Eğer sürekli olarak bu kadar çok yeni deniz tabanı oluşuyorsa ve Dünya genişlemiyorsa (ve buna dair yeterli kanıt mevcutsa), o zaman küresel kabuktaki bir şeyin bunu telafi etmek için çöküyor olması gerekir. Pasifik Okyanusu'nun büyük bir kısmının sınırlarında olan da tam olarak budur. Burada litosfer plakaları bir araya gelir ve sınırlarında çarpışan plakalardan biri diğerinin altına dalar ve Dünya'nın derinliklerine iner. Bu tür plaka çarpışma alanlarına dalma bölgeleri (batma, bir plakanın diğerinin altına batması) denir; Dünya yüzeyinde derin okyanus hendekleri (hendekler) ve aktif volkanlar ile işaretlenmiştir (Şekil 5.4). Pasifik Okyanusu kıyısı boyunca uzanan sözde ateş çemberini oluşturan muazzam volkan zincirleri (And Dağları, Aleut Adaları, ayrıca Kamçatka, Japonya ve Mariana Adaları volkanları) varlıklarını Dünya'ya borçludur. dalma olayı.
Pirinç. 5.4. Bir dalma zonunun (üstte, ölçeksiz) şematik bir kesiti, derin mantoya doğru inen bir litosferik plakayı ve onun üzerindeki aktif volkanları göstermektedir. Şeklin alt kısmındaki noktalar, Pasifik Okyanusu'nun güneybatı kısmındaki Tonga Çukuru altında kaydedilen deprem odaklarının konumlarını göstermektedir. Toplu olarak, dalma plakasının konumunu yaklaşık 700 kilometre derinliğe kadar işaretlerler. Yatay ölçekteki işaretler oluğa olan mesafeyi gösterir. P. J. Willey'nin How the Earth Works adlı eserinden Şekil 4-10'un kısmi kullanımıyla derlenmiştir. Yayınevi "John Wiley and Sons", 1976.
Hiç kimse iki levha birbirine yaklaşmaya başladığında batmanın nasıl başladığını tam olarak söyleyemez, ancak etkileşimlerinin anahtarı kayaların yoğunluğu gibi görünüyor. Yoğun okyanus kabuğu, Dünya'nın derinliklerinde neredeyse hiçbir iz bırakmadan kaybolarak batmaya maruz kalabilir, nispeten hafif kıtalar ise her zaman yüzeyde kalır. Okyanus tabanlarının her zaman genç ve kıtaların yaşlı olmasının nedeni budur: Deniz tabanı yalnızca okyanus sırtlarındaki faylarda sürekli olarak oluşmaz, aynı zamanda batma bölgelerinde de sürekli olarak yok edilir. Daha önce de gördüğümüz gibi, kıtaların bazı kısımları neredeyse dört milyar yaşındayken, deniz yatağının en eski kısımları 200 milyon yıldan daha yaşlı değil. Kıtaların kayması fikrinin ilk destekçilerinden biri, kıtaları kaynayan bir çorba kabının yüzeyinde biriken köpükle karşılaştırdı; çok doğru olmasa da canlı bir karşılaştırma.
Yitim gerçeği, beraberinde gelen depremlerle de doğrulanıyor. Depremsellik tüm levha sınırlarının karakteristik bir özelliği olmasına rağmen, yalnızca batma bölgeleri 600 kilometre veya daha fazla derinlikte meydana gelen derin depremlerle karakterize edilir. Derin depremler levha tektoniğinin popülerlik kazanmasından çok önce biliniyordu. 1928'de Japon sismolog K. Wadachi, Japonya yakınlarında birkaç yüz kilometre derinlikte meydana gelen depremleri bildirdi. Yaklaşık yirmi yıl sonra, başka bir jeofizikçi olan Hugo Benioff, dünyanın diğer bölgelerinde, sık sık depremlerle işaretlenen ve sanki derinlere doğru devam ediyormuş gibi okyanus hendeklerinden mantoya derinlemesine dalan "büyük fayların" olduğunu gösterdi. Hem Güney Amerika'nın batı kıyısında hem de Tonga Çukuru'ndaki Pasifik Okyanusu'nun güneybatısında bulunan bu tür birkaç fayı tanımladı. O zamanlar bu alanlar dalma zonları olarak yorumlanmıyordu ve artan sismisiteye sahip bu dev düz eğimli bölgelerin mantoya dalan levhaların yolunu yakından takip ettiği ancak daha sonra netleşti (Şekil 5.4). Depremler, sıcak mantoya dalan okyanus levhalarının bazı kısımlarının, çevredeki manto kayalarının aksine nispeten soğuk kalması ve büyük derinliklerde bile o kadar kırılgan kalması nedeniyle içlerinde çatlaklar oluşarak depremlere neden olabilmesi nedeniyle meydana gelir. En derin depremlerin bazıları, plakaların dalma kısımlarındaki minerallerin maruz kaldıkları yüksek basınç altında kararsız hale gelmesi ve aniden çökerek hacimlerini önemli ölçüde değiştirirken daha yoğun mineraller oluşturması nedeniyle de meydana gelebilir.
