Förutsättningar som avgör regionens strukturella utveckling
Olika tektoniska strukturer utvecklas på olika sätt av tektogenes som är typiska för dem. Själva regimens natur bestäms av de tektoniska förhållanden som finns i ett givet territorium under en given geologisk tidsperiod.
De viktigaste indikatorerna på tektoniska förhållanden är:
1) mängden endogen energi som manifesteras i den givna regionen;
2) storleken på den gravitationella obalansen av materia i litosfären.
Belousov identifierade de viktigaste förhållandena som bestämmer den strukturella utvecklingen av regionen, som inkluderar:
1) litosfärens permeabilitet för flytande och gasformiga vätskor;
2) formen av magmatism, lavasammansättning, lavavolym;
3) processer av deformation, metamorfism och granitisering;
4) kontrast och grad av intensitet av tektoniska rörelser;
5) förhållandet mellan den totala amplituden av positiva och negativa vertikala rörelser;
6) förhållandet mellan vertikala och horisontella rörelser.
På gränsen mellan det oceaniska och kontinentala halvklotet ligger världens största Stillahavsbälte, dess längd är cirka 56 000 km. Det är uppdelat i det västra och östra Stillahavsbältet.
Det kontinentala halvklotet har en mer mosaik och komplex struktur än den oceaniska. Den består av 6 separata kontinentalmassor åtskilda av 4 oceaniska fördjupningar.
Kontinentalmassiv bildar 2 grupper: västra - Nya världen och östra - Gamla världen.
Den nya världen - Nordamerika, Sydamerika, Antarktis - de bildar ett bälte som sträcker sig i meridianriktningen.
Gamla världen - Eurasien, Afrika, Australien.
Den östra gränsen skiljs från den västra gränsen av Atlantens depression. Den östra gränsen tenderar att delas in i 2 undergrupper: Euro-afrikanska, Australo-asiatiska.
Kontinenterna är också uppdelade i latitudinell riktning: de norra och södra halvklotet är åtskilda av Medelhavets geosynklinala bälte.
Samspelet mellan litosfäriska plattor i den mötande rörelsen, d.v.s. vid konvergenta gränser, ger upphov till tektoniska processer som tränger djupt in i manteln. Dessa processer är komplexa och varierande. På tektoniska kartor uttrycks dessa processer av zoner av tektonisk-magmatisk aktivitet, såsom öbågar, kontinentala marginaler av Andin-typ och vikta bergsstrukturer.
Det finns två huvudtyper av konvergent interaktion mellan litosfäriska plattor: subduktion och kollision.
Subduktion utvecklas där den kontinentala och oceaniska skorpan eller oceanisk och oceanisk skorpa konvergerar vid den konvergenta gränsen, och när de rör sig i motsatt riktning går den tyngre litosfäriska plattan under en annan och sjunker sedan in i manteln.
kollision- kollisionen av litosfäriska plattor, utvecklas där den kontinentala skorpan konvergerar med den kontinentala; deras kommande rörelse är svår och kompenseras av deformationen av litosfären, dess förtjockning och bildandet av bergiga system.
Obduktion– förflyttning av fragment av oceanisk skorpa till kanten av den kontinentala skorpan. Förekommer ytterst sällan.
Jordbävningar och vulkanutbrott förekommer hela tiden på jorden. Det finns sådana rörelser att en person inte ens känner dem. Dessa rörelser sker konstant, oavsett territorium, årstid. Berg reser sig och faller, hav reser sig och faller. Dessa processer är osynliga för det mänskliga ögat, eftersom de sker långsamt, millimeter för millimeter. Allt detta händer på grund av sådana fenomen som spridning och subduktion.
Subduktion
Så vad är det? Subduktion är en tektonisk process. Som ett resultat av denna process, när plattor kolliderar, rör sig de tätaste stenarna som utgör havsbotten under de lättare stenarna på kontinenterna och öarna. I detta ögonblick frigörs en otrolig mängd energi - det här är en jordbävning. En del av bergarterna som har sjunkit till stora djup, när de interagerar med magma, börjar smälta, varefter det stänker till ytan genom vulkaniska öppningar. Det är så vulkaner får utbrott.
Subduktionen av litosfäriska plattor är en integrerad del av planetens liv. Det är lika viktigt som att andningen är för en person. Det är omöjligt att stoppa denna process, även om många människor dör varje år på grund av sådana rörelser.
subduktionszon
Klassificering av subduktionszoner
Subduktionszoner klassificeras enligt strukturella egenskaper. Subduktionstyper är indelade i fyra huvudtyper.
- Andinsk typ. Denna typ är karakteristisk för Stillahavskusten på östra sidan. Detta är en zon där den nybildade unga skorpan på havsbotten i en vinkel på fyrtio grader med hög hastighet kommer in under kontinentalplattan.
- Sunda typ. En sådan zon ligger på platser där havets forntida massiva litosfär störtar under den kontinentala. Hon lämnar i en brant vinkel. Vanligtvis går en sådan platta under kontinentala, vars yta är mycket lägre än havsnivån.
- Mariana typ. Denna zon bildas genom samverkan mellan två sektioner av den oceaniska litosfären eller deras subduktion.
- japansk typ. Detta är den typ av zon där havets litosfär avancerar under öns ensialbåge.
Alla dessa fyra typer är villkorligt uppdelade i två grupper:
- East Pacific (denna grupp inkluderar endast den andinska typen. Denna grupp kännetecknas av närvaron av en stor marginal av kontinenten);
- Västra Stilla havet (den innehåller alla de andra tre typerna. Denna grupp kännetecknas av de hängande kanterna på öarnas vulkaniska båge).
För varje typ, där subduktionsprocessen sker, är huvudstrukturerna karakteristiska, som nödvändigtvis finns i olika variationer.
Förbågssluttning och djupvattendike
Djupvattendiket kännetecknas av avståndet från mitten av diket till vulkanfronten. Detta avstånd är i allmänhet etthundra till etthundrafemtio kilometer och är relaterat till vinkeln med vilken subduktionszonen lutar. I de mest aktiva delarna av den kontinentala marginalen kan ett sådant avstånd nå trehundrafemtio kilometer.
Förbågssluttningen består av två baser - en terrass och ett prisma. Prismat är botten av sluttningen, det är fjällande i struktur och struktur. Underifrån gränsar den till huvudsluttningen, som kommer upp till ytan, i kontakt med och interagerar med sediment. Prismat bildas på grund av skiktningen av sediment i botten. Dessa sediment är överlagrade på havsskorpan och går tillsammans med den nedför sluttningen i cirka fyrtio kilometer. Det är så ett prisma bildas.
Stora avsatser ligger i området mellan prismat och vulkanfronten. Terrasser är åtskilda av avsatser. På de svagt sluttande delarna av sådana terrasser finns sedimentationsbassänger, vulkaniska och pelagiska sediment avsätts på dem. I tropiska områden kan sådana terrasser utveckla rev och kan exponera kristallina källarstenar eller främmande block.
Vulkanbåge - vad är det?
Den här artikeln nämner termen ö, eller vulkanisk båge. Fundera på vad det är. Det tektoniskt aktiva bältet, som sammanfaller med zonerna för de största jordbävningarna, betecknas som en vulkanisk öbåge. Den består av bågformade kedjor av för närvarande aktiva stratovulkaner. Sådana vulkaner kännetecknas av explosiva utbrott. Detta beror på den stora mängden vätska i ö-bågens magma. Bågar kan vara dubbla och till och med trippel, och en speciell form är en gaffelbåge. Krökningen för varje båge är olika.
