Jika begitu banyak dasar laut baharu sentiasa dicipta dan Bumi tidak mengembang (dan terdapat banyak bukti mengenainya), maka sesuatu di kerak global mesti runtuh untuk mengimbanginya. Inilah yang sebenarnya berlaku di pinggir kebanyakan Lautan Pasifik. Di sini plat litosfera berkumpul, dan di sempadannya salah satu plat berlanggar menjunam ke bawah yang lain dan masuk jauh ke dalam Bumi. Kawasan perlanggaran plat sedemikian dipanggil zon subduksi (subduksi, tenggelam satu plat di bawah yang lain); di permukaan bumi ia ditandai dengan parit lautan dalam (parit) dan gunung berapi aktif (Rajah 5.4). Rantaian gunung berapi yang sangat besar yang membentuk apa yang dipanggil Lingkaran Api terbentang di sepanjang pantai Lautan Pasifik - Andes, Kepulauan Aleutian, serta gunung berapi Kamchatka, Jepun dan Kepulauan Mariana - semuanya berhutang kewujudan mereka kepada fenomena subduksi.
nasi. 5.4. Keratan rentas skematik zon subduksi (atas, bukan skala) menunjukkan plat litosfera menurun ke dalam mantel dalam dan gunung berapi aktif di atasnya. Di bahagian bawah angka itu, titik-titik menggambarkan kedudukan fokus gempa bumi yang direkodkan di bawah Parit Tonga di bahagian barat daya Lautan Pasifik. Secara kolektif, mereka menandakan lokasi plat subduksi pada kedalaman kira-kira 700 kilometer. Tanda pada skala mendatar menunjukkan jarak dari longkang. Disusun dengan penggunaan separa Rajah 4-10 daripada P. J. Willey's How the Earth Works. Rumah penerbitan "John Wiley and Sons", 1976.
Tiada siapa yang boleh mengatakan dengan tepat bagaimana subduksi bermula apabila dua plat mula bergerak lebih rapat, tetapi kunci interaksi mereka nampaknya adalah kepadatan batuan. Kerak lautan yang padat boleh mengalami subduksi, hilang ke kedalaman Bumi hampir tanpa jejak, manakala benua yang agak ringan sentiasa kekal di permukaan. Inilah sebabnya mengapa dasar lautan sentiasa muda dan benua adalah tua: dasar laut bukan sahaja terbentuk secara berterusan di sesar rabung lautan, tetapi juga sentiasa musnah di zon subduksi. Seperti yang telah kita lihat, bahagian benua berusia hampir empat bilion tahun, manakala bahagian tertua dasar laut tidak lebih tua daripada 200 juta tahun. Salah satu penyebar pertama idea hanyut benua membandingkan benua dengan buih yang terkumpul di permukaan periuk sup mendidih - perbandingan yang jelas, walaupun tidak begitu tepat.
Realiti subduksi disahkan oleh gempa bumi yang mengiringinya. Walaupun seismicity adalah ciri ciri semua jenis sempadan plat, hanya zon subduksi yang dicirikan oleh gempa bumi dalam yang berlaku pada kedalaman 600 kilometer atau lebih. Gempa bumi dalam telah diketahui lama sebelum tektonik plat mendapat populariti. Pada tahun 1928, ahli seismologi Jepun K. Wadachi melaporkan gempa bumi yang berlaku berhampiran Jepun pada kedalaman beberapa ratus kilometer. Kira-kira dua puluh tahun kemudian, ahli geofizik lain, Hugo Benioff, menunjukkan bahawa di bahagian lain dunia terdapat "kesalahan besar", ditandai dengan gempa bumi yang kerap, yang menjunam jauh ke dalam mantel dari parit lautan, seolah-olah meneruskannya ke kedalaman. Beliau menerangkan beberapa sesar sedemikian, terletak di sepanjang pantai barat Amerika Selatan dan di barat daya Lautan Pasifik di Tonga Trench. Kawasan-kawasan ini tidak ditafsirkan sebagai zon subduksi pada masa itu, dan hanya kemudiannya menjadi jelas bahawa zon cerun rata gergasi dengan peningkatan seismicity mengikuti laluan plat yang menjunam ke dalam mantel (Rajah 5.4). Gempa bumi berlaku kerana bahagian plat lautan yang menjunam ke dalam mantel panas kekal sejuk, berbeza dengan batuan mantel di sekelilingnya, dan kekal begitu rapuh walaupun pada kedalaman yang besar sehingga retakan boleh timbul di dalamnya, menyebabkan gempa bumi. Beberapa gempa bumi yang paling dalam juga mungkin berlaku kerana mineral dalam bahagian subduksi plat menjadi tidak stabil di bawah tekanan tinggi yang dikenakan di sana dan runtuh secara tiba-tiba, membentuk mineral yang lebih tumpat sambil mengubah isipadunya secara mendadak.
Berbeza dengan letusan lava basaltik yang agak tenang di sepanjang paksi perbezaan plat, ciri volkanisme zon subduksi sering menunjukkan dirinya dengan sangat ganas. Walaupun aktiviti gunung berapi Bumi ini mencipta gunung berapi yang sangat indah, seperti Gunung Fuji Jepun, ia juga menyumbang kepada banyak bencana yang telah melanda sejarah Bumi. Contoh bencana seperti itu termasuk pengebumian kota Rom purba Pompeii di bawah lapisan abu gunung berapi panas yang dikeluarkan oleh gunung berapi Vesuvius berdekatan, kemusnahan besar-besaran semua kehidupan di kawasan itu oleh letupan gunung berapi Krakatau di Indonesia pada tahun 1883, dan terbaru letupan Gunung Pinatubo di Kepulauan Filipina pada tahun 1991. Mengapakah gunung berapi wujud di zon subduksi? Dalam Bab 2, kami membayangkan jawapan yang mungkin: plat lautan mengandungi air. Air terkumpul di dalam lapisan tebal sedimen yang terkumpul di dasar lautan apabila ia bergerak dari tempat pembentukannya di permatang kepada kemusnahannya di zon subduksi. Di samping itu, semasa perjalanan yang panjang ini, beberapa mineral dalam kerak basaltik bertindak balas dengan air laut untuk membentuk mineral hidrous yang lain. Walaupun semasa perlanggaran plat sebahagian daripada sedimen ini dikikis dari plat menurun dan dibuang ke darat, selebihnya dibawa ke dalam mantel ke kedalaman yang agak dalam. Apabila sedimen ini turun di sepanjang zon subduksi, sebahagian besar air bebas yang terkandung dalam liang-liang di antara butir-butir diperah oleh tekanan yang meningkat dan kembali ke permukaan. Tetapi sebahagian daripadanya kekal, seperti air yang terikat dalam struktur mineral kerak. Akhirnya, peningkatan suhu dan tekanan mendorong air ini keluar dari batu, dan ia meresap ke dalam mantel di bahagian atas zon subduksi. Proses inilah yang menyebabkan gunung berapi. Pada kedalaman di mana air dikeluarkan dari liang-liang dan dari mineral itu sendiri, mantel di sekelilingnya sudah agak panas, dan penambahan air merendahkan suhu lebur batuan yang cukup untuk mencairkan bermula. Prinsip ini sepatutnya biasa kepada penduduk bandar utara, yang menaburkan garam di jalanan pada musim sejuk untuk menurunkan suhu lebur ais.
Di semua zon subduksi Bumi, gunung berapi aktif tidak dapat dielakkan berlaku pada ketinggian yang lebih kurang sama di atas plat menurun, iaitu kira-kira 150 kilometer. Ini adalah kira-kira kedalaman di mana mineral yang mengandungi air dimusnahkan,
membebaskan air yang menggalakkan pencairan. Jenis batuan biasa untuk tetapan ini ialah andesit, yang mendapat namanya, seperti yang anda mungkin rasa, daripada nama banjaran gunung di Amerika Selatan (Andes), di mana batu ini sangat biasa. Eksperimen makmal menunjukkan bahawa andesit adalah betul-betul jenis batuan yang dijangka akan terbentuk jika batuan mantel dicairkan dengan kehadiran air yang dibebaskan daripada plat yang tersubduksi; air ini juga menerangkan sifat letupan, sifat ganas ciri gunung berapi bagi zon subduksi. Apabila magma menghampiri permukaan bumi, air terlarut dan komponen lain yang tidak menentu berkembang pesat sebagai tindak balas kepada penurunan tekanan; pengembangan ini selalunya mempunyai watak letupan.
Banyak gempa bumi terbesar berlaku di sepanjang zon subduksi. Ini tidak menghairankan apabila anda memikirkan apa yang berlaku di kawasan ini: dua kepingan gergasi kerak bumi, setiap satu tebal kira-kira 100 kilometer, berlanggar antara satu sama lain, dengan satu plat ditolak di bawah yang lain. Malangnya, beberapa kawasan berhampiran zon subduksi mempunyai penduduk yang sangat padat. Kita boleh meramalkan dengan pasti 100% bahawa gempa bumi yang besar akan terus berlaku di kawasan tersebut; Ini tidak mungkin menjadi saguhati dalam menghadapi prospek kejadian bencana seperti gempa bumi Kobe di Jepun pada awal tahun 1995.
Namun Bumi adalah planet yang dinamik; Malah zon subduksi tidak kekal selama-lamanya, sekurang-kurangnya dari segi masa geologi. Akhirnya mereka berhenti bekerja, dan yang lain terbentuk di suatu tempat. Apakah peristiwa yang boleh menghentikan proses subduksi?
Selalunya, ini adalah perlanggaran antara benua selepas kerak lautan yang wujud di antara mereka dimakan oleh proses subduksi. Mari kita ingat bahawa selalunya plat litosfera terdiri daripada kerak benua dan lautan. Walaupun plat itu sendiri mungkin tidak peduli dengan sifat penumpangnya, perkara yang sama tidak boleh dikatakan tentang zon subduksi. Ia tidak mampu menelan kerak benua dengan ketumpatannya yang rendah. Jadi apabila lembangan lautan akhirnya tertutup akibat subduksi, dua keping kerak benua hanya berlanggar dan menjadi dikimpal bersama; subduksi berhenti. Lakaran dipermudahkan proses sedemikian ditunjukkan dalam Rajah. 5.5. Ia tidak semudah huraian di atas mungkin membawa anda untuk percaya; Dalam kes biasa, perlanggaran antara benua disertai dengan gunung berapi yang kuat, metamorfisme dan pembinaan gunung dan mengambil masa yang sangat lama.