Plaka ıraksaklığı eksenleri boyunca bazaltik lavların nispeten sakin patlamalarının aksine, dalma zonlarının volkanizma karakteristiği sıklıkla kendini çok şiddetli bir şekilde gösterir. Bu Dünya'nın volkanik aktivitesi, Japonya'daki Fuji Dağı gibi şaşırtıcı derecede güzel volkanlar yaratırken, aynı zamanda Dünya tarihini rahatsız eden birçok felakete de katkıda bulunuyor. Bu tür felaketlerin örnekleri arasında, antik Roma kenti Pompeii'nin yakındaki Vezüv Yanardağı tarafından püskürtülen sıcak volkanik kül tabakasının altına gömülmesi, 1883'te Endonezya'daki Krakatoa Yanardağı'nın patlamasıyla bölgedeki tüm yaşamın büyük ölçüde yok olması ve en son 1991'de Filipin Adaları'ndaki Pinatubo Dağı'nın patlaması. Dalma bölgelerinde volkanizma neden var? 2. Bölüm'de olası bir cevaba işaret etmiştik: Okyanus levhaları su içerir. Su, sırtlardaki oluşum yerinden dalma zonlarındaki yok oluşuna kadar okyanus tabanında biriken kalın tortu katmanlarında birikir. Ayrıca bu uzun yolculuk sırasında bazaltik kabuktaki bazı mineraller deniz suyuyla reaksiyona girerek diğer sulu mineralleri oluşturur. Levha çarpışmaları sırasında bu çökeltilerin bir kısmı alçalan levhadan sıyrılıp karaya atılsa da, geri kalanı mantonun önemli derinliklerine kadar taşınır. Bu çökeltiler dalma zonu boyunca alçaldıkça, taneler arasındaki gözeneklerde bulunan serbest suyun büyük bir kısmı, artan basınç nedeniyle sıkışarak yüzeye geri döner. Ancak kabuğun minerallerinin yapısında bağlı olan su gibi bir kısmı kalır. Sonunda artan sıcaklık ve basınç, bu suyu kayaların dışına iter ve batma bölgesinin tepesindeki mantoya sızar. Volkanizmaya neden olan da bu süreçtir. Suyun gözeneklerden ve minerallerden dışarı atıldığı derinliklerde, çevredeki manto zaten oldukça sıcaktır ve suyun eklenmesi, kayaların erime noktasını erimenin başlamasına yetecek kadar düşürür. Bu prensip, kışın buzun erime sıcaklığını düşürmek için sokaklara tuz serpen kuzey şehirlerinin sakinlerine aşina olmalıdır.
Dünyanın tüm batma bölgelerinde, aktif volkanizma kaçınılmaz olarak alçalan plakanın üzerinde yaklaşık olarak aynı yükseklikte, yani yaklaşık 150 kilometrede meydana gelir. Bu yaklaşık olarak su içeren minerallerin yok edildiği derinliktir.
erimeyi teşvik eden suyun serbest bırakılması. Bu ortamın tipik kaya türü, tahmin edebileceğiniz gibi adını bu kayanın çok yaygın olduğu Güney Amerika'daki (And Dağları) sıradağların adından alan andezittir. Laboratuvar deneyleri, andezitin, batan bir levhadan salınan suyun varlığında manto kayalarının erimesi durumunda oluşması beklenen kaya türüyle tam olarak aynı olduğunu göstermektedir; bu su aynı zamanda batma bölgelerinin volkanizma karakteristiğinin patlayıcı, şiddetli doğasını da açıklıyor. Magma dünya yüzeyine yaklaştıkça, çözünmüş su ve diğer uçucu bileşenler, basınçtaki azalmaya tepki olarak hızla genişler; bu genişleme çoğu zaman bir patlama niteliğindedir.
