Zone de subducție și arcuri insulare
Subducțiune - acesta este locul în care munca tectonist, geologie structurală, sedimetologi, Petrologie de geochimie magmatice și metamorfice, Geofizică și Geologie aplicată.
Zonele de subducție sunt locul în care plăcile litosferice răcite sunt scufundate înapoi în manta. Aproximativ 50 MU sunt necesare pentru litosfera oceanică, care sa format în mediul fierbinte (> 1000 ° C) al creastelor oceanelor medii pentru a se răci în starea echilibrată și a coborî la adâncimea maximă sub nivelul mării. Deși nu există un acord universal cu privire la echilibrul forțelor care produc tectonică a plăcilor, forța forței "slab-trage" este considerată foarte importantă. De exemplu, placa Pacific, cea mai rapidă placă, se mișcă aproximativ 10 cm / an. Aceasta este placa care este subductată în litosfera Pământului și, prin urmare, puterea totală a plăcii este mare. Principalul argument vine din faptul că crusta oceanică răcită este mai ușor convertită în eclogit dens, care este mult mai dens decât pirolite.
Ceea ce este cel mai surprinzător este varietatea imensă de caracteristici geologice asociate cu subducția. Există o diferență izbitoare între marginea estică și cea occidentală a platoului Pacific. Subducția este foarte importantă pentru a înțelege, pentru că acesta este locul unde crusta continentală crește progresiv în timp.
Caracteristicile tipice ale subducției pe marginea continentală sunt prezentate în figură. Imaginea arată modul în care placa formează pană accretionary și ca un bazin forearc este format pe partea de sus a penei, deoarece se întinde în jos (și poate chiar roci sedimentare podpityvyetsya de arc vulcanic). Cu toate acestea, întrebarea este cum și de unde apar magmele vulcanice și în ce măsură placa de bazalt subductivă contribuie la acest lucru. Este doar un fluid care migrează în jos într-o crustă oceanică modificată care pătrunde în panta manta care se află deasupra zonei de subducție și o face să se topească? Și în ce măsură sediul de jos implicat în zona de subducție contribuie la formarea magmei arcului insulei? Ce se întâmplă cu materialul eliminat în zona de subducție?
BUNURI DE BAZĂ ȘI DEZVOLTARE ARC DE BAZĂ
Piscinele de fund sunt o caracteristică a Pacificului de Vest. Exemple (nord-sud) - Japonia mare, piscină Filipine Vest, piscină Parace Vela și Shikoku, Mariana Trough, The Woodlark bazinul, piscina Fiji și Lau bazinul. Bazinele de margine sunt extrem de rare în partea de est a Pacificului.
Bazinele marginale sunt bazinele mici de ocean, de obicei adiacente continentului, care sunt separate de ocean de un arc de insulă. Unele bazine marginale de pe marginea continentală ar putea să nu fie pe deplin dezvoltate și sunt reprezentate de o crustă rafinată, adesea asociată cu vulcanismul principal. Karig (1971, 1974) a împărțit bazinele marginale în:
(1) Bazine active de margine cu flux de căldură ridicat.
(2) Bazine de margine inactive cu flux de căldură ridicat.
(3) Bazine de margine inactive cu debit normal la temperaturi ridicate.
Primele două se crede că s-au format în timpul întinderii spate-arc, sau încă active (1) sau recent active (2). Cel de-al treilea tip poate reprezenta bazine formate dintr-un vechi spate de arc și o crustă normală oceanică care a fost prinsă în urma unui arc de insulă nou dezvoltat.
STRUCTURA ISLANDULUI ARC
Modelul arc-back-arc convențional are următoarele componente:
(1) Zona de subducție
(2) Zona arcului cu arc frontal cu o prismă sedimentară accreionară
(3) Arcul frontal
(4) Arcul activ
(5) Bazin marginal cu centru de răspândire
(6) Arcul rezidual (arc remnant)
(7) Piscină marginală inactivă
Deși sa presupus că zona vastă a arcului frontal a fost compusă din sedimente de fund tineri, forarea nu a demonstrat acest lucru. Se pare că sedimentele profunde de pe placa de scufundări au fost, de asemenea, supuse în mare măsură.
Această zonă în zona de back-arc este în cazul în care astenosphere brusc creșterile validate studii seismice care arată -Q scăzută strat de viteză (atenuare seismică) în spatele arcului compatibil cu o cantitate mică de topitură în regiunea de back-arc:
Anomaliile magnetice în bazinele de arc din spate sunt slab dezvoltate, nu există anomalii liniare simetrice în ambele bazine oceanice normale, astfel încât au existat dificultăți în identificarea anomaliilor. Lawver și Hawkins (1978) au sugerat că răspândirea poate fi foarte dispersată și nu se limitează la un centru central clar de răspândire. Probele magnetice bune din aceste anomalii, disponibile pentru a determina vârsta rocilor, au fost descrise în bazinul scotian back-arc. Răspândirea în unele bazine poate fi asimetrică, cu o creștere pe partea activă a arcului.