Mungkin contoh yang paling menonjol bagi proses sedemikian dari masa lalu adalah perlanggaran antara India dan Asia, yang diterangkan dengan lebih terperinci dalam Bab 11, yang mencipta Himalaya. Pada suatu masa dahulu, di kawasan yang kini dikenali sebagai Himalaya, terdapat zon subduksi di mana plat ke selatan menjunam ke utara di bawah Asia, dan di antara Asia dan benua India, yang terletak di selatan, terdapat sebuah kawasan yang luas. lautan. Batuan Himalaya dan Dataran Tinggi Tibet menunjukkan bahawa keadaan ini berterusan untuk masa yang sangat lama, di mana banyak serpihan kecil kerak benua yang terapung, diangkut bersama dengan plat lautan ini, tiba dari selatan ke zon subduksi dan melekat di selatan. pinggir Asia. Tetapi secara beransur-ansur dasar lautan diserap oleh zon subduksi, akibatnya India ditarik ke utara. Antara 50 dan 60 juta tahun yang lalu, sudut benua ini mencapai zon subduksi dan mula menekan Asia. Inersia pergerakannya menyebabkan bahagian utara India tergelincir di bawah bahagian selatan plat Asia, membentuk bahagian kerak benua dua kali lebih tebal daripada tempat lain di dunia. Sedimen dihanyutkan dari pinggir dua benua yang berdekatan sebelum perlanggaran mereka, pulau-pulau gunung berapi yang wujud di sepanjang tepinya, dan batu-batu benua itu sendiri terperangkap dalam perlanggaran gergasi, dihancurkan menjadi sistem lipatan selari, dipecah menjadi blok oleh sistem sesar, dan bermetamorfosis. Akibatnya, banjaran gunung tertinggi dan dataran tinggi terbesar di Bumi terbentuk.
nasi. 5.5. Keratan rentas skematik menunjukkan bagaimana proses subduksi boleh menutup lembangan lautan dan menyebabkan benua berlanggar, membentuk sistem gunung yang besar seperti Himalaya.
Negara pergunungan Himalaya yang luas masih dianggap sebagai sempadan plat kerana masih terdapat pergerakan relatif antara Asia dan India. Negara ini masih bangkit; Gempa bumi adalah perkara biasa di sana. Malah, gempa bumi yang melegakan tekanan kerak bumi berlaku hari ini jauh dari zon perlanggaran, terutamanya di China, akibat fakta bahawa bahagian Asia dimampatkan dan berpaling ke arah timur apabila kedua-dua plat meluru ke arah satu sama lain . Walau bagaimanapun, akhirnya, apabila pergerakan relatif antara dua benua yang telah dipisahkan sebelum ini terhenti, Himalaya akan diiktiraf sebagai zon jahitan tidak aktif yang terletak di dalam benua itu. Tetapi apabila ini berlaku, sesuatu yang lain perlu berpindah untuk menampung kawasan dasar laut baharu yang terbentuk di sepanjang rabung lautan yang terletak jauh ke selatan (Rajah 5.2). Kajian dasar laut berhampiran Sri Lanka dalam beberapa tahun kebelakangan ini menunjukkan bahawa zon subduksi baru mungkin terbentuk di selatan pulau itu, yang akan menyelesaikan teka-teki geometri.
Perlanggaran benua ke benua seperti yang dihasilkan oleh Himalaya kelihatan kerap berlaku sepanjang sejarah geologi. Walaupun gunung tinggi yang mereka cipta telah lama terhakis, kesan peristiwa sedemikian boleh dikenali dalam batuan purba dengan fakta bahawa ia membentuk jalur panjang ciri batuan yang sangat metamorfosis pada usia yang lebih kurang sama. Satu contoh yang baik bagi kawasan sedemikian ialah wilayah Granville di timur Amerika Utara (Rajah 4.3), yang, tidak syak lagi, pada zaman dahulu sangat mirip dengan Himalaya sekarang.
7. Fenomena menakjubkan - merebak dan subduksi
Fenomena ini digambarkan oleh rajah pada ms. 74. Mari kita mulakan dengan menyebarkan. Ia berlaku di sepanjang rabung tengah laut - sempadan antara plat yang bergerak (sempadan ini sentiasa berjalan di sepanjang dasar lautan). Dalam gambar kami, rabung tengah lautan memisahkan plat litosfera A dan B. Ini mungkin, sebagai contoh, plat Pasifik dan plat Nazca, masing-masing. Garisan dengan anak panah dalam rajah menunjukkan arah pergerakan jisim magmatik astenosfera. Adalah mudah untuk melihat bahawa astenosfera cenderung untuk menyeret plat A ke kiri, dan plat B ke kanan, dan dengan itu menolak plat ini. Pergerakan bahagian plat juga difasilitasi oleh aliran magma dari astenosfera, diarahkan dari bawah ke atas terus ke antara muka plat; ia bertindak seperti sejenis baji. Jadi, plat A dan B bergerak sedikit, dan celah (pecah) terbentuk di antara mereka. Tekanan batu di tempat ini menurun dan pusat magma cair muncul di sana. Letusan gunung berapi di bawah air berlaku, basalt cair mengalir melalui celah dan menjadi pejal, membentuk lava basaltik. Ini adalah bagaimana tepi plat A dan B yang bergerak terbentuk Jadi, pembentukan berlaku disebabkan oleh jisim magmatik yang naik dari astenosfera dan merebak di sepanjang cerun rabung tengah lautan. Oleh itu istilah Inggeris "menyebarkan", yang bermaksud "pengembangan", "menyebarkan".
Perlu diingat bahawa penyebaran berlaku secara berterusan. Papak A&V sedang dibina sepanjang masa. Beginilah cara plat ini bergerak ke arah yang berbeza. Kami menekankan: pergerakan plat litosfera bukanlah pergerakan beberapa objek di angkasa (dari satu tempat ke tempat lain); ia tiada kaitan dengan pergerakan, katakanlah, gumpalan ais di permukaan air. Pergerakan plat litosfera berlaku disebabkan oleh fakta bahawa di beberapa tempat (di mana rabung tengah laut terletak) bahagian baru dan baru plat sentiasa berkembang, akibatnya bahagian plat yang terbentuk sebelum ini sentiasa berkembang. berpindah dari tempat yang disebutkan. Jadi pergerakan ini tidak boleh dianggap sebagai anjakan, tetapi sebagai pertumbuhan (orang mungkin berkata: pengembangan).
Nah, apabila ia tumbuh, persoalan secara semula jadi timbul: di mana hendak meletakkan bahagian "tambahan" papak? Plat B telah berkembang begitu banyak sehingga ia telah mencapai plat C. Jika dalam kes kami plat B ialah plat Nazca, maka plat C boleh menjadi plat Amerika Selatan.
Perhatikan bahawa terdapat benua pada plat C; ia adalah plat yang lebih besar berbanding dengan plat lautan B. Jadi plat B telah mencapai plat C. Apakah seterusnya? Jawapannya diketahui: plat B akan membongkok ke bawah, menyelam (bergerak) di bawah plat C dan akan terus berkembang di kedalaman astenosfera di bawah plat C, secara beransur-ansur bertukar menjadi bahan astenosfera. Fenomena ini dipanggil subduksi. Istilah ini berasal daripada perkataan "sub" dan "duksi". Dalam bahasa Latin mereka bermaksud "di bawah" dan "memimpin" masing-masing. Jadi "subduksi" adalah meletakkan sesuatu di bawah sesuatu. Dalam kes kami, papak B diletakkan di bawah papak C.
Angka itu jelas menunjukkan bahawa disebabkan pesongan plat B, kedalaman lautan berhampiran pinggir plat benua C meningkat - parit laut dalam terbentuk di sini. Rantaian gunung berapi aktif biasanya muncul berhampiran parit. Mereka terbentuk di atas tempat di mana plat litosfera "tenggelam", yang pergi secara serong ke dalam, mula mencairkan sebahagiannya. Pencairan berlaku disebabkan oleh fakta bahawa suhu telah meningkat dengan ketara dengan kedalaman (sehingga 1000-1200 ° C), dan tekanan batu belum meningkat dengan banyak.
Kini anda mewakili intipati konsep tektonik plat global. Litosfera bumi ialah himpunan plat yang terapung di permukaan astenosfera likat. Di bawah pengaruh astenosfera, plat litosfera lautan bergerak ke arah dari rabung tengah laut, kawah yang memastikan pertumbuhan litosfera lautan yang berterusan (ini adalah fenomena screeding). Plat lautan bergerak ke arah parit laut dalam; di sana mereka pergi lebih dalam dan akhirnya diserap oleh astenosfera (ini adalah fenomena subduksi). Dalam zon penyebaran, kerak bumi "diberi makan" oleh jirim astenosfera, dan dalam zon subduksi ia mengembalikan jirim "lebihan" ke astenosfera. Proses-proses ini berlaku disebabkan oleh tenaga haba bahagian dalam bumi. Zon merebak dan zon subduksi adalah yang paling aktif secara tektonik. Mereka menyumbang sebahagian besar (lebih daripada 90%) daripada sumber gempa bumi dan gunung berapi di dunia.
Mari kita tambahkan gambar yang diterangkan dengan dua kenyataan. Pertama, terdapat sempadan antara plat yang bergerak secara kasar selari antara satu sama lain. Pada sempadan sedemikian, satu plat (atau sebahagian daripada plat) disesarkan secara menegak berbanding yang lain. Ini adalah apa yang dipanggil kerosakan transformasi. Contohnya ialah Pacific Rifts yang hebat, yang berjalan selari antara satu sama lain. Perkara kedua ialah subduksi mungkin disertai dengan proses lipatan dan lipatan gunung di pinggir kerak benua. Ini adalah bagaimana Andes di Amerika Selatan terbentuk. Pembentukan Dataran Tinggi Tibet dan Himalaya patut diberi perhatian khusus. Kita akan bercakap tentang ini dalam perenggan seterusnya.
Kerak bumi adalah lapisan paling atas Bumi dan paling baik dikaji. Di kedalamannya terletak batu dan mineral yang sangat berharga untuk manusia, yang telah dipelajarinya untuk digunakan di ladang. Rajah 1. Struktur Bumi Lapisan atas kerak bumi terdiri daripada batuan yang agak lembut. Mereka terbentuk akibat pemusnahan batuan keras (contohnya, pasir), pemendapan sisa haiwan (kapur) atau...
Dua rejim tektonik dibezakan: platform dan orogenik, yang sepadan dengan struktur mega tertib kedua - platform dan orogen. Pelepasan dataran dengan ketinggian yang berbeza dari pelbagai genesis berkembang pada platform, dan negara pergunungan berkembang di kawasan bangunan gunung. Dataran platform Dataran platform berkembang di atas platform yang berbeza umur dan merupakan bentuk mega utama bantuan benua...
Dan kadangkala kegagalan juga boleh terbentuk. Bentuk-bentuk ini tersebar luas di kawasan Asia Tengah. Bentuk muka bumi karst dan karst. Batu kapur, gipsum dan batuan lain yang berkaitan hampir selalu mempunyai bilangan retakan yang banyak. Air hujan dan salji masuk jauh ke dalam bumi melalui celah-celah ini. Pada masa yang sama, mereka secara beransur-ansur melarutkan batu kapur dan melebarkan retakan. Akibatnya, keseluruhan ketebalan batu kapur...
Titik tertinggi di seluruh Ukraine ialah Gunung Goverla (2,061 m) di Carpathians Ukraine. Tanah rendah, bukit dan pergunungan Ukraine terhad kepada pelbagai struktur tektonik yang mempengaruhi perkembangan relief moden dan permukaan bahagian individu wilayah itu. Tanah pamah. Di utara Ukraine terdapat dataran rendah Polesie, yang mencerun ke arah sungai Pripyat dan Dnieper. Ketinggiannya tidak melebihi 200 m, hanya...