En büyük depremlerin çoğu dalma zonlarında meydana gelir. Bu bölgelerde olup bitenleri düşündüğünüzde bu hiç de şaşırtıcı değil: Yerkabuğunun her biri yaklaşık 100 kilometre kalınlığındaki iki dev parçası birbiriyle çarpışıyor ve bir plaka diğerinin altına itiliyor. Ne yazık ki, batma bölgelerine yakın bazı alanlar çok yoğun nüfusludur. Bu tür bölgelerde büyük yıkıcı depremlerin yaşanmaya devam edeceğini %100 kesinlikle öngörebiliriz; 1995'in başlarında Japonya'da meydana gelen Kobe depremi gibi feci olayların yaşanma ihtimali göz önüne alındığında, bunun pek de teselli edici olacağı pek söylenemez.
Ancak Dünya dinamik bir gezegendir; Dalma bölgeleri bile en azından jeolojik zaman açısından sonsuza kadar sürmez. Sonunda çalışmayı bırakıyorlar ve bir yerlerde başkaları oluşuyor. Hangi olaylar yitim sürecini durdurabilir?
Çoğu zaman bu, aralarında var olan okyanus kabuğunun batma süreci tarafından tüketilmesinden sonra kıtalar arasında meydana gelen bir çarpışmadır. Litosferik plakaların çoğunlukla kıta ve okyanus kabuğundan oluştuğunu hatırlayalım. Plakanın kendisi yolcuların doğasına karşı kayıtsız olsa da, batma bölgesi için aynı şey söylenemez. Düşük yoğunluğu nedeniyle kıtasal kabuğu yutamaz. Yani bir okyanus havzası dalma nedeniyle kapandığında, kıtasal kabuğun iki parçası çarpışır ve birbirine kaynaşır; dalma durur. Böyle bir sürecin basitleştirilmiş bir taslağı Şekil 2'de gösterilmektedir. 5.5. Yukarıdaki açıklamanın sizi inandırabileceği kadar basit değil; Tipik bir durumda, kıtalar arasındaki çarpışmaya güçlü volkanizma, metamorfizma ve dağ oluşumu eşlik eder ve çok uzun zaman alır.
Böyle bir sürecin yakın geçmişten belki de en çarpıcı örneği, 11. Bölüm'de daha ayrıntılı olarak anlatılan ve Himalayaları yaratan Hindistan ile Asya arasındaki çarpışmadır. Bir zamanlar, şimdi Himalayalar olarak bilinen yerde, güneydeki levhanın Asya'nın altında kuzeye doğru daldığı bir dalma zonu vardı ve Asya ile güneyde yer alan Hindistan kıtası arasında çok büyük bir dalma zonu vardı. okyanus. Himalayalar ve Tibet Platosu'ndaki kayalar, bu durumun çok uzun bir süre devam ettiğini, bu okyanus plakasıyla birlikte taşınan birçok küçük yüzer kıtasal kabuk parçasının güneyden batma bölgesine ulaştığını ve güneye yapıştığını gösteriyor. Asya'nın kenarı. Ancak yavaş yavaş okyanus tabanı batma bölgesi tarafından emildi ve bunun sonucunda Hindistan kuzeye çekildi. Bundan 50 ila 60 milyon yıl önce bu kıtanın bir köşesi batma bölgesine ulaştı ve Asya'ya baskı yapmaya başladı. Hareketinin ataleti, Hindistan'ın kuzey kısmının Asya plakasının güney kısmının altına kaymasına neden oldu ve dünyanın herhangi bir yerindekinin iki katı kalınlığında bir kıtasal kabuk bölümü oluşturdu. Çarpışmadan önce birbirine yakın iki kıtanın kenarlarından çökeltiler sürüklendi, kenarlarında bulunan volkanik adalar ve kıtaların kayaları dev bir çarpışmaya yakalandı, paralel kıvrımlardan oluşan bir sistem halinde ezildi, bloklara ayrıldı. bir fay sistemi ve başkalaşıma uğramış. Sonuç olarak, Dünya'nın en yüksek dağ sırası ve en büyük platosu oluştu.