Utomliggande pooler
Denna term avser en bassäng eller ett antal sådana bassänger. De är halvt inneslutna och bildas mellan fastlandet och öbågen. Sådana bassänger bildas på grund av att fastlandet rivs eller ett stort stycke separeras från det. Vanligtvis bildas ung skorpa i sådana bassänger.Denna process för skorpbildning i bassänger kallas back-arc-spridning. - det här är en av typerna av sådana pooler, den är inhägnad. De senaste åren har det inte kommit någon ny information om att rifting inträffar någonstans, vanligtvis är det förknippat med att subduktionszonen omdirigeras eller plötsligt hoppar till en annan plats.
I den klassiska versionen realiseras subduktion i händelse av en kollision mellan två oceaniska eller oceaniska och kontinentala plattor. Men under de senaste decennierna har det avslöjats att under kollisionen av kontinentala litosfäriska plattor sker även en litosfärisk platta under en annan, detta fenomen kallas kontinental subduktion. Men i det här fallet sjunker ingen av plattorna ner i manteln på grund av kontinentalskorpans låga densitet. Som ett resultat är tektoniska plattor trånga och staplade upp med bildandet av kraftfulla bergsstrukturer. Det klassiska exemplet är Himalaya.
Enligt teorin om plattektonik kompenseras subduktionsmekanismen (reduktion och förstörelse av oceanisk skorpa) genom spridning - mekanismen för bildandet av ung oceanisk skorpa i mitten av oceaniska åsar: Volymen av oceanisk skorpa som absorberas i subduktionszoner är lika stor. till volymen av skorpan som föds i spridningszoner. Samtidigt, i subduktionszoner, sker en konstant uppbyggnad av den kontinentala skorpan på grund av ackretion, d.v.s. avskalning och intensiv krossning av det sedimentära täcket från subduktionsplattan. Uppvärmningen av den subdukterande skorpan är också orsaken till den utbredda utvecklingen av vulkanism längs aktiva kontinentala marginaler. Den mest kända i detta avseende är Pacific Ring of Fire. Storskalig absorption av havsskorpan längs Stilla havets periferi indikerar processen för reduktion (förslutning) av denna äldsta av de för närvarande existerande havsbassängerna på planeten. Liknande processer har ägt rum tidigare. Således började det forntida Tethyshavet att krympa från Mesozoikum och har nu upphört att existera med bildandet av kvarvarande bassänger, nu kända som Medelhavet, Svarta, Azovska och Kaspiska havet.
De mest kända subduktionszonerna ligger i Stilla havet: de japanska öarna, Kurilöarna, Kamchatka, Aleuterna, Nordamerikas kust, Sydamerikas kust. Även subduktionszoner är öarna Sumatra och Java i Indonesien, Antillerna i Karibien, Sydsandwichöarna, Nya Zeeland, etc.
Klassificeringar av subduktionszoner
Det finns 4 typer av subduktionszoner beroende på strukturella egenskaper:
- Andinska
- Sunda;
- Mariana;
- japanska;
Subduktionszon av den andinska (andinska) typen- en zon som bildas där den unga oceaniska litosfären i hög hastighet och i en svag vinkel (ca 35-40º mot horisonten) rör sig under kontinenten. Den laterala strukturella serien från havet till kontinenten inkluderar: marginell ås - dike - kustrygg (ibland en undervattenshöjning eller terrass) - frontalbassäng (längsgående dal) - huvudås (vulkan) - bakre bassäng (fördjupet i Piemonte). Utmärkande för Stilla havets östra kust.
Subduktionszon av sondtyp- en zon där subduktionen av den antika oceaniska litosfären sker och lämnar på ett djup i en brant vinkel under den förtunnade kontinentala skorpan, vars yta huvudsakligen ligger under havsnivån. Den laterala strukturella serien inkluderar: marginell dyning - dike - icke-vulkanisk (yttre) öbåge - förbågsbassäng (tråg) - vulkanisk (inre) båge - bakre bågebassäng (marginal (marginalhav)). Den yttre bågen är antingen ett accretionärt prisma eller ett utsprång från källaren på subduktionszonens hängande vinge.
Subduktionszon av Marianatyp- en zon som bildas under subduktionen av två sektioner av den oceaniska litosfären. Den laterala strukturella serien inkluderar: en marginell ås - ett dike (det finns en hel del fruktansvärt material) - en kustrygg, en icke-vulkanbåge - en förbågsbassäng (som en frontal) - en ensimatisk vulkanbåge - en bakbågsbassäng (eller en mellanbågsbassäng som en bakre på en förtunnad kontinental eller nybildad oceanisk bark). 
Japansk subduktionszon- zonen för subduktion av den oceaniska litosfären under ensial öbågen. Den laterala strukturella serien inkluderar: marginalås - dike - kustås (ibland undervattenshöjning eller terrass) - frontalbassäng (längsdal) - huvudås (vulkanisk) - bakre bågebassäng (marginal, marginalhav) med nybildad havsskorpa eller suboceanisk typ.
De listade typerna av subduktionszoner kombineras ofta villkorligt i 2 grupper baserat på morfologiska egenskaper:
- East Pacific - detta inkluderar den Andinska zonen. Förekomsten av en aktiv kontinental marginal är karakteristisk.
- Västra Stilla havet - detta inkluderar andra typer av subduktionszoner. Utvecklingen i den hängande kanten av en vulkanisk öbåge är typisk.
Grundläggande strukturella element
i tvärsnitt subduktionszoner av typen västra Stilla havet stå ut:
- djuphavsgrav
- förars lutning
djuphavsgrav
Avståndet från dikets axel till vulkanfronten är 100-150 km (beroende på subduktionszonens lutningsvinkel når avståndet 350 km på aktiva kontinentala marginaler). Detta avstånd motsvarar ett bottensänkningsdjup på 100–150 km, där magmabildningen börjar. Den vulkaniska zonens bredd är cirka 50 km, medan den totala bredden av hela zonen av tektonisk och magmatisk aktivitet är 200-250 km (upp till 400-500 km på aktiva kontinentala marginaler).
Förars lutning
Frambågens lutning innehåller 2 huvudelement:
- accretion prisma
- Förbågsterrass
Subduktion och magmatism
Menande
se även
Skriv en recension om artikeln "Subduction Zone"
Anteckningar
Länkar
Ett utdrag som karakteriserar subduktionszonen
Pierre märkte hur efter varje skott som träffade, efter varje förlust, blossade en allmän väckelse upp mer och mer.Som från ett fortskridande åskmoln, allt oftare, blixtrade allt ljusare i ansiktena på alla dessa människor (som i avsky för vad som hände) blixtar av dolda, flammande eld.
Pierre såg inte framåt på slagfältet och var inte intresserad av att veta vad som hände där: han var helt upptagen av att begrunda denna, allt mer brinnande eld, som på samma sätt (han kände) flammade upp i hans själ.
Vid tiotiden drog sig infanterisoldaterna, som var före batteriet i buskarna och längs Kamenkafloden, tillbaka. Från batteriet kunde man se hur de sprang tillbaka förbi det, bärande de sårade på sina vapen. Någon general med sitt följe gick in på högen och gick, efter att ha talat med översten, ilsket på Pierre, ner igen och beordrade infanteriskyddet, som stod bakom batteriet, att lägga sig ner för att bli mindre utsatt för skott. Efter detta hördes i infanteriets led, till höger om batteriet, en trumma, kommandorop och från batteriet framgick hur infanteriets led tog sig framåt.
Pierre såg över skaftet. Särskilt ett ansikte fångade hans blick. Det var en officer som med ett blekt ungt ansikte gick baklänges, bar ett sänkt svärd och såg sig oroligt omkring.