Memahami sifat struktur halus zon subduksi adalah penting untuk fizik proses seismotektonik. Hasil kajian geofizik dan geologi intensif zon subduksi sejak beberapa dekad yang lalu adalah data baharu mengenai struktur zon ini dan ciri-ciri seismicity. Mereka membangkitkan beberapa soalan, jawapan yang tidak boleh diperolehi dalam kerangka model tektonik plat. Adalah lebih baik untuk mempertimbangkan isu-isu ini berdasarkan pengaktifan proses endogen yang mempunyai komponen menegak penting pemindahan tenaga. Kami akan mengehadkan diri kami untuk membentangkan hasil beberapa karya di Kamchatka, Kepulauan Kuril dan Jepun, yang diketahui secara meluas dan agak objektif.
Pertama sekali, mari kita pertimbangkan ciri-ciri perjalanan proses seismotektonik, yang pada masa yang sama mencerminkan keadaan manifestasi mereka. Ini boleh dinilai daripada taburan ketumpatan pusat gempa bumi Kamchatka (Rajah 5.6, [Boldyrev, 2002]). Zon aktif secara seismik utama mempunyai lebar 200 - 250 km. Taburan ketumpatan pusat pusat fokus (selepas ini dirujuk sebagai fokus) dalam angkasa adalah kompleks, dengan kawasan isometrik dan memanjang dengan ketumpatan fokus berbeza dikenal pasti.
Kawasan dengan ketumpatan tumpuan yang meningkat membentuk sistem garis keturunan, yang paling ketara bertepatan dengan serangan morfostruktur wilayah Kamchatka. Kawasan ini stabil di angkasa sepanjang tempoh kawalan instrumental, dari 1962 hingga 2000. Kedudukan kawasan seismik lemah juga stabil di angkasa lepas. Ambil perhatian bahawa kekerapan gempa bumi dalam kawasan ini boleh berbeza-beza dengan ketara. Ini ditunjukkan apabila melaksanakan, sebagai contoh, algoritma RTL [Sobolev dan Ponomarev, 2003].
Rajah 5.6 Ketumpatan pusat gempa (N setiap 100 km persegi) gempa bumi Kamchatka 1962-1998. (H=0-70km, kb > 8.5). Segi empat tepat - kawasan pendaftaran acara yang yakin dengan KB> 8.5. 1 - gunung berapi moden, 2 - sumber dengan kb > 14.0, 3 - paksi parit laut dalam, 4 - isobath - 3500m.
Perubahan spatiotemporal dalam ketumpatan sumber dalam tiga jalur zon seismik Kamchatka ditunjukkan dalam Rajah. 5.7. [Boldyrev, 2002]. Seperti yang dapat dilihat, kedudukan kawasan seismik aktif dan lemah seismik adalah sangat stabil dari semasa ke semasa dalam tempoh pemantauan ini. Angka yang sama menunjukkan kedudukan sumber gempa bumi kuat (K > 12.5), bertepatan dengan kawasan peningkatan kepadatan sumber gempa bumi lemah. Ia boleh dinyatakan bahawa peristiwa kuat berlaku di zon peningkatan aktiviti peristiwa lemah, walaupun menurut konsep mekanistik, pelepasan tekanan terkumpul harus berlaku di kawasan ini.
Keputusan analisis yang dibentangkan dalam Rajah 1 adalah sangat menarik. 5.8 [Boldyrev, 2000]. Bahagian atas rajah menunjukkan bahagian menegak taburan ketumpatan hiposenter dalam sel 10 kali 10 km dan kedudukan bahagian kerak-mantel. Hampir tidak ada pusat dalam mantel di bawah Kamchatka, sementara mereka mendominasi di bawah khatulistiwa Lautan Pasifik. Di bahagian bawah rajah, penulis menunjukkan anggaran trend dalam penghijrahan peristiwa kuat dari 159°E. ke 167 o timur Kelajuan "penghijrahan" wabak adalah 50 - 60 km/tahun, kekerapan pengaktifan adalah 10 - 11 tahun. Dengan cara yang sama, kita boleh mengenal pasti arah aliran peristiwa tahap tenaga yang lebih rendah yang "merebak" dari barat ke timur. Walau bagaimanapun, sifat proses pemindahan tenaga elastik mendatar sedemikian belum dibincangkan. Ambil perhatian bahawa skema proses pemindahan tenaga elastik bertindak mendatar tidak bersetuju dengan kedudukan stabil yang diperhatikan dalam ruang kawasan dengan tahap seismik yang berterusan. Kewujudan kawasan stabil dengan fenomena seismik aktif lebih menunjukkan berlakunya proses pengujaan menegak persekitaran, yang mempunyai irama tertentu dalam tempoh tertentu.
Ada kemungkinan proses ini dikaitkan dengan pelbagai ciri persekitaran, dicerminkan dalam model halaju (Rajah 5.9 dan 5.10) [Tarakanov, 1987; Boldyrev dan Katz, 1982]. Ketidakhomogenan yang membentuk mozek kompleks "blok" dengan tahap halaju meningkat atau menurun (berbanding dengan bahagian halaju purata menurut Jeffreys). Lebih-lebih lagi, "blok", di mana halajunya hampir malar, terletak dalam pelbagai kedalaman yang luas juga dengan perbezaan kedalaman yang besar secara kontras. Dalam julat kedalaman yang sama, halaju gelombang elastik boleh tinggi dan rendah. Halaju dalam mantel subbenua adalah lebih rendah daripada mantel suboceanic pada kedalaman yang sama. Ia juga perlu diperhatikan nilai kecerunan halaju tertinggi.
Rajah 5.7 Taburan spatiotemporal ketumpatan sumber (bilangan kejadian setiap 0.5 tahun dalam selang AY = 20 km) dalam tiga garisan longitudinal zon aktif seismik Kamchatka. Kedudukan 20 gempa bumi terkuat dalam setiap jalur ditandai dengan salib.
Rajah 5.8. Bahagian menegak (a) dan perubahan spatiotemporal dalam ketumpatan fokus (b) dalam jalur 20 km sepanjang 55°U - fokus gempa Kb>12.5, 2 - unjuran zon gunung berapi moden, 3 - unjuran paksi bagi. parit laut dalam.
Rajah.5.9 Medan halaju gelombang membujur (km/s) dalam zon fokus sepanjang profil stesen Hachinohe - Pulau Shikotan: 1 -< 7.25, 2 - 7.25 - 7.5, 3 - 7.51 - 7.75, 4 - 7.76 - 8.0, 5 - 8.01 - 8.25, 6 - 8.26 - 8.5, 7 - >8.5, 8 - hiposenter gempa bumi terkuat.
Rajah.5.10 Profil latitudin perubahan halaju gelombang membujur (stesen SKR - parit laut dalam), aliran haba dan anomali medan graviti. 1 - isolin medan halaju V; 2 - nilai halaju untuk model Bumi standard; 3 - kedudukan permukaan M dan nilai halaju sempadan di dalamnya; 4 - perubahan dalam aliran haba latar belakang; 5 - anomali medan graviti; 6 - gunung berapi aktif; 7 - parit laut dalam, 8 - sempadan lapisan seismofokal.
Tahap aktiviti seismik (iaitu, ketumpatan sumber) dalam zon mempunyai korelasi songsang dengan halaju V? dan secara langsung dengan faktor kualiti persekitaran. Pada masa yang sama, kawasan peningkatan halaju, sebagai peraturan, dicirikan oleh tahap pengecilan yang lebih tinggi [Boldyrev, 2005], dan pusat hiposenter peristiwa paling berkuasa terletak di zon dengan halaju yang meningkat dan terhad kepada sempadan “blok” dengan halaju yang berbeza [Tarakanov, 1987].
Model halaju umum bagi medium blok telah dibina untuk zon seismofokal dan persekitarannya [Tarakanov, 1987]. Zon fokus juga heterogen dari segi taburan spatial hypocenters dan struktur halaju. Dari segi ketebalan, ia adalah seperti dua lapisan, iaitu zon seismofokal itu sendiri dan lapisan berkelajuan tinggi bersebelahan (atau “blok”) dengan D V ~ (0.2 - 0.3 km/s). Bahagian zon seismik yang paling tinggi dicirikan oleh halaju tinggi yang tidak normal, dan blok terus di bawah lengkok pulau dan lebih dalam ke arah zon seismofokal dicirikan oleh halaju anomali rendah. Zon seismofokal dua lapisan pada beberapa kedalaman juga dilaporkan dalam karya lain [Stroenie..., 1987].
Data ini boleh dianggap objektif, walaupun sempadan "blok" yang dipilih mungkin tidak ditentukan dengan cukup tepat. Taburan halaju gelombang seismik yang diperhatikan, ciri tegasan dan ubah bentuk tektonik, serta taburan ruang anomali pelbagai medan geofizik dan hidrogeokimia tidak dapat direalisasikan jika kita membayangkan bahawa zon fokus seismik berada dalam gerakan sehala yang berterusan, seperti berikut. daripada model tektonik plat [Tarakanov dan Kim, 1979; Boldyrev dan Katz, 1982; Tarakanov, 1987; Boldyrev, 1987]. Di sini, anomali halaju dikaitkan dengan variasi ketumpatan, yang boleh menerangkan pergerakan medium likat dalam medan graviti. Adalah diperhatikan bahawa sifat pergerakan itu menyerupai medan dalam sel perolakan, di mana pergerakan ke atas boleh diubah menjadi pergerakan mendatar mantel atas, yang menonjol berhampiran rabung pulau. Kedudukan zon seismofokal, garis besar dan cerunnya dikaitkan dengan interaksi mantel nyahmampat di bawah laut marginal dengan persekitaran yang lebih padat di bawah lautan.
Karya-karya L.M. menarik. Balakina, menumpukan kepada penyelidikan ke dalam mekanisme fokus gempa bumi di zon subduksi ([Balakina, 1991,2002] dan kesusasteraan mengenainya). Arka pulau Kuril-Kamchatka dan pulau-pulau Jepun telah dikaji sepenuhnya. Untuk gempa bumi (M > 5.5) di 100 km atas litosfera, satu jenis mekanisme fokus telah dikenal pasti. Di dalamnya, salah satu satah pecah yang mungkin berorientasikan secara stabil di sepanjang lengkok pulau dan mempunyai sudut kecondongan yang curam (60 - 70°) ke arah parit laut dalam, yang kedua - satah rata (sudut kejadian kurang daripada 30°) tidak mempunyai orientasi yang stabil di sepanjang azimut mogok dan arah kejadian . Dalam satah pertama pergerakan dominan sentiasa terbalik, manakala pada satah kedua ia berbeza dari tujahan ke gelinciran mogok. Ini membayangkan orientasi semula jadi bagi tegasan bertindak untuk kedalaman sehingga 100 km: tegasan mampatan sepanjang keseluruhan ketebalan litosfera berorientasikan merentasi mogok lengkok pulau dengan kecenderungan ke arah parit laut dalam pada sudut kecil ke ufuk. (20-25°). Tegasan tegangan pada kedalaman ini berorientasikan curam dengan kecenderungan ke arah lembangan belakang dan serakan besar di sepanjang azimut mogok. Ini bermakna idea bahawa orientasi paksi mampatan atau tegasan tegangan bertepatan dengan vektor kecondongan zon fokus tidak wajar. Juga L.M. Balakina menyatakan bahawa dalam fokus gempa bumi pertengahan dan fokus dalam, tiada satu pun daripada tegasan mampatan atau tegangan boleh dianggap bertepatan dengan arah vektor celupan zon seismofokal. Analisis mekanisme fokus menunjukkan bahawa pergerakan subvertikal jirim berlaku di litosfera dan mantel. Walau bagaimanapun, dalam mantel, tidak seperti litosfera, ia boleh sama ada menaik atau menurun (Rajah 5.11). Oleh itu, zon seismofokal mungkin menjadi sempadan antara zon naik dan turun. Proses peneraju nampaknya ialah pembentukan dan pembangunan struktur penenggelaman belakang, yang disebabkan oleh pergerakan jisim yang meliputi keseluruhan mantel atas di bawah lembangan belakang (Balakina, 1991). Proses ini dikaitkan dengan pembezaan graviti jirim di kawasan peralihan fasa antara mantel bawah dan atas, iaitu, proses pergerakan bermula dari bawah, dan bukan dari atas, seperti berikut dari model tektonik plat. Zon fokus adalah kawasan pergerakan yang berbeza di sempadan antara mantel lembangan belakang dan mantel lautan. Pengagihan semula jisim yang berterusan juga disertai dengan pergerakan mendatar mereka, perkembangannya di astenosfera menyebabkan kenaikan pangkal bahagian litosfera yang sepadan. Akibatnya, tegasan tertumpu di sepanjang zon fokus dan ubah bentuk ricih terkumpul, yang menentukan corak taburan mekanisme fokus pada pelbagai kedalaman, dari permukaan ke mantel.