Pirinç. 5.5. Dalma-batma sürecinin bir okyanus havzasını nasıl kapatabileceğini ve kıtaların çarpışmasına ve Himalayalar gibi devasa dağ sistemleri oluşturmasına neden olabileceğini gösteren şematik kesit.
Himalayalar'ın uçsuz bucaksız dağlık ülkesi hâlâ bir levha sınırı olarak kabul ediliyor çünkü Asya ile Hindistan arasında hâlâ göreceli bir hareket var. Bu ülke hâlâ yükseliyor; Burada depremler oldukça sık yaşanıyor. Nitekim, her iki levhanın birbirine doğru hızlanmasıyla Asya'nın bazı kısımlarının sıkışıp doğuya doğru dönmesi sonucu, bugün çarpışma bölgesinden uzakta, özellikle Çin'de kabuksal stresi azaltan depremler meydana geliyor. Ancak eninde sonunda, önceden ayrılmış iki kıta arasındaki göreceli hareket sona erdiğinde, Himalayalar kıtanın içinde yer alan aktif olmayan bir kenet bölgesi olarak tanınacak. Ancak bu gerçekleştiğinde, güneye doğru uzanan okyanus sırtı boyunca oluşan yeni deniz tabanı alanına uyum sağlamak için başka bir şeyin uzaklaşması gerekecektir (Şekil 5.2). Son yıllarda Sri Lanka yakınlarındaki deniz tabanı üzerinde yapılan araştırmalar, adanın güneyinde geometrik bulmacayı çözecek yeni bir dalma zonunun oluşabileceğini gösteriyor.
Himalayaları meydana getiren gibi kıtalar arası çarpışmaların jeolojik tarih boyunca düzenli olarak meydana geldiği görülmektedir. Yarattıkları yüksek dağlar çoktan aşınmış olsa da, bu tür olayların izleri, antik kayalarda, yaklaşık olarak aynı yaşta, ileri düzeyde başkalaşıma uğramış kayalardan oluşan karakteristik uzun şeritler oluşturmaları gerçeğiyle tanınabilmektedir. Böyle bir bölgenin güzel bir örneği, Kuzey Amerika'nın doğusundaki Granville eyaletidir (Şekil 4.3). Bu bölge, hiç şüphesiz, antik çağlarda, günümüz Himalayalarına çok benzemektedir.
7. Şaşırtıcı olaylar - yayılma ve batma
Bu olaylar s. 2'deki şekilde gösterilmektedir. 74. Yaymakla başlayalım. Okyanus ortası sırtları boyunca, yani hareketli plakalar arasındaki sınırlar boyunca meydana gelir (bu sınırlar her zaman okyanus tabanı boyunca uzanır). Resmimizde okyanus ortası sırtı A ve B litosferik levhaları ayırıyor. Bunlar örneğin sırasıyla Pasifik levhası ve Nazca levhası olabilir. Şekildeki oklu çizgiler astenosferin magmatik kütlelerinin hareket yönlerini göstermektedir. Astenosferin A plakasını sola ve B plakasını sağa sürükleme eğiliminde olduğunu ve böylece bu plakaları birbirinden uzaklaştırdığını görmek kolaydır. Plakaların birbirinden ayrılması aynı zamanda astenosferden aşağıdan yukarıya doğru doğrudan plaka arayüzüne yönlendirilen magmanın akışıyla da kolaylaştırılır; bir tür kama gibi davranır. Böylece A ve B plakaları hafifçe birbirinden uzaklaşır ve aralarında bir yarık (yarık) oluşur. Buradaki kayaların basıncı düşüyor ve orada erimiş bir magma merkezi beliriyor. Sualtında volkanik bir patlama meydana gelir, erimiş bazalt yarıktan akar ve katılaşarak bazaltik lav oluşturur. Hareketli A ve B plakalarının kenarları bu şekilde oluşuyor. Yani, astenosferden yükselen ve okyanus ortası sırtının yamaçları boyunca yayılan magmatik kütle nedeniyle birikme meydana geliyor. Dolayısıyla İngilizce "yayılma" terimi "genişleme", "yayılma" anlamına gelir.
