Kermadec): litosfera mai veche se va scufunda sub cea mai tanara, deoarece este mai rece, mai dens.