Idea-idea tentang pembentukan zon seismofokal (zon subduksi) yang dibangunkan dalam karya yang dipetik sebahagian besarnya serupa, dan mekanisme pergerakan menegak juga dijelaskan dalam model pertambahan jirim menegak [Vertical..., 2003].
Namun, dua set soalan kekal. Kumpulan pertama: sifat seismicity crustal lemah, zon seismicity kuasi-pegun dengan aktiviti yang berbeza, conjugation zon seismicity lemah dan lebih kuat. Kumpulan soalan kedua adalah berkaitan dengan sifat model seismicity fokus dalam dan halaju persekitaran.
Jawapan kepada kumpulan pertama soalan boleh diperoleh daripada idea tentang akibat interaksi aliran menaik gas cahaya dengan fasa pepejal litosfera. Keamatan kejadian seismik dalam zon yang berbeza (seismicity bercorak) adalah disebabkan oleh perbezaan dalam aliran gas cahaya menaik dan kitarannya, iaitu, tampalan seismicity mencerminkan ketidaksamaan yang sepadan dengan aliran gas cahaya menaik.
Rajah 5.11 Skim pergerakan perbezaan jirim dalam zon sempadan antara mantel aktif lembangan belakang dan mantel lautan pasif, yang berlaku semasa penurunan lembangan belakang (menurut Balakina). Bahagian menegak berserenjang dengan mogok lengkok. 1 - pergerakan ke bawah di pinggir lembangan belakang; 2 - pergerakan mendatar bahan dalam astenosfera di bawah cerun pulau parit; 3 - garisan kenaikan pangkal litosfera, disebabkan oleh pergerakan jirim dalam astenosfera; 4,5 - orientasi tegasan: 4 - mampatan, 5 - ketegangan, yang timbul semasa pergerakan pembezaan bahan di litosfera dan di bahagian bawah zon fokus; 6 - orientasi ketakselanjaran dan pergerakan curam di litosfera; 7 - mantel atas di bawah lembangan belakang; 8 - mantel atas lautan; 9 - zon fokus; 10 ketakselanjaran curam di bahagian bawah zon fokus.
Sifat proses pembentukan struktur halaju halus medium, seperti yang kelihatan kepada kita, secara praktikal tidak dibincangkan. Struktur kelajuan persekitaran agak mengejutkan dalam kontrasnya. Struktur halaju luaran persekitaran menyerupai zon menegak (blok) peningkatan atau penurunan seismik, tetapi ia terletak di zon peralihan kerak bawah dan mantel atas (40-120 km). Perubahan dalam rejim halaju dalam struktur blok menegak boleh dijelaskan bukan sahaja berdasarkan model ketumpatan semata-mata (asalnya perlu dibincangkan), tetapi juga oleh variasi dalam rejim suhu yang berkaitan dengan kesan haba aliran hidrogen menaik dalam pelbagai elemen struktur. Selain itu, dalam zon peralihan dari mantel atas ke kerak bawah kita hanya boleh bercakap tentang penyebaran hidrogen atom ke atas dalam struktur kristal. Nampaknya, aliran jet hidrogen dan helium mungkin ke arah pembungkusan struktur kristal yang kurang tumpat, sama seperti yang diperhatikan dalam eksperimen makmal (Rajah 4.4 b, c, d). Ini boleh disahkan oleh data mengenai kebolehubahan pantas parameter halaju persekitaran [Slavina et al., 2007].
Mari kita bincangkan mekanisme yang mungkin untuk menukar sifat medium dalam zon aliran hidrogen ke atas jet. Salah satu mekanisme dikaitkan dengan proses pembubaran hidrogen dalam struktur kristal. Ini adalah proses endotermik. Walaupun haba pelarutan hidrogen tidak diketahui untuk bahan batuan, data untuk bahan yang tidak membentuk sebatian hidrida boleh digunakan untuk anggaran. Nilai ini boleh dalam susunan 30 kcal/mol(N). Dengan aliran hidrogen atom ke atas yang berterusan (dengan syarat bahawa kekosongan dan struktur yang rosak diduduki oleh hidrogen) dari urutan 1 mol N/m 2, penurunan suhu boleh menjadi 50-100°. Proses ini mungkin dipermudahkan oleh tekstur struktur sempadan tertentu, contohnya, di zon fokus seismik dan kawasan bersebelahan. Perlu diingatkan bahawa manifestasi proses endotermik yang mengiringi pembubaran hidrogen dalam struktur kristal adalah sengit dalam zon transformasi struktur dan bahan yang merealisasikan aliran rheid jirim. Kemungkinan proses sedemikian ditunjukkan oleh beberapa corak dalam perambatan gelombang elastik. Sebagai contoh, zon menegak dengan halaju meningkat dicirikan oleh tahap pengecilan yang lebih tinggi [Boldyrev, 2005]. Ini mungkin disebabkan oleh interaksi gelombang elastik dengan sublattice hidrogen, kepekatannya meningkat di zon dengan suhu yang lebih rendah. Kesan sedemikian diketahui dalam amalan makmal. Kehadiran sublattice hidrogen selepas tepu bahan batuan direkodkan dalam kajian pembelauan sinar-X dengan penampilan pantulan superstruktur pada sudut kecil (Rajah 4.2). Dalam perwakilan struktur halaju ini, dua jenis zon dipertimbangkan: zon dengan latar belakang aliran normal ke atas hidrogen dan zon dengan kepekatan hidrogen yang rendah (sebelum ini suhu dalam zon ini meningkat), di mana pembubaran tambahan hidrogen mungkin. Dapat diperhatikan bahawa kemunculan keadaan dua fasa jirim dalam persekitaran geologi pada tekanan hidrogen tinggi boleh menyebabkan peningkatan ketumpatan disebabkan oleh pembungkusan struktur yang lebih padat.
Walau bagaimanapun, model lain untuk pembentukan perbezaan dalam struktur halaju persekitaran boleh dipertimbangkan. Semasa aliran jet hidrogen melalui pelbagai struktur (contohnya, dalam Rajah 4.4b), sejumlah haba tertentu dibawa pergi bersamanya [Letnikov dan Dorogokupets, 2001]. Dalam kerangka idea ini, terdapat struktur dengan suhu tinggi dan struktur dengan suhu normal untuk kedalaman yang sepadan. Tetapi semua ini bermakna halaju gelombang elastik dalam pelbagai struktur akan berubah dari semasa ke semasa, dan masa perubahan boleh menjadi sangat singkat, seperti yang ditunjukkan oleh L.B. Slavina dan rakan sekerja.
Dalam rangka proses yang sedang dipertimbangkan, beberapa sifat zon fokus seismik (zon subduksi) boleh dikaitkan dengan proses interaksi aliran menaik hidrogen dalam dengan fasa pepejal. Zon seismofokal adalah sinki untuk gas ringan. Peningkatan kepekatan kecacatan struktur, seperti yang dibincangkan di atas, boleh membawa kepada pengumpulan hidrogen dan helium dalam kecacatan (kekosongan), dengan ketumpatan yang hampir dengan ketumpatannya dalam fasa pepejal. Disebabkan ini, ketumpatan bahan zon seismofokal boleh meningkat dengan pecahan unit (g/cm 3). Ini juga boleh membantu meningkatkan kelajuan gelombang elastik. Walau bagaimanapun, proses ini berlaku dengan latar belakang fenomena berskala besar jenis planet, nampaknya disebabkan oleh pemindahan jirim secara menegak (mekanisme cecair adveksi [Belousov, 1981; Spornye.., 2002; 0keanization.., 2004; Pavlenkova, 2002]), dan juga melalui proses dalam lapisan sempadan antara benua dan mantel lautan dan litosfera. Sememangnya, zon sempadan ini harus mempunyai beberapa sifat unik. Pembentukan zon ini dan pengekalan keadaan jangka panjangnya yang agak stabil disertai dengan penampilan di dalamnya, seperti yang dinyatakan di atas, tekanan tinggi, mewujudkan tekstur ubah bentuk tertentu. Tekstur ubah bentuk juga boleh memberi sumbangan yang ketara kepada peningkatan halaju gelombang elastik di sepanjang struktur sempadan tersebut. Pembentukan dan penyelenggaraan tekstur ubah bentuk juga dipermudahkan oleh resapan hidrogen dan helium ke atas. Contoh penteksuran (Rajah 4.1b) bahan batuan apabila tepu dengan gas ringan diberikan di atas. Perlu diingatkan bahawa struktur bertekstur mempunyai peningkatan kepekatan kecacatan. Ini menyumbang kepada pengumpulan gas ringan di dalamnya dan manifestasi ketidakstabilan alam sekitar disebabkan oleh penyebaran gas cahaya ke atas yang berterusan. Oleh itu, zon sempadan, juga dikenali sebagai zon seismofokal, juga boleh mewakili struktur dua fasa, yang mempengaruhi parameter halajunya. Ambil perhatian bahawa keadaan tiada keseimbangan persekitaran geologi pada nilai parameter P-T yang tinggi mungkin merupakan tanda berlakunya superplastisitas. Ini berikutan daripada konsep makmal dan pemerhatian superplastisitas. Walau bagaimanapun, pemindahan idea-idea ini kepada keadaan persekitaran yang lebih dalam daripada 150-200 km belum mempunyai asas sebenar.