Leden av infanterisoldater försvann in i röken, deras långdragna rop och frekventa avfyrning av vapen hördes. Några minuter senare passerade skaror av sårade och bårar därifrån. Skal började träffa batteriet ännu oftare. Flera personer låg orenade. Nära kanonerna rörde sig soldaterna livligare och livligare. Ingen brydde sig längre om Pierre. En eller två gånger blev han ilsket utropad för att han var på vägen. Den högre officeren, med en rynka pannan i ansiktet, rörde sig med stora, snabba steg från en pistol till en annan. Den unga officeren, rodnad ännu mer, befallde soldaterna ännu flitigare. Soldater sköt, vände, laddade och gjorde sitt jobb med intensiv panache. De studsade längs vägen, som på fjädrar.
Ett åskmoln rörde sig in, och den elden brann klart i alla ansikten, vars uppblossande Pierre såg. Han stod bredvid den högre officeren. En ung officer sprang upp, med handen mot sin shako, till den äldre.
- Jag har äran att rapportera, herr överste, det finns bara åtta anklagelser, kommer du att beordra att fortsätta skjuta? - han frågade.
- Buckshot! – Utan att svara, ropade överbefälet, som tittade genom vallen.
Plötsligt hände något; officeren flämtade och hopkrupen satte han sig på marken som en fågel skjuten i luften. Allt blev konstigt, oklart och grumligt i Pierres ögon.
En efter en visslade och slog kanonkulorna mot bröstvärnet, mot soldaterna, mot kanonerna. Pierre, som inte hade hört dessa ljud tidigare, hörde nu bara dessa ljud ensam. På sidan av batteriet, till höger, med ett rop av "Hurra", sprang soldaterna inte framåt, utan bakåt, som det verkade för Pierre.
Kärnan träffade själva kanten av skaftet framför vilket Pierre stod, hällde jorden och en svart boll blixtrade i hans ögon och slog i samma ögonblick in i något. Milisen, som hade gått in i batteriet, sprang tillbaka.
- Helt jävla! ropade officeren.
Underofficeren sprang fram till den högre officeren och sa i en rädd viskning (eftersom butlern rapporterar till ägaren vid middagen att det inte behövs mer vin) att det inte fanns några fler avgifter.
- Rånare, vad gör de! ropade officeren och vände sig mot Pierre. Överofficerens ansikte var rött och svettigt och hans rynkade ögon lyste. – Spring till reservaten, ta med lådorna! skrek han och tittade argt omkring Pierre och vände sig mot sin soldat.
"Jag går", sa Pierre. Officeren, utan att svara honom, gick med långa steg åt andra hållet.
- Skjut inte ... Vänta! han skrek.
Soldaten, som fick order om att gå för anklagelserna, kolliderade med Pierre.
"Åh, herre, du hör inte hemma här," sa han och sprang nerför trappan. Pierre sprang efter soldaten och gick förbi platsen där den unge officeren satt.
Ett, ett annat, ett tredje skott flög över honom, träffade framför, från sidorna, bakom. Pierre sprang ner. "Var är jag?" kom han plötsligt ihåg och sprang redan fram till de gröna lådorna. Han stannade, bestämt sig för om han skulle gå bakåt eller framåt. Plötsligt kastade ett fruktansvärt ryck honom tillbaka till marken. I samma ögonblick lyste ljuset av en stor eld upp honom, och i samma ögonblick kom ett öronbedövande åska, sprakande och visslande som ringde i öronen.
Pierre, som vaknade, satt på rygg och lutade händerna mot marken; lådan han var nära fanns inte där; bara gröna brända brädor och trasor lågo på det brända gräset, och hästen, som viftade med fragmenten av skaftet, galopperade bort från honom, och den andre, liksom Pierre själv, låg på marken och tjöt genomträngande, dröjande.
Pierre, utom sig själv av rädsla, hoppade upp och sprang tillbaka till batteriet, som till den enda tillflyktsort från alla fasor som omgav honom.
Medan Pierre gick in i skyttegraven märkte han att inga skott hördes på batteriet, men några människor gjorde något där. Pierre hann inte förstå vad det var för människor. Han såg en högre överste ligga på vallen bakom sig, som om han undersökte något nedanför, och han såg en soldat som han lade märke till, som bröt sig fram från folket som höll hans hand och ropade: "Bröder!" - och såg något annat konstigt.
Men han hade ännu inte hunnit inse att översten hade dödats, att ropade "bröder!" var en fånge som i hans ögon var en annan soldat med bajonet i ryggen. Så fort han sprang in i skyttegraven sprang en mager, gul man med ett svettigt ansikte i blå uniform, med ett svärd i handen, fram till honom och skrek något. Pierre, som instinktivt försvarade sig från en knuff, eftersom de, utan att se dem, sprang mot varandra, sträckte ut sina händer och grep denna man (det var en fransk officer) med ena handen vid axeln, med den andra stolt. Officeren släppte sitt svärd och tog Pierre i kragen.
Under några sekunder såg de båda med skrämda ögon på ansikten som var främmande för varandra, och båda var vilse över vad de hade gjort och vad de borde göra. ”Är jag tillfångatagen, eller är han tillfångatagen av mig? tänkte var och en av dem. Men, uppenbarligen, var den franske officeren mer benägen att tro att han hade tagits till fånga, eftersom Pierres starka hand, driven av ofrivillig rädsla, kramade hans hals hårdare och hårdare. Fransmannen höll på att säga något, när plötsligt en kanonkula visslade lågt och fruktansvärt över deras huvuden, och det tycktes Pierre att huvudet på den franske officeren hade slitits av: han böjde det så snabbt.
Pierre böjde också huvudet och släppte händerna. Eftersom han inte längre tänkte på vem som fångade vem, sprang fransmannen tillbaka till batteriet, och Pierre snubblade nerför de döda och sårade, som, det tycktes honom, höll på att fånga honom i benen. Men innan han hann gå ner, visade sig täta skaror av flyende ryska soldater möta honom, som fallande, snubblande och ropande, glatt och häftigt sprang mot batteriet. (Detta var attacken som Yermolov tillskrev sig själv och sade att endast hans mod och lycka kunde åstadkomma denna bedrift, och attacken där han påstås kasta St. George-korsen som han hade i fickan på högen.)
Fransmännen, som ockuperade batteriet, sprang. Våra trupper, som ropade "Hurra", drev fransmännen så långt bakom batteriet att det var svårt att stoppa dem.
Fångar togs från batteriet, inklusive en skadad fransk general, som var omringad av officerare. Skaror av sårade, bekanta och obekanta för Pierre, ryssar och fransmän, med ansikten vanställda av lidande, gick, kröp och rusade från batteriet på en bår. Pierre gick in på högen, där han tillbringade mer än en timme, och från den familjekretsen som tog honom in hittade han ingen. Det var många döda här, okända för honom. Men han kände igen några. En ung officer satt, fortfarande uppkrupen, vid kanten av vallen, i en blodpöl. Den röda soldaten ryckte fortfarande, men han togs inte bort.
Pierre sprang ner.
"Nej, nu ska de lämna det, nu ska de bli förfärade över vad de har gjort!" tänkte Pierre och följde planlöst efter massorna av bårar som rörde sig från slagfältet.
Men solen, täckt av rök, stod fortfarande högt, och framför, och särskilt till vänster om Semenovskij, rann något i röken, och mullret av skott, skott och kanoner försvagades inte bara, utan intensifierades till punkt av desperation, som en man som överansträngd skriker av all kraft.
Huvudhandlingen i slaget vid Borodino ägde rum inom loppet av tusen sazhens mellan Borodino och Bagrations fleches. (Utanför detta utrymme gjordes å ena sidan en demonstration av Uvarovs kavalleri av ryssarna mitt på dagen, å andra sidan, bortom Utitsa, var det en sammandrabbning mellan Poniatowski och Tuchkov; men dessa var två separata och svaga handlingar jämfört med vad som hände mitt på slagfältet. ) På fältet mellan Borodin och svallarna, nära skogen, i en öppen och synlig sträcka från båda sidor, ägde stridens huvudhandling rum, i det enklaste, mest osofistikerade sätt.