Yayılımın sürekli olarak gerçekleştiği unutulmamalıdır. A&V döşemeleri her zaman inşa ediliyor. Bu plakalar tam olarak bu şekilde farklı yönlere doğru hareket eder. Şunu vurguluyoruz: litosferik plakaların hareketi, uzaydaki bir nesnenin (bir yerden diğerine) hareketi değildir; örneğin su yüzeyindeki bir buz kütlesinin hareketiyle hiçbir ilgisi yoktur. Litosferik plakanın hareketi, bir yerde (okyanus ortası sırtının bulunduğu yerde) plakanın yeni ve yeni kısımlarının sürekli büyümesi, bunun sonucunda plakanın önceden oluşturulmuş kısımlarının sürekli olarak büyümesi nedeniyle ortaya çıkar. Bahsedilen yerden uzaklaşmak. Dolayısıyla bu hareket yer değiştirme olarak değil, büyüme (genişleme de diyebiliriz) olarak algılanmalıdır.
Peki, büyüdüğünde doğal olarak şu soru ortaya çıkıyor: levhanın "ekstra" kısımlarını nereye koymalı? Artık B plakası o kadar büyümüştür ki C plakasına ulaşmıştır. Eğer bizim durumumuzda B plakası Nazca plakası ise, C plakası Güney Amerika plakası olabilir.
C plakasında bir kıta olduğuna dikkat edin; Okyanustaki B plakasıyla karşılaştırıldığında daha büyük bir levhadır. Yani B plakası C plakasına ulaştı. Sırada ne var? Cevap biliniyor: B plakası aşağıya doğru bükülecek, C plakasının altına dalacak (hareket edecek) ve C plakasının altındaki astenosferin derinliklerinde büyümeye devam ederek yavaş yavaş astenosfer maddesine dönüşecek. Bu olaya dalma denir. Bu terim “alt” ve “düksiyon” kelimelerinden gelmektedir. Latince'de sırasıyla "altında" ve "önde" anlamına gelir. Yani “batma” bir şeyi bir şeyin altına koymaktır. Bizim durumumuzda B levhası C levhasının altına yerleştirildi.
Şekil, B plakasının sapması nedeniyle, kıtasal C plakasının kenarına yakın okyanusun derinliğinin arttığını - burada bir derin deniz hendeğinin oluştuğunu açıkça göstermektedir. Aktif volkan zincirleri genellikle hendeklerin yakınında görülür. Eğik bir şekilde derinlere inen “batık” litosferik plakanın kısmen erimeye başladığı yerin üzerinde oluşurlar. Derinlikle birlikte sıcaklığın gözle görülür şekilde artması (1000-1200 °C'ye kadar) ve kayaların basıncının henüz çok fazla artmaması nedeniyle erime meydana gelir.
Artık küresel levha tektoniği kavramının özünü temsil ediyorsunuz. Dünyanın litosferi, viskoz astenosferin yüzeyinde yüzen bir plaka topluluğudur. Astenosferin etkisi altında, okyanus litosferik plakaları, kraterleri okyanus litosferinin sürekli büyümesini sağlayan okyanus ortası sırtlarından yönde hareket eder (bu, şap olgusudur). Okyanus levhaları derin deniz çukurlarına doğru ilerliyor; orada daha derine inerler ve sonunda astenosfer tarafından emilirler (bu, batma olgusudur). Yayılma bölgelerinde, yer kabuğu astenosferin maddesiyle "beslenir" ve dalma bölgelerinde "fazla" maddeyi astenosfere geri gönderir. Bu süreçler dünyanın iç kısmının termal enerjisinden dolayı meydana gelir. Yayılma bölgeleri ve dalma bölgeleri tektonik olarak en aktif olanlardır. Dünyadaki deprem ve volkan kaynaklarının büyük kısmını (%90'dan fazlasını) oluştururlar.