Modele pentru răspândirea în spate (vezi Karig, 1974)
Diapiritarianismul activ.
Una dintre cele mai vechi modele, bazată pe datele sistemului marian al arcului insulei, unde diapirul în creștere se desparte de arc. Diapirul este încorporat fie ca urmare a încălzirii prin fricțiune în zona de subducție, fie, mai probabil, prin lichidele eliberate ca rezultat al deshidratării piesei subdectante. Diapirul care se ridică desparte arcul în două, iar cele două jumătăți se separă treptat unul de celălalt ca rezultat al răspândirii fundului mării.
Diapirismul pasiv
Ea apare ca urmare a tensiunilor spațiale regionale (tensiuni extinse) în litosfera dincolo de sistemul de arcuri al insulei. De fapt, placa descendentă acționează ca o bandă transportoare, cu o componentă verticală care creează o "întoarcere". Arcul și muchia rămân cu zona de subducție ca rezultat al forței de aspirație preconizată a trenului din șanțul de adâncime.
Migrarea treptată
Aici se presupune că o piesă dintr-o placă subducantă este ruptă în apropierea tijei (partea continentală a jgheabului), poate pentru că unele sedimente de pe placa descendentă sunt prea ușoare pentru a se scufunda. Deci noua subducție migrează ușor spre ocean. Arcul rămâne mai aproape de partea centrală și de puțurile astenosferei din spatele acestei zone.
Convecție cu convecție
Acest model este oferit de Toksoz Bird (1978) și necesită ca celulele de convecție auxiliare să fie în jos și să tragă plăcile în jos. Calculele arată că răspândirea de suflare ar apărea aproximativ 10 Mu după declanșarea subducției. Acest lucru ar putea explica de ce răspândirea arcurilor spate este atât de comună în zonele oceanice - aici litosfera este mai subțire și, astfel, mai ușor de convertit decât sub continente.
Litufera veche și tânără
Molnar și Atwater (1978) susțin că, depinzând de unghiul de incidență al plăcii subductive, depinde extinderea (extinderea) litosferei la regiunea arcului din spate. În Pacificul de Vest, această litosferă este jurasică, rece și densă, care este de obicei supusă unei picături foarte abrupte și unei componente verticale puternice. Deci, provoacă extensibilitate la arcul din spate al regiunii. În partea de est a Pacificului, pe de altă parte, litosfera este supusă unui complex terțiar andină, cald și mai puțin dens, adesea sub un unghi superficial. Această convenție este mai compresor decât extensiv. Uyeda și Kanamori (1979) au caracterizat aceste două tipuri extreme de subducție, cum ar fi Marian și Chilean. Vezi de asemenea Dewey (1981)
TECTONICA ZONELOR DE SUBDUSCERE
Contraste între Pacificul de Vest și Pacificul de Est
Uyeda și Kanamori (1979) au subliniat că există două tipuri contrastante de zone de subducție: Marian și Chilean, cu desigur multe tipuri intermediare. Tipul Marian este caracterizat de o placă foarte înclinată; Chilian cu o placă de cădere superficială. Aceste diferențe au fost consolidate în continuare în Dewey (1981).
Tipul Marian are:
1. Cavitatea adâncă a adâncului de adâncime (adâncime de până la 11 km), unde crusta veche rece Jurassic este subductată.
2. Zona Benioff foarte abrupta
3. Fracturi, coborâri și eroziuni tectonice extinse ale peretelui exterior al cavității adânci.
4. Extensii răspândite în interiorul arcului și răspândirea în zona arcului spate.
5. Mai multe cutremure în mișcare decât în placa răsturnată.
6. Strat intermediar mafios destul de subțire al crustei plutonice vulcanice.
7. vulcanism extins; în principal bazalt cu o cantitate nesemnificativă de andezit.
8. Absența minoră sau totală de acumulare a sedimentelor în șanțul de adâncime.
9. Expresia morfologică subordonată.
10 Lavas au un stil liniștit de erupție vulcanică.
11 vulcani au în cea mai mare parte conuri submersate cu recife de tip fringing.
12 Zonele de demolare pe vulcani sunt slab dezvoltate.
Chilean Type are:
1. Jgheabul slab (adâncime de până la 6 km), zona de subducție este mai tânără și mai caldă, vârsta eocenică a crustei oceanice.
2. Defectele de încredere sunt comune pe peretele exterior al șanțului de apă adâncă.
3. O greșeală mare de încredere în placa care se apropie de Nazca până la 200 km vest de jgheab.
4. Zona Benioff are un unghi de înclinare mic de până la aproximativ 200 km, iar apoi abruptul devine semnificativ sub gaura seismică.