Sekarang tentang sifat gempa bumi fokus dalam, atau lebih tepat lagi, sudah tentu, untuk bercakap tentang sifat penyediaan dan kejadian "pergerakan" fokus dalam berskala besar. Selain itu, asas untuk idea-idea ini adalah ciri-ciri fenomena seismik yang dicirikan oleh komponen ricih pergerakan dalam apa yang dipanggil "sumber" fokus dalam. Idea utama mengenai perkara ini pada masa ini berdasarkan model tektonik plat. Walau bagaimanapun, model ini semakin dikritik [Spornye..., 2002; Oceanisasi.., 2004]. Jumlah terkumpul data geologi dan geofizik menimbulkan keraguan tentang realiti model ini. Dalam rangka model tektonik plat, kejadian pergerakan fokus mendalam dikaitkan dengan peralihan fasa olivin-spinel di bawah keadaan P-T tertentu dalam lapisan sempadan plat lautan sejuk menurun [Kalinin et al., 1989]. Sempadan fasa dalam plat subduksi diwakili oleh zon lemah secara mekanikal di mana gelongsor segmen plat tegar subduksi berlaku dengan beberapa penyertaan "fasa bendalir" [Rodkin, 2006], i.e. titik fokus ialah zon gelincir. Dalam rangka model ini, mereka juga cuba menerangkan selekoh tajam plat subduksi, yang dikenal pasti daripada hiposentrum gempa bumi dalam dan daripada data tomografi seismik. Selekoh tajam plat ini juga dikaitkan dengan peralihan fasa pada kedalaman tertentu dan kehilangan ketegaran yang sepadan bagi plat tersebut. Walau bagaimanapun, ini tidak mengambil kira sifat daya (dalam rangka model tektonik plat) yang menyebabkan plat bergerak ke bawah. Adakah mungkin untuk menerangkan pergerakan mendatar plat selepas dibengkokkan oleh tindakan daya ini? Adakah mungkin untuk menukar arah pergerakan plat ke bawah? Soalan-soalan ini perlu diberi perhatian. Terdapat juga persoalan tentang sifat kontras tajam sempadan plat menurun. Isu-isu ini tidak dibincangkan dalam model tektonik plat dan tidak dapat dijelaskan di dalamnya.
Dengan mengambil kira perkara di atas, serta banyak data penyelidikan, adalah perlu untuk bersetuju dengan mereka yang menunjukkan kelemahan idea-idea plat tektonik. Zon Zavaritsky-Benioff ialah sempadan dua persekitaran, mantel litosfera benua dan mantel litosfera lautan. Persekitaran ini mempunyai pengaruh besar terhadap struktur sempadan dan dinamiknya. Walau bagaimanapun, beberapa ciri struktur sempadan menunjukkan bahawa ia adalah sinki gas ringan yang kuat, terutamanya hidrogen, dari teras ke permukaan.
Aliran hidrogen menaik mempunyai sifat jet dan boleh dikawal oleh sempadan yang jelas, yang ditentukan oleh ciri-ciri struktur medium. Ini ditunjukkan dalam pemodelan makmal (Rajah 4.4b,c,d). Seperti yang telah dinyatakan, ke arah permukaan kepekatan hidrogen akan meningkat. Secara beransur-ansur, tempat yang rosak (kehelan, kekosongan, sesar susun, dll.) akan diduduki oleh hidrogen dan alirannya akan berlaku hanya melalui celahan. Oleh itu, halangan utama kepada aliran adalah struktur yang rosak dan elemen tekstur ubah bentuk yang telah diduduki oleh hidrogen. Hidrogen akan mula terkumpul di celahan dan kecacatan struktur bebas, menyebabkan tegasan struktur.
Lapisan menegak dan subhorizontal mantel atas diketahui. Sifat lapisan mantel atas dipertimbangkan berdasarkan perolakan terma, advektif-polimorfik dan mekanisme bendalir. Analisis tindakan proses ini telah dipertimbangkan dalam kerja-kerja [Pavlenkova, 2002]. Berdasarkan analisis ini, disimpulkan bahawa lapisan mantel atas boleh dijelaskan sepenuhnya oleh tindakan mekanisme bendalir [Letnikov, 2000]. Intipati mekanisme yang dipertimbangkan di sini ialah, disebabkan oleh pergerakan cecair yang ketara, bahan mantel meningkat dengan agak cepat (berbanding dengan aliran perolakan) di sepanjang zon lemah atau sesar. Pada kedalaman tertentu ia berlarutan, membentuk lapisan dengan peningkatan kepekatan cecair. Pergerakan ke atas lebih lanjut bagi jirim dalam bergantung pada kebolehtelapan mantel atas. Zon kebolehtelapan sedemikian ialah struktur mantel condong, termasuk zon subduksi yang dipanggil, pada asasnya zon persimpangan dua struktur berbeza. Zon ini mempunyai bengkok, dan dalam beberapa kes, bengkok mempunyai sudut hampir dengan sudut tepat.
Walau bagaimanapun, zon "kebolehtelapan" dalam mantel atas tidak boleh retak, jadi ia hanya boleh telap kepada gas ringan (dengan bendalir harus difahami hanya gas ringan), yang membentuk fasa pencerobohan. Ini adalah hidrogen dan helium. Zon lentur kelihatan seperti zon pengumpulan hidrogen dalam struktur kristal. Ia boleh diandaikan bahawa aliran hidrogen dari teras luar adalah separa pemalar, jadi pengumpulan hidrogen dalam zon ini akan berakhir dengan penembusannya ke dalam struktur atasnya. Contoh tingkah laku hidrogen sedemikian boleh menjadi penembusan jet (lihat Rajah 4.4 c, d dan 4.7-4.10). Kejayaan ini akan disertai dengan penstrukturan semula dari bawah ke atas struktur kristal lanjutan, yang ditunjukkan dalam ubah bentuknya yang cepat, i.e. apa yang dipanggil gempa bumi fokus dalam. Sememangnya, tiada ketaksinambungan dalam proses ini. Untuk menyokong model ini, kita boleh memetik data tentang kitaran atau ritmik gempa bumi fokus dalam dengan tempoh 7-8 tahun [Polikarpova et al., 1995], yang secara tidak langsung mencerminkan kedua-dua magnitud aliran hidrogen dalam dan ciri interaksi aliran ini dengan fasa pepejal dan tindak balasnya terhadap aliran ini.
Daripada kesimpulan.
Proses endogen dalam zon subduksi yang dipanggil beroperasi pada skala yang jauh melebihi skala serantau. Pengukuran gangguan pelbagai bidang di kawasan tempatan boleh memberikan maklumat tentang pengaktifan proses spatial atau tempatan. Walau bagaimanapun, mereka tidak boleh membantu dalam menilai dan meramalkan tindak balas tempatan persekitaran di kawasan tertentu. Pada masa yang sama, rangkaian pemantauan yang padat, di mana mungkin, boleh membantu dalam menggambarkan zon serantau pengujaan endogen alam sekitar, tetapi hampir tidak dapat menunjukkan lokasi kemungkinan kejadian yang kuat.
Untuk menguruskan apa-apa, anda perlu mengira fakta massa, dan lebih baik lagi, memahaminya.
Tidak lama dahulu, saintis menyedari bahawa Laut Mediterranean sedang mati dan, berdasarkan data yang dikumpul pada masa ini, ada sebab untuk mempercayai bahawa Lautan Atlantik yang bersebelahan perlu melalui masa baru.
Bukan rahsia bagi dunia saintifik bahawa jangka hayat lautan adalah beberapa ratus juta tahun, yang menurut piawaian planet kita tidak begitu lama. Beberapa lautan muncul, sementara yang lain hilang selama-lamanya. Proses pembentukan dikaitkan dengan pecahnya benua, yang lambat laun berlaku, dan kematian lautan, sewajarnya, bermula apabila benua bertembung dan kerak lautan tenggelam ke dalam mantel Bumi.
Walau bagaimanapun, walaupun pengetahuan ini, proses pembentukan zon subduksi yang dipanggil masih agak tidak menentu (proses ini kini bermula di Atlantik). Zon subduksi itu sendiri adalah zon yang dilanjutkan secara linear di mana beberapa blok kerak bumi tenggelam di bawah yang lain. Selalunya, di dalamnya, kerak lautan ditolak di bawah arka pulau atau margin benua aktif, dan terjun ke dalam mantel.
Penemuan menarik di kawasan ini telah dibuat oleh Joao Duarte dari Universiti Monash, yang memutuskan untuk mencari zon subduksi yang baru muncul untuk diperhatikan untuk kajian lanjut. Pemerhatiannya membawanya kepada contoh plat tektonik yang sama sekali baru di wilayah selatan Portugal. Sepanjang lapan tahun, penyelidik dan pasukannya mengukur dan memetakan aktiviti geologi di sepanjang pantai Portugal dan mendapati bahawa penemuan mereka mencadangkan bahawa zon subduksi sedang terbentuk di kawasan itu.
Fakta terbuka dan terkenal ialah wilayah barat daya Portugal dipenuhi dengan sesar tujahan, yang, menurut kumpulan Duarte, saling berkaitan dengan sesar transformasi, dan oleh itu bukanlah bahagian batuan yang berasingan yang berada di bawah yang lain, tetapi sebenarnya merupakan satu bahagian penting. sistem sesar sepanjang beberapa ratus kilometer. Fakta ini, Duatre percaya, mengesahkan andaian mereka tentang pembentukan zon subduksi di sini.
Pencapaian utama penyelidikan pasukan Joao Duatre adalah keupayaan untuk menilai sebab pembentukan itu. Idea utama penyelidikan saintis adalah untuk membuat persamaan antara pembentukan zon dan zon subduksi di Laut Mediterranean barat. Dia percaya bahawa sesar transformasi adalah penghubung antara zon baharu ini dan arka Gibraltar, dan oleh itu, terdapat pilihan bahawa peralihan satu plat litosfera di bawah satu lagi merebak dari Laut Mediterranean yang hampir mati.
"Anda boleh menganggap zon subduksi ini sebagai kecacatan," kata Encik Duarte. - Keretakan akan merebak dari kawasan ini, yang lambat laun akan membawa kepada keretakan plat litosfera. Kita mungkin menyaksikan titik perubahan dalam sejarah Atlantik." Sudah, Lautan Atlantik sedang surut di Caribbean dan jauh ke selatan.
Walau bagaimanapun, tidak semua orang menyokong saintis itu. Jika, di satu pihak, "teori jangkitan" Duatre menerangkan sebab pembentukan zon subduksi, sebaliknya, terdapat terlalu sedikit data pada peringkat semasa, dan adalah mustahil untuk mengatakan dengan yakin bahawa zon baru adalah pembukaan, kata Jacques Deverscher dari Universiti Brest di Perancis.
Sama ada ini benar atau tidak - penyelidikan lanjut akan ditunjukkan pada masa akan datang, tetapi buat masa ini kami tidak akan tergesa-gesa untuk memindahkan Lautan Atlantik daripada senarai lautan muda ke kategori lautan tua dan mati.
15. Subduksi.
Interaksi plat litosfera semasa pergerakan balas (iaitu, pada sempadan konvergen) menimbulkan proses tektonik yang kompleks dan pelbagai yang menembusi jauh ke dalam mantel. Ia dinyatakan oleh zon aktiviti tektonomagmatik yang kuat seperti arka pulau, margin benua jenis Andes dan struktur gunung berlipat. Terdapat dua jenis utama interaksi menumpu plat litosfera: subduksi dan perlanggaran. Subduksi berkembang di mana litosfera benua dan lautan atau litosfera lautan dan lautan bertumpu pada sempadan yang menumpu. Dengan pergerakan balas mereka, plat litosfera yang lebih berat (sentiasa lautan) berada di bawah yang lain, dan kemudian tenggelam ke dalam mantel. Perlanggaran, i.e. perlanggaran plat litosfera berkembang di mana litosfera benua menumpu dengan satu benua: pergerakan seterusnya mereka yang akan datang adalah sukar, ia dikompensasikan oleh ubah bentuk litosfera, penebalan dan "kesesakan" dalam struktur gunung yang dilipat. Lebih kurang kerap dan untuk masa yang singkat semasa penumpuan, keadaan timbul untuk serpihan litosfera lautan ditolak ke pinggir plat benua: obduksinya berlaku. Dengan jumlah panjang sempadan konvergen moden kira-kira 57 ribu km, 45 daripadanya adalah subduksi, baki 12 adalah perlanggaran. Interaksi obduksi plat litosfera belum ditubuhkan di mana-mana hari ini, walaupun kawasan diketahui di mana episod obduksi berlaku dalam masa geologi yang agak baru-baru ini.