Slaget började med en kanonad från båda sidor från flera hundra kanoner.
Sedan, när hela fältet var täckt av rök, flyttade sig i denna rök (från fransmännens sida) två divisioner, Desse och Compana, till höger till spolningarna och till vänster vicekonungens regementen till Borodino.
Från Shevardinsky-skansen, på vilken Napoleon stod, befann sig flechesna på ett versts avstånd, och Borodino var mer än två verst i en rak linje, och därför kunde Napoleon inte se vad som hände där, särskilt eftersom röken smälte samman med dimman, gömde all terräng. Soldaterna från Desse-divisionen, riktade mot fläckarna, var synliga endast tills de gick ner under ravinen som skilde dem från fleches. Så fort de kom ner i ravinen blev röken av gevärs- och gevärsskott på blixtarna så tjock att den täckte hela höjden på den sidan av ravinen. Något svart flimrade genom röken - förmodligen människor, och ibland glimten av bajonetter. Men om de rörde sig eller stod, om de var fransmän eller ryssar, var det omöjligt att se från Shevardinsky-skansen.
Solen steg starkt och slog med lutande strålar mitt i ansiktet på Napoleon, som tittade under armen på spolningarna. Rök smög sig framför spolningarna, och nu såg det ut som att röken rörde sig, nu såg det ut som att trupperna rörde sig. Bakom skotten hördes ibland folkskrik, men det var omöjligt att veta vad de gjorde där.
Napoleon, stående på högen, såg in i skorstenen, och i den lilla kretsen av skorstenen såg han rök och människor, ibland sina egna, ibland ryssar; men var det var han såg, visste han inte när han såg igen med ett enkelt öga.
Han steg ner från högen och började gå upp och ner framför den.
Då och då stannade han, lyssnade på skotten och kikade in på slagfältet.
Inte bara från platsen nedan där han stod, inte bara från högen på vilken några av hans generaler nu stod, utan också från själva fleches, på vilka nu var tillsammans och omväxlande nu ryssar, nu fransmän, döda, sårade och levande, rädda eller upprörda soldater var det omöjligt att förstå vad som hände på denna plats. Under loppet av flera timmar, på denna plats, mitt i det oupphörliga skjutandet, uppträdde gevär och kanoner antingen ryssar eller fransmän, eller infanteri- eller kavallerisoldater; dök upp, ramlade, sköt, krockade, utan att veta vad de skulle göra med varandra, skrek och sprang tillbaka.
Från slagfältet hoppade hans utsända adjutanter och ordningsmän av hans marskalkar ständigt till Napoleon med rapporter om ärendets gång; men alla dessa rapporter var falska: både därför att det i stridens hetta är omöjligt att säga vad som händer i ett givet ögonblick, och därför att många adjutanter inte nådde stridens verkliga plats, utan förmedlade vad de hörde från andra; och även för att medan adjutanten passerade de två eller tre verst som skilde honom från Napoleon, förändrades omständigheterna och nyheterna han förde med sig redan blev falska. Så en adjutant red upp från vice kungen med nyheten att Borodino var ockuperad och bron över Kolocha var i händerna på fransmännen. Adjutanten frågade Napoleon om han skulle beordra trupperna att lämna? Napoleon beordrade att ställa upp på andra sidan och vänta; men inte bara medan Napoleon gav denna order, utan även när adjutanten just lämnat Borodino, hade bron redan i början av striden återerövrats och bränts av ryssarna.
... bta Gorda och Kaliforniens golf. På det kanadensiska segmentet är gränsen för samma två plattor Queen Charlotte Fault - ett transformsystem av typen "ridge-arc". Den aleutiska subduktionszonen visar ett annat fall, när bågens krökning i kombination med subduktionsriktningen spelar en avgörande roll: längs bågen från öst till väst blir subduktionen mer och mer sned och slutligen, nära Commander Islands, den övergår i en transformationsförskjutning
27. Djup struktur av subduktionszoner.
Subduktion är en process där kontinental och oceanisk litosfär eller oceanisk och oceanisk litosfär konvergerar vid en konvergent gräns. När de rör sig i motsatt riktning går den tyngre litosfäriska plattan (alltid oceanisk) under en annan och sjunker sedan in i manteln.
I slutet av 50-talet. G. Stille föreslog att bildandet av djupvattengravar, de negativa gravitationsanomalierna som åtföljer dem och de seismiska fokalzonerna som sträcker sig in i manteln är förknippade med sned subduktion av oceanskorpan; på ett visst djup smälter den, vilket ger upphov till vulkaniska kedjor som sträcker sig parallellt med tråget.
Beroende på arten av de interagerande sektionerna av litosfären är subduktionszoner indelade i två typer: marginala kontinentala zoner (Andinska, Sunda och japanska typer) och oceaniska zoner (Marian typ). De första bildas där den oceaniska litosfären subducerar under kontinenten, de andra - under växelverkan mellan två sektioner av den oceaniska litosfären.
Strukturen och subduktionsregimen för kontinentala marginalzoner är olika. Andinska havet, den längsta av dem (cirka 8000 km), kännetecknas av svagt sluttande subduktion av den unga oceaniska litosfären, dominansen av tryckspänningar och bergsbyggande på kontinentalflanken.
Sundabågen kännetecknas av frånvaron av sådana påfrestningar, vilket möjliggör uttunning av kontinentalskorpan, vars yta huvudsakligen ligger under havsytan; den subduceras av den äldre oceaniska litosfären, som går djupare i en brantare vinkel.
Subduktionszoner av japansk typ kan också betraktas som en mängd olika kontinentala marginalzoner, en uppfattning om vilka ges av korsningen som går genom Japan Trench - Honshu - Japanska havet. Karakteristiskt är närvaron av en marginell havsbassäng med områden med nybildad skorpa av oceanisk eller suboceanisk typ. Geologiska, geofysiska och paleomagnetiska data gör det möjligt att spåra öppningen av det marginella Japanska havet som en remsa av kontinental litosfär skild från den asiatiska marginalen. Böjde sig gradvis och förvandlades till den japanska öbågen.
Under bildandet av subduktionszoner av oceanisk (Marian) typ subduceras den äldre (och därför mer kraftfulla och tyngre) oceaniska litosfären under den yngre, i kanten av vilken en öbåge bildas. Exempel: södra Antillernas system.
28. Subduktionskinematik, huvudvarianter. (typ som placeringsmönster)
Grunden är den horisontella glidningen av 2 litosfäriska plattor, samt gravitationssänkningen av en med negativ flytkraft på astenosfären.
Tre huvudsakliga rörelsevektorer: horisontellt riktade glidvektorer (2) och nedåtriktade vektorer för gravitationssjunkande.
Enligt beräkningar förlorar oceanskorpan sin + flytkraft vid en ålder av 10 miljoner år - tätheten ökar i förhållande till den underliggande astenosfären.
Den motsatta, stötande förskjutningen av gångjärnet på den subducerande plattan förhindras av den nedsänkta delen av plattan, förankrad i manteln.
Vektorerna för den horisontella rörelsen hos litosfäriska plattor kan orienteras både i rät vinkel och i en spetsig vinkel mot diket. Med sned subduktion utvecklas longitudinella saxar längs gränsen - Sunda-bågen
Vid höga rörelsehastigheter för den övre plattan + platsen där den relativt lätta eller förtjockade oceaniska litosfären subducerar, avancerar den övre plattan bortom gångjärnslinjen på den nedre plattan och överlappar den. En mycket svagt sluttande ytnära del av Benioff-zonen bildas, karakteristiskt uttryckt under Andernas centrala segment.
Subduktions ortogonalitetsregel, dess förklaring och användning.