5. Compresie pe scară largă și arcul de urmărire a arborilor în spate.
6. Energie mai mare a cutremurelor în apropierea decât în placa în mișcare.
7. Plutonismul definește vulcanismul.
8. Vulcanismul de Andezit-Dacite-Rolioli; bazaltele sunt mai rare.
9. Crusta continentală groasă (aproximativ 70 km), treptat înclinată spre jgheab până la 10 km sau mai puțin.
10. Din cauza compresiei dominante, arcul continental are o viteză ridicată de ridicare.
11 Stil puternic vulcanic. Lava vâscozitate mare. Zone extinse vulcanice în jurul vulcanilor.
12 O expresie geomorfologică interesantă.
Diferența în caracteristicile seismice: o scădere abruptă în tipul zonei Mariana Benioff indică faptul că interfața dintre placa de contact și subduktsiruyuscheysya litosferic pană mantaua situat la o adâncime mai mică de 100 km, tensiunea de frecare, astfel, aici nu este foarte mare. În orice caz, condițiile tectonice sunt extinse. Totuși, în tipul chilian, panta joasă a plăcii și grosimea mare a litosferei continentale înseamnă că interfața de contact poate fi la o adâncime de 400 km. În consecință, există rezistență și frecare considerabile și o activitate seismică mult mai mare. Încă mai specific este placa Farallon, care a fost supusă la un unghi foarte mic și a creat o tectonică foarte specială în zona BasinRidges.
Eroziunea și acreția tectonică
În arcul Marian, nu există o creștere a grosimii sedimentelor adânci în jgheab. Totuși, cantități semnificative de pererabotyvayutsya sediment în jgheab: jgheab include depozite de grosimea plăcii Pacific de 0,5 km, rata de subducție de 10 cm / an pentru 40 Mu (câți kilometri cubi pe unitate de lungime de arc.!). În schimb, forearcul suferă o eroziune tectonică masivă ("subcreție"). Cele mai multe dintre sedimentele de fund sunt subducate, și doar o mică parte din acestea sunt procesate într-un arc vulcanic. Pe marginea ofertei chilian de precipitații este după cum urmează: există foarte puține în nord, în cazul în care condițiile climatice ale deșertului, dar mult mai mult în sud, unde grele fluxuri semnificative. Se crede că baza continentală poate distruge procesul de subcreție în nordul Chile și poate construi cele din sud. În cazul în care livrarea de sedimente este ridicat, depozite pot umple complet adăpătoare și vyplestnutsya pe placa oceanice și tot se strecoara pana la zona subductiune la un unghi mic.
EXPLICAȚII ALE DIFERENȚELOR ÎNTRE PACIFICUL DE VACĂ ȘI DE ZONĂ DIN PLATA PACIFICĂ
Contrastul nu poate fi explicată doar prin diferențele în rata de convergență, astfel cum Chile, Mariana, Japonia și Tonga arc arc toate au rata de convergență frontală de aproximativ 10 cm / an. Contrastul ar trebui să fie asociat numai cu "înapoi" în convergență și pe tija. Dacă derula mai rapid decât rata de convergență, atunci nu este rezultatul extensional back-arc; dacă se produce o mai lentă compresiune a arcului din spate arc.
Rewind (roll-back) poate fi determinată de vârsta litosferei subductive (Molnar și Atwater, 1978). Vechea litosfera rece mai densa si subduktsiruetsya la un unghi mai abrupt și poate dura mai puțin timp pentru a ajunge în zona de 650 de kilometri de eterogenitate. Dacă acest lucru nu se întâmplă să fie declanșată de un flux ascendent de rotire a acestei eterogenitate (a se vedea. Kinkaid și experimente Olsen, 1987), provocând o derulare înapoi în zona de subducție, dand loc un tectonică extensionale. Cu toate acestea, în cazul unui unghi de subducție de mică adâncime și o placă litosfera mai tineresc și cald au nevoie de mai mult timp pentru a atinge eterogenitatea zonei este de 650 km. Încălzirea sa va fi mai mare și este mai puțin capabilă să provoace un efect invers. În acest caz, este îndoielnic să căutați extensii. Există un factor suplimentar - în Pacificul de Est, placa americană lovește placa Nazca din cauza descoperirii Atlanticului, deși această normă este foarte mică.
Valorile mai mari ale acestor factori:
Dacă echilibrul dintre compresie (compresie) și extensie (extensional) în marginile convergente ale plăcii asociate cu adâncimea căderii plăcii (în legătură cu dip bramei) și, prin urmare, cu varsta subduktsiruyuscheysya litosfera, poate explica de ce vnutriokeanskie insula arc insulă - în esență fenomenul fanerozoic și sunt rare sau complet absente la mijlocul și la începutul Precambrianului. gradienți termici mari în Precambrianului ar însemna o lungime mai mare de creastă și plăci mai mici (vezi. Hargraves, 1986)