6.1. Subduksi: manifestasi, mod dan akibat geologi
Pada awal 30-an, setelah menemui anomali negatif yang tajam di sepanjang parit laut dalam Indonesia, F. Vening-Meines membuat kesimpulan bahawa di zon aktif ini lipatan bahan kerak ringan ditarik ke dalam mantel. Pada masa yang sama, F. Lake, mengkaji bentuk dan lokasi arka pulau, menjelaskan pembentukannya dengan persimpangan sfera bumi dengan pecahan condong di mana benua Asia bergerak ke arah Lautan Pasifik. Tidak lama kemudian, K. Wadachi buat pertama kalinya menubuhkan zon seismofokal condong yang memanjang dari parit laut dalam di bawah rantai gunung berapi kepulauan Jepun, yang menyokong andaian sambungan lengkok pulau dengan tujahan besar (atau tujahan) di sepanjang pinggiran. Lautan Pasifik.
Menjelang akhir tahun 50-an, G. Stille menyatakan idea bahawa pembentukan parit laut dalam, yang mengiringi anomali graviti negatif dan zon seismofokal yang meluas ke dalam mantel dikaitkan dengan daya tujahan serong kerak lautan; pada kedalaman tertentu ia mengalami lebur, menimbulkan rantai gunung berapi yang memanjang selari dengan parit.
Skim ini sudah sangat dekat dengan konsep subduksi moden sebagai satu bentuk interaksi konvergen plat litosfera. Ia dibangunkan pada tahun 60-an, apabila model subduksi litosfera dibangunkan. Istilah "subduksi" itu sendiri (subduksi Latin, ductio - terkemuka) dipinjam dari geologi Alpine: pada awal 50-an, A. Amstutz memanggil subduksi pergerakan dan menarik ke kedalaman beberapa kompleks sialik Alps di bawah yang lain. Dalam makna baharunya, istilah "subduksi" telah diluluskan pada Persidangan II Penrose dan sejak itu telah digunakan secara meluas untuk salah satu konsep asas tektonik plat. Sepanjang dekad yang lalu, kajian subduksi telah menjadi cabang geotektonik yang meluas.
Perlu ditekankan bahawa konsep dan istilah "subduksi" telah diperkenalkan untuk menunjukkan proses mendalam yang kompleks, yang sebelum ini tidak diketahui. Subduksi tidak boleh dikurangkan kepada sama ada "tujahan bawah" atau "tujahan" plat litosfera. Pendekatan mereka semasa subduksi terdiri daripada vektor gerakan dua plat yang bersentuhan, dan hubungan yang berbeza antara arah dan magnitud vektor ini diperhatikan. Di samping itu, dalam kes-kes di mana penenggelaman graviti pantas salah satu plat litosfera ke dalam astenosfera berlaku, interaksi mereka menjadi rumit oleh pemulangan semula sempadan konvergen. Telah ditetapkan bahawa subduksi berkembang secara berbeza bergantung pada nisbah vektor pergerakan plat, umur litosfera subduksi dan beberapa faktor lain.
Oleh kerana semasa subduksi salah satu plat litosfera diserap pada kedalaman, selalunya membawa bersamanya pembentukan sedimen parit dan juga batuan dinding gantung, kajian proses subduksi penuh dengan kesukaran yang besar. Pemerhatian geologi juga terhalang oleh air dalam lautan di atas sempadan subduksi. Subduksi moden dinyatakan dalam pelepasan bawah air dan daratan, pergerakan dan struktur tektonik, gunung berapi dan keadaan pemendapan. Struktur dalam zon subduksi, manifestasi seismik dan geotermanya dikaji menggunakan kaedah geofizik. Untuk mengira kinematik interaksi subduksi plat litosfera, parameter pergerakannya digunakan, ditentukan relatif kepada paksi penyebaran dan dalam koordinat titik panas, serta penyelesaian kepada mekanisme fokus secara langsung di bahagian atas zon Benioff. . Dalam beberapa tahun kebelakangan ini, pengukuran langsung pergerakan relatif plat litosfera menggunakan pemantul laser dan kaedah interferometri radio telah menjadi semakin penting.
6.1.1. Ungkapan zon subduksi dalam pelepasan
Kaedah interaksi konvergen plat litosfera semasa subduksi menentukan asimetri setiap zon tersebut dan pelepasannya. Garis hubungan aktif dinyatakan dengan jelas oleh parit laut dalam, yang kedalamannya, sebagai struktur litosfera, secara langsung bergantung pada kelajuan subduksi dan pada ketumpatan purata (iaitu, umur) plat subduksi. Memandangkan parit berfungsi sebagai perangkap sedimen, terutamanya untuk turbidit arka pulau atau asal benua, kedalamannya diherotkan oleh pemendapan, yang ditentukan oleh keadaan fisiografi. Kedalaman lautan di atas parit moden berbeza-beza secara meluas, ia adalah maksimum di Palung Mariana (11022 m). Kedalaman parit berbanding dengan gelombang marginal bersebelahan plat subduksi mencapai 4000 m.
Dengan panjang sehingga beberapa ribu kilometer, lebar parit biasanya tidak melebihi 50-100 km. Sebagai peraturan, mereka bengkok secara arkuasi dengan cembung ke arah plat subduksi, kurang kerap ia lurus. Parit laut dalam moden memanjang secara berserenjang dengan arah subduksi (subduksi ortogon) atau pada sudut akut ke arah ini (subduksi serong telah ditetapkan;
Profil parit laut dalam sentiasa tidak simetri: dinding subduksi rata (kira-kira 5°), dinding gantung lebih curam (sehingga 10 malah 20°). Butiran pelepasan berbeza-beza bergantung pada keadaan tegasan plat litosfera, rejim subduksi dan keadaan lain. Di banyak persimpangan, cerun lautan parit adalah rumit oleh graben membujur dan gunung. Bahagian bawah parit yang sempit dan rata, kadangkala hanya beberapa ratus meter lebar, terdiri daripada sedimen.
Peletakan bentuk pelepasan pada bingkai parit laut dalam juga tidak simetri. Di bahagian lautan, ini adalah gelombang marginal lembut yang naik 200-1000 m di atas dasar laut Berdasarkan data geofizik, gelombang marginal mewakili lekukan antiklin litosfera lautan, yang tidak seimbang secara isostatik dan disokong oleh mampatan mendatarnya. . Di mana lekatan geseran plat litosfera adalah tinggi, ketinggian gelombang marginal adalah dalam korespondensi langsung dengan kedalaman relatif segmen bersebelahan parit.
Di sebelah bertentangan, di atas sayap gantung ("akan datang") zon subduksi, selari dengan parit, regangan rabung tinggi atau rabung bawah air, yang, seperti yang akan ditunjukkan di bawah, mempunyai struktur dan asal yang berbeza. Jika subduksi diarahkan terus di bawah margin benua (dan parit laut dalam bersebelahan dengan margin ini), rabung pantai dan rabung utama yang dipisahkan daripadanya oleh lembah membujur biasanya terbentuk, yang topografinya boleh menjadi rumit oleh bangunan gunung berapi. . Yang terakhir juga dikaitkan dengan subduksi, terletak pada jarak tertentu dari parit laut dalam. Andes adalah yang paling berkuasa dan mewakili sistem gunung moden asal ini.
Di mana zon subduksi tidak terletak di pinggir benua, sepasang bentuk muka bumi positif yang serupa diwakili oleh lengkok pulau. Ini adalah arka luar bukan gunung berapi (sejurus bersebelahan parit) dan dipisahkan oleh lekukan, selari dengannya, arka dalam gunung berapi utama. Kadangkala arka pulau luar tidak terbentuk dan ia sepadan dengan selekoh tajam dalam pelepasan bawah air di pinggir parit laut dalam. Kebanyakan lengkok pulau moden terletak di pinggir barat Lautan Pasifik: dari lengkok Aleutian dan Kuril-Kamchatka di utara ke lengkok Kermadec di selatan. Yang terakhir memanjang hampir secara linear: bentuk arkuat rabung gunung berapi dan bukan gunung berapi, parit laut dalam/dan manifestasi lain zon subduksi yang mencapai permukaan adalah meluas, bukan rawak, tetapi tidak wajib.
Oleh kerana mana-mana zon subduksi pergi ke kedalaman serong, kesannya pada dinding gantung dan pelepasannya boleh memanjangkan 600-700 km atau lebih dari parit, yang bergantung terutamanya pada sudut kecenderungan. Pada masa yang sama, mengikut keadaan tektonik, pelbagai bentuk pelepasan terbentuk, yang akan dibincangkan di bawah, apabila mencirikan siri struktur sisi di atas zon subduksi.
6.1.2. Kedudukan tektonik dan jenis utama zon subduksi
Lokasi zon subduksi semasa adalah sangat semula jadi, kebanyakannya terhad di pinggir Lautan Pasifik. Sistem subduksi Antilles Kecil dan Selatan, walaupun terletak di Atlantik, berkait rapat dari asalnya dengan evolusi struktur kerangka Pasifik, dengan lenturan dan penembusannya jauh ke timur dalam ruang bebas yang membuka antara benua Amerika Utara, Amerika Selatan dan Antartika. Sistem subduksi Sunda lebih bebas, walau bagaimanapun, ia juga tertarik kepada ensembel struktur Lingkaran Pasifik. Oleh itu, pada masa ini, semua zon subduksi yang telah menerima pembangunan lengkap dan ciri adalah dalam satu cara atau yang lain berkaitan dengan tali pinggang aktiviti tektonik moden yang paling berkuasa ini. Hanya beberapa zon subduksi yang agak kecil, cetek dan khusus (seperti Aegean, Aeolian) berkembang di lembangan Mediterranean - peninggalan Lautan Tethys Mesozoic-Cenozoic ini. Margin utara Tethys juga diwarisi oleh zon subduksi Mekran.
Geologi sejarah membolehkan kita memahami corak lokasi moden zon subduksi yang disebutkan di atas. Pada permulaan Mesozoik, mereka hampir sepenuhnya membingkai superbenua Pangea ketika itu bersatu, di mana litosfera lautan Panthalassa di sekelilingnya telah ditundukkan. Selepas itu, apabila benua besar itu secara beransur-ansur hancur dan serpihannya bergerak secara emparan, zon subduksi terus berkembang di hadapan bahagian hadapan jisim benua yang bergerak. Proses-proses ini tidak berhenti sehingga hari ini. Memandangkan Lautan Pasifik moden adalah ruang yang tinggal dari Panthalassa, zon subduksi yang muncul pada bingkainya adalah, seolah-olah, serpihan cincin subduksi yang mengelilingi Pangea. Pada masa ini, mereka terletak kira-kira di garisan bulatan besar sfera bumi, dan dengan kemajuan masa geologi, apabila kawasan Lautan Pasifik terus mengecil, mereka mungkin akan berkumpul lebih dekat dengan bingkainya.