Konvergensen av litosfäriska plattor under subduktion sker i en riktning som skär rännans anslag i en liten vinkel. (<60 в 80% случаев)
Friktionsmotståndet mot subduktion är minimalt vid en relativ vinkel på 90 och ökar när vinkeln minskar till 45, detta ses som ett dynamiskt skäl för ortogonalitet.
Under paleogenen skedde subduktionen av Faraglionplattan i allt skarpare vinklar mot Cordillera och Andinska kontinentala marginalerna - separationen av Juan de Fuca, Cocos, Nazca plattorna - som följaktligen subduceras nästan ortogonalt.
Om den yttre påverkan plötsligt ändrar riktning, dör den tidigare subduktionen och en ny bildas på grund av det orienterade transformationsfelet.
Regeln används i paleotektoniska rekonstruktioner för att lösa det omvända problemet: den mest sannolika konvergensriktningen för litosfäriska plattor bestäms längs strejken av den antika subduktionszonen.
29. Benioff seismiska fokalzoner. Deras djup, profiler, strukturer, spänningar i mitten.
En slående manifestation av modern subduktion är seismiska fokalzoner - en uppsättning seismiska källor som snett går till djupet. Seismiska källor är begränsade till den subducerande litosfäriska plattan och tränger tillsammans med den in i astenosfären, ibland helt korsar den. Åren 1949-1955. X. Benioff från California Institute of Technology som sammanfattar arbetet med seismiska fokalzoner. Därför fick de namn efter honom.
Djup av Benioff-zonerna. Om man jämför lokaliseringen av jordbävningskällor med resultaten av seismisk tomografi för samma subduktionszon, kan man vara övertygad om att litosfärens sänkning först, till ett visst djup, genererar källor till elastiska vibrationer och sedan fortsätter som en aseismisk process. Detta bestäms av minskningen av de elastiska egenskaperna hos den subdukterande litosfären när den värms upp. Djupet av Benioff-zonerna beror huvudsakligen på mognaden hos den subducerande oceaniska litosfären, som ökade dess tjocklek och svalnade med åldern.
Den andra viktiga regulatorn av Benioff-zonernas djup är subduktionshastigheten. Vid höga hastigheter (9-10,5 cm/år) behåller även litosfären med en ålder av 80-40 miljoner år sina elastiska egenskaper till djup av cirka 600 km.
Exempel: djupet för en av de mest utvidgade seismiska fokalzonerna, Andinska havet, minskar från 600 km i dess centrala del till 150-100 km på flankerna. Förändringar sker diskret i enlighet med segmenteringen av denna subduktionszon.
Den vertikala fördelningen av seismiska källor i Benioff-zonerna är extremt ojämn. Deras antal är maximalt i toppen av zonen, minskar exponentiellt till djup på 250-300 km och ökar sedan, vilket ger en topp i intervallet från 450 till 600 km.
Riktningen för lutningen av Benioff-zonerna. Efter de svaga är alla Benioff-zoner orienterade snett. I kontinentala marginalsystem, inklusive de komplexa systemen av japansk typ, sjunker plattan alltid mot kontinenten, eftersom det är den oceaniska litosfären som subducerar. Här, med den konvergenta växelverkan mellan två plattor i den oceaniska litosfären, sjunker den som är äldre, och därför tjockare och tyngre. Motsvarande Benioff-zon lutar alltså under den yngre oceaniska litosfären, var den än befinner sig.
Profil för Benioff-zonerna. Lutningen för varje seismisk fokalzon ändras med djupet enligt konfigurationen av plattan som spåras av seismisk tomografi. Små lutningsvinklar vid ytan (35-10°) ökar med djupet: först mycket lite, sedan följer vanligtvis en distinkt böjning, varefter en ytterligare gradvis ökning av lutningen är möjlig, upp till nästan vertikal. Orsaken till den ojämna ökningen av plattans branthet (och den seismiska fokalzonen) som går in i manteln och motsvarande böjningar av dess profil anses vara packningen av bergarterna i den subducerande litosfären på grund av fasövergången av mineraler .
Fördelning av benioff-zoner.
nära ytan- under djuphavsgraven, och ofta på dess oceaniska ram - centran är belägna inuti litosfären, främst i dess övre delar (förlängning).
Nedan, på ett djup av upp till 15 km, kan subduktion vara aseismisk.
Djupare, där subduktionsplattan kommer ur kontakt med den hängande litosfäriska vingen, och sedan störtar in i astenosfären, är alla härdar igen inuti plattan.
Äntligen ännu djupare Benioff-zonen fortsätter som en kedja av foci i den övre delen av litosfären, som bildas under kompression längs plattans sluttning.
Seismiciteten över Benioff-zonerna bestäms huvudsakligen av tjockleken på litosfären i den hängande väggen, samt av fördelningen och intensiteten av värmeflödet som passerar genom den. I öbågar spåras seismiciteten över Benioff-zonen, med början vid diket, i sidled under 500 km eller mer. Dessa är till övervägande del grunda källor. Den regelbundna fördelningen av seismiska källor, den japanska subduktionszonen
30. Djup struktur av subduktionszoner enligt geofysiska data.
Metoderna för seismik, seismologi, gravimetri, magnetometri, magnetotellurisk sondering, geotermi, som ömsesidigt kompletterar varandra, ger direkt information om materiens djupa tillstånd och strukturen hos subduktionszoner, som kan spåras med deras hjälp ner till den nedre manteln.
Flerkanalig seismisk profilering gör det möjligt att erhålla strukturella profiler av subduktionszoner ner till flera tiotals kilometers djup med hög upplösning. På sådana profiler kan subduktionszonens huvudförkastningsplan, såväl som den inre strukturen hos litosfäriska plattor på båda sidor av detta förkastningsplan, urskiljas.
Med hjälp av seismiska tomografimetoder kan den subdukterande litosfären spåras djupt in i manteln, eftersom denna litosfär skiljer sig från de omgivande bergarterna i högre elastiska egenskaper (”seismisk Q-faktor”) och hastighetsegenskaper. Profilerna visar hur subduktionsplattan korsar det astenosfäriska huvudskiktet. I vissa zoner, inklusive under Kamchatka, fortsätter den att följa snett och går in i den nedre manteln till ett djup av 1200 km (fig. 6.6). I andra zoner, särskilt i Izu-Boninskaya, efter att ha nått ytan av den nedre manteln (där viskositeten hos stenar på ett djup av 670 km ökar 10-30 gånger), böjs litosfären och följer sedan horisontellt ovanför denna yta . På det hela taget har seismiska tomografimetoder lyckats spåra den subducerade delen av de oceaniska litosfäriska plattorna upp till 1800 km långa, räknat från djuphavsgraven. Baserat på genomsnittliga subduktionshastigheter är detta resultatet av en konvergent interaktion under de senaste cirka 25 Ma.
Extremt viktig information tillhandahålls av seismologiska observationer av jordbävningskällor som förekommer i den övre delen av subduktionszoner (på flera hundra kilometers djup) och bildar kraftfulla lutande seismiska fokalzoner - de så kallade Benioff-zonerna (se 6.1.4).
31. Gravimetriska och magnetiska anomalier över subduktionszoner, värmeflödesfördelning.
Gravimetri: skarpa anomalier av gravitationen, långsträckta längs subduktionszonen, när de korsar den ersätts i en regelbunden sekvens. En positiv anomali upp till 40-60 mGl spåras vanligtvis i havet framför djuphavsgraven, som är begränsad till den marginella dyningen. Det orsakas av den elastiska antiklinala böjningen av den oceaniska litosfären i början av subduktionszonen. Detta följs av en intensiv negativ anomali (120-200, upp till 300 mG), som sträcker sig över djupvattendiket och förskjuts flera kilometer mot dess öbågsvägg. Denna anomali korrelerar med den tektoniska lättnaden av litosfären och, i många fall, med förtjockningen av det sedimentära komplexet. En hög positiv anomali (100-300 mg) observeras på andra sidan av djupvattendiket ovanför subduktionszonens hängande vägg. En jämförelse av de observerade gravitationsvärdena med de beräknade bekräftar att detta gravitationsmaximum kan bero på den sneda subduktionen av tätare stenar i astenosfären i förhållande till den kalla litosfären. I ö-bågesystem följs fortsättningen av gravitationsprofilen vanligtvis av små positiva anomalier över den marginella havsbassängen.