Açıklanan resmi iki açıklamayla tamamlayalım. Birincisi, kabaca birbirine paralel hareket eden levhalar arasında sınırlar vardır. Bu tür sınırlarda, bir plaka (veya bir plakanın bir kısmı) diğerine göre dikey olarak yer değiştirir. Bunlara dönüşüm hataları denir. Bir örnek, birbirine paralel uzanan büyük Pasifik Yarıklarıdır. İkinci nokta ise dalma-batmaya kıtasal kabuğun kenarındaki dağların kıvrımlanma ve kıvrımlanma süreçlerinin eşlik edebileceğidir. Güney Amerika'daki And Dağları bu şekilde oluştu. Tibet Platosu ve Himalayaların oluşumu özel olarak anılmayı hak ediyor. Bir sonraki paragrafta bunun hakkında konuşacağız.
Yer kabuğu, Dünya'nın en üst katmanıdır ve üzerinde en iyi çalışılan katmandır. Derinliklerinde çiftlikte kullanmayı öğrendiği insanlar için çok değerli kayalar ve mineraller yatıyor. Şekil 1. Yerkürenin Yapısı Yerkabuğunun üst katmanı oldukça yumuşak kayalardan oluşur. Sert kayaların (örneğin kum) tahrip edilmesi, hayvan kalıntılarının (tebeşir) birikmesi veya...
İki tektonik rejim ayırt edilir: ikinci dereceden mega yapılara (platformlar ve orojenler) karşılık gelen platform ve orojenik rejim. Platformlarda farklı yükseklikteki ovaların kabartması gelişir ve dağlık bölgelerde dağlık ülkeler gelişir. Platform ovaları Platform ovaları farklı yaşlardaki platformlar üzerinde gelişir ve kıtasal rölyeflerin ana mega biçimidir...
Ve bazen başarısızlıklar bile oluşabilir. Bu formlar Orta Asya bölgelerinde yaygındır. Karst ve karst yer şekilleri. Kireçtaşları, alçıtaşı ve diğer ilgili kayalarda neredeyse her zaman çok sayıda çatlak bulunur. Yağmur ve kar suları bu çatlaklardan yeryüzünün derinliklerine iner. Aynı zamanda kireçtaşlarını yavaş yavaş çözerek çatlakları genişletirler. Sonuç olarak kireçtaşının tüm kalınlığı...
Ukrayna'nın en yüksek noktası Ukrayna Karpatları'ndaki Goverla Dağı'dır (2.061 m). Ukrayna'nın ovaları, tepeleri ve dağları, modern rahatlamanın gelişimini ve bölgenin bireysel bölümlerinin yüzeyini etkileyen çeşitli tektonik yapılarla sınırlıdır. Ovalar. Ukrayna'nın kuzeyinde Pripyat ve Dinyeper nehirlerine doğru eğimli Polesie ovası bulunmaktadır. Yükseklikleri 200 m'yi geçmez, sadece...
Bir dalma zonunun ince yapısının doğasını anlamak, sismotektonik sürecin fiziği açısından kilit öneme sahiptir. Son birkaç on yılda dalma bölgelerine ilişkin yoğun jeofizik ve jeolojik çalışmaların sonucu, bu bölgenin yapısı ve sismisite özellikleri hakkında yeni verilerdir. Plaka tektoniği modeli çerçevesinde cevapları bulunamayan bir takım sorular sordular. Bu konuların, enerji aktarımının önemli bir dikey bileşenine sahip endojen süreçlerin aktivasyonu temelinde ele alınması tercih edilir. Kamçatka, Kuril Adaları ve Japonya'da yaygın olarak bilinen ve oldukça objektif olan bir dizi çalışmanın sonuçlarını sunmakla kendimizi sınırlayacağız.
Her şeyden önce, aynı anda tezahür koşullarını yansıtan sismotektonik süreçlerin ortaya çıkış özelliklerini ele alalım. Bu, Kamçatka depremlerinin merkez üslerinin yoğunluk dağılımından değerlendirilebilir (Şekil 5.6, [Boldyrev, 2002]). Sismik açıdan aktif olan ana bölgenin genişliği 200 - 250 km'dir. Odakların merkez merkezlerinin (bundan sonra odaklar olarak anılacaktır) uzaydaki yoğunluğunun dağılımı karmaşıktır ve farklı odak yoğunluklarına sahip izometrik ve uzun alanlar tanımlanır.