Zon subduksi Mediterranean tidak mempunyai sistem penyebaran yang berkaitan dan nampaknya disokong oleh penutupan Lautan Tethys, cabang utama Panthalassa.
Sifat bahagian berinteraksi litosfera menentukan perbezaan antara dua jenis tektonik utama zon subduksi: benua-margin (Andes) dan lautan (Mariana yang pertama terbentuk di mana litosfera lautan subduk di bawah benua, yang kedua -). semasa interaksi dua bahagian litosfera lautan.
Struktur dan rejim subduksi zon margin benua adalah pelbagai dan bergantung pada banyak keadaan. Yang terpanjang dari mereka, Andes (kira-kira 8 ribu km), dicirikan oleh subduksi lembut litosfera lautan muda, penguasaan tegasan mampatan dan bangunan gunung di sayap benua. Arka Sunda dibezakan dengan ketiadaan tegasan sedemikian, yang memungkinkan penipisan kerak benua, yang permukaannya terutamanya di bawah paras lautan; litosfera lautan yang lebih tua terendam di bawahnya, menuju kedalaman pada sudut yang lebih curam.
Jenis zon subduksi Jepun juga boleh dianggap sebagai pelbagai zon benua marginal, idea yang diberikan oleh persimpangan yang melalui Parit Jepun - Laut Honshu-Jepun Ia dicirikan oleh kehadiran marginal lembangan laut dengan kerak yang baru terbentuk daripada jenis lautan atau suboceanic. Data geofizik dan paleomagnetik memungkinkan untuk mengesan pembukaan Laut Jepun yang terpinggir kerana jalur litosfera benua dipisahkan dari margin Asia. Secara beransur-ansur membongkok, ia bertukar menjadi arka pulau Jepun dengan pangkalan benua sialik, i.e. ke dalam busur pulau eisial. Di bawah ini kita akan kembali kepada persoalan mengapa dalam beberapa kes pembangunan zon subduksi benua marginal membawa kepada pembukaan laut marginal, manakala dalam yang lain ini tidak berlaku.
Semasa pembentukan zon subduksi jenis lautan (Mariana), litosfera lautan yang lebih purba (dan oleh itu lebih kuat dan berat) tenggelam di bawah yang lebih muda, di pinggirnya (secara simatik) terbentuk ensimatimencakar arka pulau. Contoh zon subduksi sedemikian, bersama-sama dengan Mariana, boleh menjadi sistem arka pulau seperti Izu-Bopin, Tonga-Kermadec, dan Lntil Selatan. Tiada satu pun daripada zon subduksi ini, sekurang-kurangnya sejak kebelakangan ini, terbentuk di tengah lautan: mereka tertarik ke arah paragenesis struktur kompleks dalam kerangka lautan.
Dalam semua kes yang dipertimbangkan, litosfera jenis lautan disubduksi. Proses ini berjalan secara berbeza apabila litosfera benua menghampiri sempadan konvergen pada kedua-dua belah pihak. Ia termasuk kerak tebal dan berketumpatan rendah. Oleh itu, penumpuan berkembang di sini sebagai perlanggaran, yang disertai dengan delaminasi tektonik dan ubah bentuk kompleks bahagian atas litosfera. Banyak zon perlanggaran adalah tidak simetri yang dinyatakan secara seismologi dan teras bawah plat kerak benua berlaku di dalamnya. Ini adalah aktiviti tektonik semasa Himalaya di persimpangan plat benua Eurasia dan Hindustan. Kami akan menganggap kategori sempadan konvergen ini sebagai sejenis perlanggaran.
Walau bagaimanapun, dalam kebanyakan kes, A-subduksi mempunyai sifat tektonik yang berbeza dan, seperti yang dinyatakan oleh A. Bally, dikaitkan dengan subduksi yang lebih dalam litosfera lautan. Ia berkembang di bahagian belakang struktur gunung marginal-benua, di mana litosfera yang subduksi dari lautan mampu memberikan tekanan ke atas benua, menghasilkan sesar terbalik dan tujahan yang diarahkan menjauhi lautan. Contohnya ialah eksploitasi rantaian Subandian, Pergunungan Rocky. Ada kemungkinan, di bawah pengaruh subduksi dalam, beberapa tarikan ke bawah autochthon benua daripada tujahan yang berkaitan juga berlaku. Zon subduksi A yang serupa, yang terletak di atas zon subduksi benua yang kuat, berkemungkinan besar menengah kepada mereka. Mereka sesuai dengan paragenesis struktur margin benua.
6.1,3. Ekspresi geofizik zon subduksi
Kaedah seismicity, seismology, gravimetri, magnetometry, magnetoteluric sounding, geothermy, saling melengkapi antara satu sama lain, memberikan maklumat langsung tentang keadaan dalam jirim dan struktur zon subduksi, yang boleh dikesan dengan bantuannya hingga ke mantel bawah. Pemprofilan seismik berbilang saluran memungkinkan untuk mendapatkan profil struktur zon subduksi hingga kedalaman beberapa puluh kilometer pada resolusi tinggi. Pada profil sedemikian, anjakan utama zon subduksi boleh dibezakan, serta struktur dalaman plat litosfera pada kedua-dua belah struktur ini.
Menggunakan kaedah tomografi seismik, litosfera subduksi boleh dikesan jauh ke dalam mantel, kerana litosfera ini berbeza daripada batuan di sekelilingnya dalam mempunyai sifat keanjalan yang lebih tinggi ("faktor kualiti seismik") dan ciri-ciri halaju. Profil menunjukkan bagaimana plat subduksi melintasi lapisan astenosfera utama. Di beberapa zon, termasuk berhampiran Kamchatka, ia terus mengikuti laluan serong, masuk ke mantel bawah hingga kedalaman 1200 km.
Interaksi konvergen litosfera dalam zon subduksi mewujudkan tegasan yang mengganggu keseimbangan isostatik dan mengekalkan lenturan plat litosfera dan pelepasan tektonik yang sepadan. G ravimetri mengesan anomali graviti tajam, yang memanjang di sepanjang zon subduksi, dan apabila melintasinya, berubah dalam urutan biasa. Di hadapan parit laut dalam di lautan, anomali positif sehingga 40-60 mGl, terhad kepada gelombang kecil, biasanya dikesan. Adalah dipercayai bahawa ia disebabkan oleh lenturan antiklin elastik litosfera lautan pada permulaan zon subduksi. Ini diikuti dengan anomali negatif yang teruk (120-200, kurang kerap sehingga 300 mGl), yang terbentang di atas parit laut dalam dan disesarkan beberapa kilometer ke arah sisi arka pulau (atau benua). Anomali ini berkorelasi dengan pelepasan tektonik litosfera, dan juga, dalam banyak kes, dengan peningkatan dalam ketebalan kompleks sedimen. Di sisi lain parit laut dalam, anomali positif yang tinggi (1C0-300 mGl) diperhatikan di atas dinding tergantung zon subduksi. Perbandingan nilai graviti yang diperhatikan dengan yang dikira mengesahkan bahawa maksimum graviti ini mungkin disebabkan oleh subduksi serong batuan yang lebih tumpat ke dalam astenosfera dari litosfera yang agak sejuk. Dalam sistem arka pulau, penerusan profil graviti biasanya diikuti oleh anomali positif kecil di atas lembangan laut marginal.
Subduksi moden juga dinyatakan dalam data ahli silap matanitometri. Peta anomali magnet linear lembangan jenis lautan dengan jelas membezakan sempadan tektonik sifat rifting dan subduksinya. Jika, berhubung dengan yang pertama, anomali linear kerak lautan adalah konsisten (selari dengan mereka), maka sempadan subduksi adalah sekan, mereka memotong sistem anomali di mana-mana sudut, bergantung pada interaksi menumpu plat litosfera.
Apabila litosfera lautan direndam dalam parit laut dalam, keamatan anomali linear sering berkurangan beberapa kali, yang mungkin dijelaskan oleh penyahmagnetan batu akibat tegasan lentur. Dalam kes lain, anomali boleh dikesan ke sempadan konvergen dan lebih jauh lagi.
Pemerhatian geoterma mengesan penurunan dalam aliran haba apabila litosfera yang agak sejuk tenggelam di bawah sisi arka pulau (atau benua) parit laut dalam. Walau bagaimanapun, selanjutnya, apabila kita menghampiri tali pinggang gunung berapi aktif, aliran haba meningkat dengan mendadak. Adalah dipercayai bahawa tenaga yang dibebaskan pada kedalaman akibat geseran subduksi, mampatan adiabatik dan transformasi mineral eksotermik dijalankan di sana.
Oleh itu, data daripada kaedah geofizik yang berbeza adalah dalam persetujuan yang agak baik antara satu sama lain; ia berfungsi sebagai asas untuk model subduksi litosfera, yang telah diperiksa dan diperhalusi semasa data ini diisi semula.
6.1.4. Zon Benioff
Manifestasi subduksi moden yang paling ekspresif adalah, seperti yang dinyatakan di atas, zon fokus seismik yang pergi secara serong ke kedalaman. Pada pertengahan 30-an, K. Wadachi menubuhkan zon seumpamanya yang pertama berhampiran Jepun, dan pada dekad berikutnya (1938-1945) B. Gutenberg dan C. Richter menerbitkan maklumat tentang kebanyakan zon seismofokal yang tinggal. Ringkasan global pengarang ini menjana banyak minat. Sudah pada tahun 1946, khususnya, satu artikel oleh ahli petrologi dan ahli gunung berapi terkenal A. N. Zavaritsky "Beberapa fakta yang mesti diambil kira dalam pembinaan tektonik" muncul, di mana idea itu dibangunkan tentang peranan utama, penentu zon aktif secara seismik dalam hubungannya. kepada yang diperhatikan di atasnya berhampiran proses tektonik dan gunung berapi permukaan, yang kedua dalam pengertian ini.
Pada tahun 1949-1955. H. Benioff dari Institut Teknologi California menerbitkan kertas sintesis generasi seterusnya mengenai zon fokus seismik. Pada tahun-tahun itu, konsep "tektonik global baharu" semakin matang, pencipta yang menggunakan secara meluas karya H. Benioff pada zon seismofocal dan mula memanggilnya "zon Benioff." Nama itu berakar umbi dalam istilah geologi dan geofizik, manakala keutamaan K. Wadati diiktiraf dan penghormatan diberikan kepada penemuan asas saintis ini.
Sehingga kini, bahan yang meluas telah terkumpul pada struktur dan ciri-ciri zon fokus seismik Benioff. Lokasi sumber gempa bumi, magnitudnya, serta hasil penyelesaian mekanisme fokusnya diambil kira, membolehkan seseorang menilai orientasi paksi tegasan utama. Lokasi fokus dalam biasanya digambarkan pada peta (iaitu, dalam unjuran pada satah mendatar), serta pada "profil" melintang dan membujur zon Benioff. Setiap "profil" sedemikian ialah unjuran sumber seismik ke permukaan menegak. Untuk membina "profil" melintang, segmen tertentu zon Benioff diambil dan fokus di dalamnya diunjurkan ke satah menegak yang berorientasikan kepada salib mogok zon. Kadang-kadang satah menegak ini berorientasikan ke arah subduksi, yang boleh berlaku pada sudut yang berbeza dengan mogok zon. "Profil" membujur zon Benioff diperoleh dengan mengunjurkan sumber seismik ke permukaan menegak yang mengikuti sepanjang zon fokus seismik, membongkok dengannya.