Geotermiska observationer avslöjar en minskning av värmeflödet när den relativt kalla litosfären sjunker under öbågens (eller kontinentala) kant av djuphavsgraven. Men ytterligare, när vi närmar oss bältet av aktiva vulkaner, ökar värmeflödet kraftigt.
Modern subduktion kommer också till uttryck i magnetometriska data. På kartorna över linjära magnetiska anomalier i bassängen av oceanisk typ urskiljs deras tektoniska gränser av sprick- och subduktionskaraktär tydligt. Om i förhållande till de första linjära anomalierna i oceanskorpan överensstämmer (parallellt med dem), så är subduktionsgränserna sekanta, de skär av systemen av anomalier i vilken vinkel som helst, beroende på den konvergenta interaktionen mellan litosfäriska plattor.
När den oceaniska litosfären sjunker ner i ett djupvattendike, minskar ofta intensiteten av linjära anomalier med flera gånger, vilket förmodligen förklaras av avmagnetisering av bergarter på grund av böjspänningar. I andra fall kan anomalier spåras till den konvergenta gränsen och till och med bortom. På fig. 6.12 visar en karta över magnetfältet för ett av segmenten i det centralamerikanska diket (16-17 ° N). Linjära anomalier i oceanskorpan, som här är av miocen ålder, är förlängda i SO-NW-riktningen, korsar djuphavsgravens axel och spåras sedan under subduktionszonens hängande vägg i ett band omkring 25 km bred. Den oceaniska litosfären som sjunker till djupet verkar lysa genom de sedimentära komplexen i den kontinentala marginalen, skrynkliga i veck. Ännu vidare, där den störtar under en tjock granit-gnejsskorpa, går linjära anomalier förlorade.
32. Magmatism av subduktionszoner, mönster för dess läge.
Placering: Det rumsliga förhållandet mellan kraftfulla bälten av modern vulkanism med djuphavsgravar, Benioff-zoner och andra manifestationer av subduktion är ganska distinkt. På exemplet med vulkaner i Japan, fann man att kedjor av aktiva vulkaner är belägna ovanför mitten av djupet av den seismiska fokalzonen. Senare blev det klart att detta är ett mönster som kan spåras i alla subduktionszoner. Djupet av den lutande seismiska fokalzonen under vulkanerna varierar från 60 till 350 km, men den maximala magmatiska aktiviteten observeras över intervallet 100–200 km. Vulkanernas avstånd från diket är omvänt relaterat till lutningen av den seismiska fokalzonen. Ju större lutningsvinkeln är, desto närmare rännan manifesterar sig vulkanismen, detta mönster bibehålls globalt. Linjen som begränsar vulkanbältet från sidan av diket kallas vulkanfronten - 120-250 km från djupvattendiket. På motsatt sida är gränsen för vulkanbälten inte så skarp. Den totala bredden på de subduktionsvulkaniska bälten varierar från flera tiotals kilometer till 175-200 km, på vissa ställen till och med något mer.
Djupa rötter: Eftersom plattan rör sig bland astenosfäriskt material på lämpligt djup och seismiska källor finns inom det, innebär en minskning av seismiciteten under vulkaner troligen en minskning av de elastiska egenskaperna hos den subducerande litosfären under separation av vätskor eller till och med partiell smältning. Detta magmagenererande segment av subduktionszonen är det område där magma-genesisprocesser precis börjar fortsätta ovanför den subdukterande plattan i mantelkilen och jordskorpan upp till ytnära magmakammare i vulkanernas källare. Det vulkaniska bältets djupa rötter, markerade av en minskning av bergarternas hastighet och elastiska egenskaper, spåras tydligt av seismisk tomografi - upp till plattans yta.
Specifikt för sammansättningen av magma ovanför subduktionszoner.
Sammansättningen av vulkaniska bergarter påverkas av:
Lateral: kalium, rubidium strontium ökar till subduktionsdjupet, Fe/Mg minskar
Tholeiit (tholeiitic basalt, ferruginous dacite) ersätts av calc-alkaline (aluminiumoxid basalt-rhyolite) i riktning mot t-tråget, och shoshonitic (shoshonite basalt-trachyte) i den bakre delen av bågen
ORE: Au, Cr, Ni, Cu-Zn? Pb, Mo - under Sn-Wo-U-bågen
(förmodligen på samma plats...)47. Specifikt för sammansättningen av magma ovanför subduktionszoner.
Bildandet av magma som matar subduktiv vulkanism involverar ett ämne som separeras från den sjunkande oceaniska litosfären, från stenarna i den astemosfäriska kilen som ligger ovanför den, såväl som från manteln och jordskorpan i den hängande vinglitosfären, som fungerar som grunden. av vulkanbältet. En viktig specifik egenskap hos magmabildning under subduktion anses vara rörelsen av havsskorpans substans, inklusive dess sedimentära täckning, djupt in i maitia, vilket ger motsvarande geokemiska egenskaper till mantelmagma. Dessutom förändrar en stor mängd vatten, som införs i detta fall, radikalt villkoren för partiell smältning av peridotiter ovanför subduktionszonen. Att döma av laboratorieexperiment är direkt separation av inte bara basalt utan också andesitiska smältor möjlig från den "översvämmade" manteln. Trots mångfalden av subduktionsvulkaniska bergarter, som inkluderar ett brett utbud av bergarter av tholeiit-, calc-alkaline och shoshonite-serien, gör deras geokemiska specificitet i många fall det möjligt att skilja dessa bergarter från liknande vulkaniska bergarter av annat ursprung.
33. Subduktionstillväxt och subduktionserosion, deras geologiska uttryck.
Den tektoniska effekten av interaktionen mellan litosfäriska plattor i olika subduktionszoner, och ofta i närliggande segment av samma zon, skiljer sig. Beroende på detta kan man skilja mellan regimen för subduktionstillväxt, regimen för subduktion (tektonisk) erosion och även den neutrala regimen.
Det finns en annan mekanism för uppbyggnaden av ö-bågen eller kontinentala marginalen. En del av det sedimentära materialet som går till djupet med den oceaniska plattan är också fördröjd, separerar från den och skiktas underifrån till subduktionszonens hängande vägg. Den resulterande fjällande strukturen med upprepad upprepning av samma fragment av den stratigrafiska sektionen var studeras i detalj i kritans växtbälte i Shimanto (Japan).
Erosion. Sättet för subduktionserosion uttrycks genom skjuvning av den hängande vingen under verkan av den subducerande litosfäriska plattan, som för bort förstörelseprodukterna till ett djup. Tillsammans med subduktionstillväxt är detta en av de två huvudsakliga tektoniska subduktionsregimerna.
Seismiska profiler är en viktig informationskälla. År 1986 tolkades sambanden som avslöjades genom profilering under Japan-gravens öbågssluttning. Första tecknet på erosion: Det finns inget modernt ackretionärt prisma här. Den hängande (ö-båge) vingens struktur vittnar om tektonisk erosion. Detta är en skiktad serie av kritaålder som lutar från diket, som är avskuren på djupet av en svagt sluttande yta av tektonisk kontakt: erosionen av den hängande vingen sker underifrån. Konsekvensen av sådan erosion anses vara en sänkning av öbågssluttningen, etablerad längs borrhålens pelare.