Odak yoğunluğunun arttığı alanlar, en dikkat çekici olanı Kamçatka bölgesinin morfoyapılarının vuruşuyla örtüşen bir çizgisellik sistemi oluşturur. Bu alanlar, 1962'den 2000'e kadar olan araçsal kontrol dönemi boyunca uzayda stabildir. Zayıf sismik alanların konumu da uzayda sabittir. Bu bölgelerdeki deprem sıklığının önemli ölçüde değişebileceğini unutmayın. Bu, örneğin RTL algoritmaları uygulanırken gösterilir [Sobolev ve Ponomarev, 2003].
Şekil 5.6 1962-1998 Kamçatka depremlerinin merkez üslerinin yoğunluğu (100 km2 başına N). (H=0-70km, kb > 8,5). Dikdörtgen - KB> 8.5 ile etkinliklerin güvenli bir şekilde kaydedildiği alan. 1 - modern volkanlar, 2 - kb > 14,0 olan kaynaklar, 3 - derin deniz hendeğinin ekseni, 4 - izobat - 3500m.
Kamçatka'nın sismik bölgesinin üç şeridindeki kaynakların yoğunluğundaki uzaysal-zamansal değişiklikler, Şekil 2'de gösterilmektedir. 5.7. [Boldyrev, 2002]. Görüldüğü gibi sismik açıdan aktif ve zayıf sismik alanların konumu bu izleme döneminde zaman içerisinde oldukça stabildir. Aynı şekil, zayıf deprem kaynaklarının yoğunluğunun arttığı alanlarla çakışan güçlü deprem kaynaklarının (K > 12,5) konumunu göstermektedir. Her ne kadar mekanik kavramlara göre bu bölgelerde birikmiş stresin boşaltılması gerekse de, zayıf olayların aktivitesinin arttığı bölgelerde güçlü olayların meydana geldiği söylenebilir.
Şekil 1'de sunulan analizin sonuçları oldukça ilginçtir. 5.8 [Boldyrev, 2000]. Şeklin üst kısmı, 10 x 10 km'lik hücrelerdeki ikiyüzlü merkezlerin yoğunluk dağılımının dikey bir kesitini ve kabuk-manto bölümünün konumunu göstermektedir. Kamçatka'nın altındaki mantoda neredeyse hiç merkez yok, Pasifik Okyanusu'nun ekvatorunun altında hakim durumdalar. Şeklin alt kısmında yazar, 159°D'den itibaren güçlü olayların taşınmasındaki tahmini eğilimleri göstermektedir. 167 doğuya Salgınların "göç" hızı 50 - 60 km/yıl, aktivasyon sıklığı ise 10 - 11 yıldır. Aynı şekilde batıdan doğuya “yayılan” düşük enerji seviyeli olayların eğilimlerini de tespit edebiliriz. Ancak bu tür yatay elastik enerji transfer süreçlerinin doğası henüz tartışılmamıştır. Yatay olarak hareket eden elastik enerji aktarımı süreçlerinin şemasının, sabit bir sismisite seviyesine sahip alanların uzayda gözlemlenen kararlı konumlarıyla uyuşmadığına dikkat edin. Aktif sismik olaylara sahip stabil alanların varlığı, belirli bir periyotta belirli bir ritme sahip olan çevrenin dikey uyarılma süreçlerinin meydana geldiğinin daha fazla göstergesidir.
Bu süreçlerin hız modellerine yansıyan çevrenin çeşitli özellikleriyle ilişkili olması mümkündür (Şekil 5.9 ve 5.10) [Tarakanov, 1987; Boldyrev ve Katz, 1982]. Artan veya azalan hız seviyelerine (Jeffreys'e göre ortalama hız kesitine göre) sahip karmaşık bir "bloklar" mozaiği oluşturan homojensizlikler hemen fark edilir. Üstelik hızların neredeyse sabit olduğu “bloklar” geniş bir derinlik aralığında yer alıyor; aynı zamanda büyük derinlik farkıyla da öne çıkıyor. Aynı derinlik aralıklarında elastik dalgaların hızları hem yüksek hem de düşük olabilir. Kıta altı mantodaki hızlar, aynı derinliklerdeki okyanus altı mantodaki hızlardan daha düşüktür. Hız gradyanlarının en yüksek değerlerine de dikkat etmek gerekir.