Kedalaman zon Benioff. Dengan membandingkan lokasi sumber gempa bumi dengan hasil tomografi seismik untuk zon subduksi yang sama, seseorang boleh diyakinkan bahawa penenggelaman litosfera terlebih dahulu, ke kedalaman tertentu, menghasilkan sumber getaran elastik, dan kemudian berterusan sebagai proses aseismik. . Ini mungkin ditentukan terutamanya oleh penurunan sifat keanjalan litosfera yang lemah apabila ia menjadi panas. Kedalaman zon Benioff bergantung terutamanya pada volum. sekali gus daripada kematangan litosfera lautan subduksi, yang meningkatkan ketebalannya dan disejukkan dengan usia.
Pengawal selia penting kedua bagi kedalaman zon Benioff ialah kadar subduksi.
Kedalaman zon Benioff yang diperhatikan berbeza-beza secara meluas dari satu zon ke zon yang lain dan sepanjang mogok zon yang sama. Khususnya, kedalaman salah satu zon fokus seismik terpanjang, Andes, berkurangan daripada 600 km di bahagian tengahnya kepada 150-100 km di rusuk.
Taburan menegak sumber seismik di zon Benioff adalah sangat tidak sekata. Bilangan mereka adalah maksimum di bahagian atas Zon, menurun secara eksponen hingga kedalaman 250-300 km, dan kemudian meningkat, memberikan puncak dalam julat dari 450 hingga 600 km.
Arah cerun zon Benioff. Semua zon Benioff berorientasikan serong. Dalam sistem margin benua, termasuk sistem yang dibina secara kompleks dari jenis Jepun, mereka sentiasa menunduk ke arah benua, kerana litosfera lautan yang menunjam.
Profil zon Benioff. Kecondongan setiap zon fokus seismik berubah dengan kedalaman, dengan itu menentukan profil melintangnya. Sudut kecenderungan kecil pada permukaan (35-10°) meningkat dengan kedalaman: pada mulanya sangat sedikit, kemudian biasanya diikuti dengan lenturan yang berbeza, diikuti dengan peningkatan secara beransur-ansur dalam kecenderungan, sehingga hampir keseluruhan pelbagai profil secara semula jadi terletak di antara dua ekstrem jenis mereka
Aktiviti seismik maksimum tertumpu pada segmen seterusnya zon Benioff, di mana ia dijana oleh interaksi penumpuan dua plat litosfera.
6.1.5. Ekspresi geologi zon subduksi
Kajian zon subduksi moden membolehkan kita menilai ekspresi proses ini dalam pemendapan, ubah bentuk tektonik, magmatisme, dan metamorfisme. Ini seterusnya memberikan kunci kepada pembinaan semula aktualistik zon subduksi purba.
Subduksi dan pemendapan. Pelepasan tektonik yang dihasilkan oleh subduksi menentukan penempatan semula jadi lembangan sedimen dengan pembentukan ciri. Kekhususan pengumpulan sedimen dalam parit laut dalam, di mana sempadan penumpuan plat litosfera berlalu dan subduksi bermula, patut diberi perhatian khusus.
Siri sisi lembangan sedimen berbeza-beza bergantung pada jenis tektonik zon subduksi. Dalam tetapan margin benua jenis Andes, bermula dari lautan, ikuti parit laut dalam, besen hadapan dan belakang. Parit ini dicirikan oleh mendapan flyschoid, turbidit terrigenous dan tuffaceous. Bahan yang menyusunnya berasal dari cerun benua dan selalunya mengandungi hasil hakisan ruang bawah tanah granit-metamorfik. Pengangkutan membujur di sepanjang parit dalam jarak jauh adalah ciri. Lembangan hadapan dan belakang (palung) berfungsi sebagai tempat pengumpulan strata benua dan laut cetek jenis molase setebal beberapa kilometer. Dalam kes ini, lembangan hadapan, yang terletak di antara rabung pantai (bukan gunung berapi) dan utama (gunung berapi), diisi secara tidak simetri: di satu pihak dengan bahan klastik, di pihak yang lain - dengan kedua-dua bahan klastik dan gunung berapi. Lembangan belakang, yang dalam kedudukannya adalah piedmont, foredeep, juga menerima produk pemusnahan rabung utama dan bahan gunung berapinya. Perobohan dari peningkatan intrabenua kraton juga berlaku di sana.
Dalam penetapan arka pulau, barisan sisi lembangan dan pengisiannya diubah suai. Mendapan flyschoid parit laut dalam mengandungi bahan yang kurang terrigenous di sini. Di hadapan arka ensimatik, produk pemusnahan gabbroid, ultrabasit dan batu lain litosfera lautan muncul jika ia menonjol di cerun arka pulau parit. Sebagai satu frontal di arka pulau ia terbentuk Saya akan jangkakankolam kotor, yang dipenuhi dengan marin, termasuk flyschoid, mendapan tuffaceous-sedimen dengan ketebalan yang besar. Deep berkembang sebagai bahagian belakang arka belakang ataukolam antara arka, di mana sedimen marin tebal, termasuk flyschoid, terkumpul di dasar benua yang menipis atau pada kerak lautan yang baru terbentuk. Oleh itu, pembentukan marin cetek dan benua molasoid di pinggir sistem benua digantikan dalam sistem arka pulau oleh air yang lebih dalam, kebanyakannya flyschoid. Kedua-duanya dicirikan oleh kehadiran bahan gunung berapi, komposisinya bergantung pada jenis tektonik zon subduksi, yang akan dibincangkan di bawah dalam bahagian magmatisme.
Keadaan tektonik pengumpulan sedimen di parit laut dalam adalah unik. Terlepas dari tempoh kewujudan zon subduksi, ia hanya mengandungi sedimen yang sangat muda, Pleistosen dan Holosen, yang ketebalannya biasanya tidak melebihi beberapa ratus meter. Dalam hal ini, ia berbeza dengan isian sedimen palung bersebelahan margin benua atau arka pulau, di mana kedua-dua julat umur dan ketebalan adalah lebih besar. Berbaring hampir mendatar, sedimen parit laut dalam bersandar pada sisi lautannya, dan pada bahagian benua (atau busur pulau) nisbahnya bergantung pada rejim tektonik subduksi. Dalam beberapa kes, sebagai contoh, di Palung Amerika Tengah di luar pantai Guatemala, mereka bergerak di bawah dinding gantung dan terlibat dalam subduksi, mengalami hampir tiada ubah bentuk. Dalam kes lain, sebaliknya, berhampiran sempadan konvergen, sedimen parit laut dalam memperoleh struktur yang semakin kompleks (akhirnya menjadi isoclinal-lamellae yang dilipat), bergabung dengan apa yang dipanggil baji accretionary. Ini adalah hubungan di bahagian utara Palung Amerika Tengah yang sama di luar pantai Mexico.
Oleh itu, kekhususan pengumpulan sedimen dalam parit laut dalam dalam apa jua keadaan adalah bahawa substrat kerak yang bergerak, subduksi di bawah margin benua (atau arka pulau), seperti tali pinggang penghantar, mengeluarkan bahan sedimen yang memasuki parit, memberi ruang. untuk pemendakan yang semakin muda. Hubungan ini sangat ekspresif di Parit Jepun di luar pantai Honshu, di mana ia dipetakan daripada kenderaan tenggelam semasa penyelidikan di bawah program Kaiko. Khususnya, di sana jisim tanah runtuh bawah air yang datang dari cerun busur pulau terlibat dalam subduksi dan tidak membentuk sebarang pengumpulan ketara di bahagian bawah parit.
Jika dalam lembangan pemendapan biasa, ketebalan sedimen sebahagian besarnya bergantung pada penenggelaman dasar, maka di parit laut dalam faktor fizikal dan geografi yang mengawal bekalan bahan terrigenous diutamakan. Dalam hal ini, Palung Chile-Peru menunjukkan, hampir tanpa kerpasan di segmen bersebelahan dengan Gurun Atacama, dan secara beransur-ansur memperoleh pengisian biasa ke utara dan selatan, di mana iklim menjadi lembap dan bekalan serpihan dari benua itu. dinormalkan. Satu lagi contoh yang ketara ialah Parit Puerto Rico, bahagian paling selatannya disekat oleh pemendapan berat kerana air larian berat dari Delta Orinoco diarahkan ke sana. Di utara, apabila anda menjauh dari sumber berkuasa ini, ketebalan sedimen di parit berkurangan.
6.1.6. Kinematik subduksi
Kepelbagaian pelepasan, struktur dalam, keadaan tegasan dan magmatisme zon subduksi, siri struktur sisi mereka ditentukan oleh interaksi banyak faktor, antaranya, seperti yang dinyatakan di atas, peranan parameter kinematik subduksi adalah penting. Walaupun fakta bahawa subduksi terutamanya merujuk kepada interaksi konvergen plat, adalah penting untuk mengambil kira keseluruhan set parameter ini. Antaranya, kelajuan penumpuan tidak kritikal dalam banyak kes.
Parameter kinematik subduksi. Model kinematik subduksi adalah berdasarkan vektor halaju pergerakan "mutlak": gelongsor mendatar dua plat litosfera yang berinteraksi, serta penenggelaman graviti salah satu daripadanya dengan daya apungan negatifnya pada astenosfera. Dalam kes kedua, pusingan belakang yang sepadan bagi engsel plat subduksi (garisan infleksinya di parit) juga diambil kira. Berdasarkan vektor halaju "mutlak", pergerakan relatif plat di sepanjang zon anjakan zon subduksi ditentukan, serta ubah bentuk yang melengkapkannya (anjakan lipatan dan sesar: ricih, sesar terbalik dan tujah, keretakan dan merebak) dalam plat litosfera yang memajukan.
Bertentangan, anjakan ofensif engsel papak subduksi dianggap ditentang oleh bahagian subduktif papak, "berlabuh" dalam mantel. Dengan anjakan sedemikian, ia akan menyelit dan terbalik, bagaimanapun, sejauh yang boleh dinilai dari data geofizik, ini tidak berlaku. Pergerakan ofensif litosfera subduksi (dan engselnya) bersama-sama dengan bahan astenosfera di sekeliling tidak boleh diketepikan.
Pada kelajuan tinggi pergerakan plat atas, dan juga di mana litosfera lautan yang agak ringan atau tebal disubduksikan, plat atas mendahului garis engsel plat bawah dan bertindih dengannya. Bahagian permukaan yang sangat rata dari zon Benioff terbentuk, secara ciri dinyatakan di bawah segmen tengah Andes. Struktur tekanan dan mampatan muncul dalam kedua-dua plat litosfera.
Sebaliknya, apabila litosfera purba dan berat subduktus, keadaan mungkin berlaku di mana sayap tergantung ketinggalan di belakang rollback engsel dalam pergerakannya. Jurang yang sepadan berlaku di sepanjang zon lemah di atas permukaan subduksi, di mana lembangan arka belakang atau intra-arka terbuka. Ini ditentukan oleh vektor anjakan relatif bahagian hadapan plat litosfera memajukan .