Med en långsiktig utveckling skär subduktionserosion bort elementen i öns båge närmast djupvattendiket eller kontinentens aktiva marginal, medan de döende vulkaniska bälten förskjuts närmare och närmare den konvergerande gränsen. 2:a
2 erosionsmekanismer:
Basal erosion involverar den mekaniska påverkan av subduktionsplattan på den nedre ytan av subduktionszonens hängande vinge (se fig. 6.27, A). Denna vinge eroderas underifrån, vilket leder till en minskning av dess tjocklek och en motsvarande sänkning.
Frontal erosion - avskärning av framkanten av den hängande vingen med en subduktionsplatta, infångning och inblandning i subduktion av stenarna som utgör denna kant. Det är särskilt märkbart där en dissekerad tektonisk relief - ett system av grabens och horsts - bildas på en subduktionsplatta under dess böjning.
Neutral subduktionsregim - en regim där subduktion inte åtföljs av vare sig accretion eller tektonisk erosion, detta är ett sällsynt fenomen
34. Identifiering och rekonstruktion av gamla subduktionszoner.
Närvaron av gamla subduktionszoner kan bestämmas av närvaron av ett accretionärt prisma.
Dessutom har subduktionszoner specifik vulkanism. En viktig egenskap för magmabildning under subduktion är rörelsen av havsskorpans material, inklusive dess sedimentära täckning, djupt in i manteln, vilket ger motsvarande geokemiska egenskaper till mantelmagma. Dessutom förändrar en stor mängd vatten, som införs i detta fall, radikalt villkoren för partiell smältning av peridotiter ovanför subduktionszonen. Att döma av laboratorieexperiment är direkt separation av inte bara basalt utan också andesitiska smältor möjlig från den "översvämmade" manteln.
Ovanför subduktionszonerna finns anomala afeoliter.
Ofioliter:
Deras anomali över subduktionszoner -
Den sedimentära bildningen av back-arc bassänger är typisk - å ena sidan vulkanaska från det magmatiska bältet och å andra sidan terrigena kontinentala sediment från kontinenten. Tjockleken på pelagiska leror här är mycket större än i havet.
Det är möjligt att bestämma subduktionsriktningen från blåskiffer- och grönskifferformationer. Blå skifferstenar bildas under förhållanden med lägre temperaturer och högre tryck.
35. Obduktion av den oceaniska litosfären och dess föreslagna mekanismer.
Den normala interaktionen mellan kontinentala och oceaniska litosfärer vid konvergenta gränser uttrycks genom subduktion. Endast på vissa ställen och under en kort tid uppstår en sådan kombination av tektoniska förhållanden där den oceaniska litosfären lyfts upp och skjuts över den kontinentala marginalen. För närvarande sker denna process tydligen inte någonstans, men en relativt ny episod (slutet av miocen - pliocen) har etablerats i korsningen mellan den chilenska spridningsryggen och den andinska aktiva marginalen. Vid tiden för framstötningen var den en relativt ung, medeltjock och fortfarande något kyld litosfär med en relativt låg medeldensitet och därför, i enlighet med isostasi, hög hypsometrisk positionär en nödvändig förutsättning för obduktion.
Obduktion åtföljs som regel av en dynamotermisk metamorf effekt av heta peridotiter, som bildar den nedre delen av den litosfäriska plattan, på autochtons klippor.
Obduktionsmekanismer:
Obduktion vid kanten av en havsbassäng förekommer både vid dess aktiva och passiva marginaler. Detta är en modell av obduktion när en utbredd ås kolliderar med en aktiv kontinental marginal. Om åsen sträcker sig ungefär parallellt med kanten, kommer kontinentalplattan under subduktionens gång att överlappa sin närmaste flank och komma i kontakt med den upplyfta kanten på den andra flanken, som till följd av detta kan visa sig vara dragkraft. Ett exempel är absorptionen av den chilenska spridningsåsen.
Obduktion under stängning av bassänger av havstyp. De geologiska förhållandena för platsen för många obducerade fragment av den oceaniska litosfären nära djupa ofiolitsuturer i Medelhavet-Himalaya och andra vikta bälten gör det möjligt att associera deras ursprung med stängningen av små oceaniska bassänger som Röda havet. Om öppningen av sådana bassänger direkt ersätts av deras sammandragning, gynnar ett högt värmeflöde flagningen av litosfäriska plattor. Den höga hypsometriska positionen för den unga oceaniska litosfären och de nedsänkta skuldrorna på den förtunnade kontinentala jordskorpan vid kanterna av sådana spridningsbassänger bidrar till obduktion. När den kontinentala inramningen är helt stängd stiger den strukturella sömmen och en sluttning uppträder i botten av intilliggande epikontinentala bassänger, vilket säkerställer ytterligare gravitationsrörelse av de obducerade plattorna i den oceaniska litosfären, åtföljd av bildandet av olistostromer.
36. Kollisionsområden för den kontinentala litosfären: relief, struktur, rörelser, vulkanism, djupegenskaper.
Om den kontinentala litosfären närmar sig den konvergenta gränsen från båda sidor, så sjunker inte relativt lätta sialiska bergarter in i manteln, utan går in i aktiv mekanisk växelverkan. Intensiv kompression genererar komplexa strukturer, förtjockning av skorpan och bergsbyggnad. I det här fallet kan inre tektonisk skiktning av litosfären uppträda, när den är uppdelad i plattor som upplever horisontell förskjutning och disharmoniska deformationer. , på den konvergerande gränsen, istället för subduktion, utvecklas en kollision, det vill säga en kollision av litosfäriska plattor - en geodynamisk regim som för närvarande manifesterar sig huvudsakligen längs Medelhavet-Himalayas veckbälte som är tusentals kilometer lång. Kollision, rörelser och deformationer som är förknippade med det är maximala i de segment av detta bälte där Eurasiens södra marginal motsätts av utsprången av kontinentalplattorna i Hindustan och Arabien. På dessa ställen bildas förträngningar (vridning) av det vikta bältet.
Himalayas och Tibets storslagna struktur ger en uppfattning om en mer mogen och fortfarande mycket aktiv fas av kollisionssamspelet mellan stora kontinentala enheter. Det började i Paleogenen för 50-70 miljoner år sedan, när den oceaniska litosfären, som skilde den hindustansiska subkontinenten från den eurasiska marginalen, helt subducerade sig under den. Lutningen av subduktionszonen förutbestämde den södra vergensen av vikningen och dragkrafterna i kollisionsstadiet. Motrörelsen i Hindustan och Eurasien, vars hastighet före kollisionen nådde 15-20 cm/år, fortsatte i framtiden. Först (före oligocenen) inträffade det med en hastighet av cirka 10 cm/år, senare - 5 cm/år eller mindre, och den totala inflygningen efter kollisionens början överstiger 2000 km.
Bergsbyggande under en kollision åtföljs av ackumulering av tjock melass i de främre och mellanliggande trågen.
Längsgående rörelse av stenmassorna i kollisionsbältet. Under konvergensen av strukturellt heterogena litosfäriska plattor som består av kontinentala och oceaniska delar, samt där den kontinentala marginalen samverkar med flera olika plattor och mikroplattor, observeras övergångar längs anslag från kollisionszoner till subduktionszoner eller vice versa. Fortsättningen av Timor-kollisionssystemet i Sunda-subduktionssystemet, som betraktas ovan, kan tjäna som ett exempel. Det komplexa strukturmönstret som är karakteristiskt för Medelhavet-Himalaya-bältet förklaras av oregelbundna konturer och ömsesidig geometrisk diskrepans mellan de kontinentala marginalerna som bildar detta bälte: det eurasiska, å ena sidan, det afrikansk-arabiska och hindustan, å andra sidan.
Relationerna är mest uttrycksfulla vid korsningen av de kollisionsanatoliska-kaukasiska och subduktions-egeiska-cypriotiska segmenten, eftersom intensiv kompression av det vikta bältet framför framsidan av den arabiska indentern samexisterar där med inte mindre intensiv och stabil förlängning ovanför subduktionszonen.
Kollisionsdeformationer bort från den konvergenta gränsen. Under gynnsamma geologiska förhållanden manifesterar kollisionsdeformationer sig inte bara i zonen av konvergent interaktion mellan litosfäriska plattor, utan också på avstånd från den. Sålunda, under tryck från alpernas kollisionsorogen, revs plattformsöverdraget av förlandet av längs plastklipporna i det salthaltiga trias, förskjutits och deformerades, med bildandet av vecksystemet i Jurabergen 50–150 km åt nordväst.
Kollaps av kollisionsorogener. Vid utvecklingen av kollisionsbergsstrukturer följs stadiet av kompression, förtjockning och isostatisk upphöjning av jordskorpan av stadiet av dess förlängning, uttunning och motsvarande sättning (orogen kollaps). I Alperna, där modern förlängning manifesterar sig seismologiskt, fann man att den i orogenens centrala zoner började så tidigt som 20 Ma och samexisterade under lång tid med fold-thrust kompressionsdeformationer i periferin av bergsstrukturen.
Om hot spots, i en hög:
Vulkaniska strukturers linjäritet och den regelbundna åldrandet av tiden på Imperial Range i Stilla havet ledde till att W. Morgan (Morgan W.J.) 1971 skapade en modell av en hot spot (från den engelska hot spot) som en relativt stationär och långlivad termisk anomali i manteln. Det är en källa till magma berikad med spårämnen och matar vulkanerna på oceaniska öar och det inre av kontinenter. På jordens yta återspeglas en hotspot i onormalt hög vulkanisk aktivitet för närvarande eller i det förflutna. Helst är detta en kedja av moderna och antika vulkaner, vars ålder gradvis blir äldre i en riktning (spår av en hot spot, plym), vilket är förknippat med "bränning" av en rörlig litosfärisk platta. När plattan rör sig bort från hotspot upphör vulkanen att vara aktiv, dör av och tillsammans med plattan flyttar sig bort från hotspot. Ett klassiskt exempel på en hotspot-spår skulle vara en kedja av vulkaner som sträcker sig i Stilla havet från Obruchev Rise med överlagrade havsberg, bildar Imperial Range och spår till Hawaiiöarnas skärgård med aktiva vulkaner (t.ex. Mauna Loa). Samtidigt började denna ursprungliga idé tillämpas på alla vulkaniska strukturer i världshavet, vilket enligt författaren till denna manual inte är entydigt bevisat.
Hot spots och mantelplymer
På 1970-talet föreslog J. Wilson och J. Morgan hypotesen "hotspots" och "mantelstrålar (plymer)". Grunden är observationer på de hawaiiska och kejserliga åsarna i Stilla havet. Den första av dem är en kedja av öar med utdöda vulkaner, som slutar i sydost med aktiva vulkaner på Hawaiiöarna. I början artikulerar den med en kedja av undervattens vulkaniska högland som kallas Imperial Range. Således ser vi ett mönster av regelbunden migration i tid och rum av vulkaniska centra. Wilson och Morgan förklarade denna bild med att under Fr. Hawaii upplever för närvarande en het mantelstråle som bryter genom astenosfären och litosfären och intar en stationär position. Stillahavsplattan rörde sig över denna heta punkt, först i nordväst (Imperial Range), och sedan, från 42 Ma, i väst-nordvästlig riktning, medan den heta jetstrålen "genomborrade" den och skapade fler och fler nya vulkaner.
Det finns cirka 40 hotspots i haven och på kontinenterna, och manifestationer av vulkanisk aktivitet är förknippade med nästan alla. Alkalisk-basaltisk magma som härrör från icke-utarmad mantel är karakteristisk, vilket indikerar den djupa positionen för "rötterna" av heta fläckar. Baserat på deras stationaritet är det möjligt att bestämma inte relativa, utan "absoluta" rörelser av litosfäriska plattor, mätt i förhållande till heta fläckar förankrade i manteln.
Det finns också begreppet superplumes, som är förknippat med processerna för krossning och sönderfall av superkontinenter.
39. Men inte säker.
Det finns två huvudsakliga metoder för initiering och öppning av sprickzoner. Konceptet med aktiv rifting är baserat på den traditionella idén om det stigandes företräde
År 1951 använde Amstutz, i sitt arbete om alpernas tektonik, ordet subduktion för att beteckna de förhållanden som utgjorde den mest komplexa strukturen i Alperna. Efter det användes denna term knappast av någon på 20 år.I den moderna platektoniska förståelsen började termen subduktion användas sedan 1969. Klassisk platetektonisk subduktion ger förekomsten av minst en sida av den oceaniska litosfären, vilket är motsatt till kontinental subduktion (kontinent-kontinentkollision).
Subduktionsgränser är starkt seismiska gränser (nästan alltid uttryckt i relief som djupvattendiken), de kraftigaste stötarna är begränsade till dem.
Inom geologin kallas ett dike ett subduktionsdike, allt annat är ett tråg.
Varför kan subduktion inte helt enkelt kallas en litosfärisk underdrivning, en dragkraft? Detta beror på subduktionsprocessens mer komplexa kinematik: oftast rör sig båda plattorna i motsatt riktning, mindre ofta är en av plattorna (oftast den övre) orörlig.
Geografisk placering av subduktionszoner.
1. De flesta av subduktionszonerna är belägna på kanten av Stilla havet (med undantag för vissa zoner). Detta kom från det faktum att i början av mesozoiken i det sena skedet av utvecklingen av Pangea fanns det en ringformig subduktionszon runt den: den började nära Australien, täckte Pangea nästan helt söder om norra Eurasien och vände inuti ringen längs den södra kanten av norra Eurasien.
2. Rent geografiskt subduktionszoner i Atlanten - i Små Antillerna och Södra Antillerna (Scotia arc). Men dessa subduktionszoner är inte primära: Scotia Arc brukade löpa längs Andernas västra gräns (dvs i Stilla havet), och buktade sedan ut i Atlanten och skars av från Stilla havet genom en senare subduktion zon. Samma sak hände med Lilla Antillerna.
3. Från Stilla havet till Gibraltar (från sydost till nordväst) - svans från Stilla havet:
· Sunda subduktionszonen är för närvarande den mest aktiva och orsakar tsunamier och jordbävningar. Den oceaniska litosfären på den komplexa indo-australiska plattan subduceras under den urtunnade kontinentala litosfären i den eurasiska enheten.
· Tibets kollisionsgräns - den komplexa indo-australiska plattan smälter samman med sin eurasiska kontinentala del.
· Makran subduktionszon (södra Pakistan) - den oceaniska delen av den indo-australiska plattan och den eurasiska plattan.
· Kollision Zagros.
· Subduktionszon i östra Medelhavet (Egeiska havet - dess bakre bågbassäng).
· Kollision Grekland-Apenninerna - det kontinentala Adriatiska massivet kolliderar med Eurasien.
· Jonisk subduktionszon (öbågen i Kalabrien).
· Gibraltars subduktionszon - Den atlantiska litosfären subducerar österut under kontinenten.
Således observeras en "prickad" struktur för detta område för distribution av subduktionsgränser.
Inom det långlivade subduktionsbältet dör subduktionszoner ut och hoppar. Endast i en del av Stillahavskanten finns en subduktionszon, som inte har förändrats sedan den bildades - nästan i hela Anderna (förutom Ecuador och Colombia).
Om subduktionszonen förenar den kontinentala och oceaniska litosfären, går subduktionen under kontinenten. I den intraoceaniska situationen är den oceaniska litosfären av olika åldrar (subduktionszon för de nya hybriderna, Tonga-Kermadec): den äldre litosfären kommer att sjunka under den yngre, eftersom det är kallare, tätare.