Şekil 5.7 Kamçatka sismik açıdan aktif bölgesinin üç uzunlamasına çizgisinde kaynak yoğunluğunun uzay-zamansal dağılımları (AY = 20 km aralığında 0,5 yıl başına olay sayısı). Her şeritteki en güçlü 20 depremin yerleri çarpı işareti ile işaretlenmiştir.
Şekil 5.8. 55°K boyunca 20 km'lik bir şeritte odakların (b) yoğunluğundaki dikey kesit (a) ve uzay-zamansal değişiklikler. 1 - deprem odakları Kb>12.5, 2 - modern volkanik bölgenin projeksiyonu, 3 - eksenin projeksiyonu. derin deniz hendekleri.
Şekil 5.9 Hachinohe istasyonu - Shikotan Adası profili boyunca odak bölgesindeki boyuna dalgaların hız alanları (km/s): 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 - en güçlü depremlerin ikiyüzlü merkezleri.
Şekil 5.10 Boyuna dalgaların hızlarındaki değişikliklerin enlemsel profili (SKR istasyonu - derin deniz hendeği), ısı akışı ve yerçekimi alanı anormallikleri. 1 - V hız alanının izolinleri; 2 - standart Dünya modeli için hız değerleri; 3 - M yüzeyinin konumu ve içindeki sınır hızlarının değerleri; 4 - arka plan ısı akışındaki değişiklik; 5 - yerçekimi alanı anormallikleri; 6 - aktif volkanlar; 7 - derin deniz hendeği, 8 - sismofokal tabakanın sınırları.
Bölgelerdeki sismik aktivite düzeyi (yani kaynak yoğunluğu), V? hızıyla ters bir korelasyona sahiptir. ve doğrudan çevrenin kalite faktörüyle ilişkilidir. Aynı zamanda, hızların arttığı alanlar, kural olarak, daha yüksek bir zayıflama düzeyiyle karakterize edilir [Boldyrev, 2005] ve en güçlü olayların merkez merkezleri, hızların arttığı bölgelerde bulunur ve çevrenin sınırlarıyla sınırlıdır. farklı hızlara sahip “bloklar” [Tarakanov, 1987].
Sismofokal bölge ve çevresi için blok ortamının genelleştirilmiş bir hız modeli oluşturulmuştur [Tarakanov, 1987]. Odak bölgesi aynı zamanda ikiyüzlü merkezlerin uzaysal dağılımı ve hız yapısı açısından da heterojendir. Kalınlık açısından, iki katmana benzer, yani sismofokal bölgenin kendisi ve D V ~ (0,2 - 0,3 km/s) ile bitişik yüksek hızlı katman (veya "blok"). Bölgenin en yüksek sismik kısmı anormal derecede yüksek hızlarla karakterize edilir ve ada yaylarının hemen altındaki ve hatta sismik odak bölgesi yönünde daha derindeki bloklar anormal derecede düşük hızlarla karakterize edilir. Diğer çalışmalarda da bazı derinliklerde iki katmanlı sismofokal bölge rapor edilmiştir [Stroenie..., 1987].
Seçilen “blokların” sınırları yeterince doğru belirlenmemiş olsa da, bu veriler objektif kabul edilebilir. Sismik dalga hızlarının gözlemlenen dağılımları, tektonik gerilmelerin ve deformasyonların özellikleri ve ayrıca çeşitli jeofizik ve hidrojeokimyasal alanlardaki anormalliklerin mekansal dağılımı, sismik odak bölgesinin sürekli tek yönlü hareket halinde olduğunu hayal edersek gerçekleştirilemez. levha tektoniği modelinden [Tarakanov ve Kim, 1979; Boldyrev ve Katz, 1982; Tarakanov, 1987; Boldyrev, 1987]. Burada hız anormallikleri yoğunluk değişimleriyle ilişkilidir ve bu durum viskoz bir ortamın yerçekimi alanındaki hareketini açıklayabilir. Hareketlerin doğasının konvektif bir hücredeki alanlara benzediği, burada yukarı doğru hareketlerin ada sırtı yakınında öne çıkan üst mantonun yatay hareketlerine dönüşebildiği belirtiliyor. Sismofokal bölgenin konumu, dış hatları ve eğimi, marjinal denizin altındaki sıkıştırılmamış manto ile okyanusun altındaki daha yoğun çevrenin etkileşimi ile ilişkilidir.
L.M.'nin çalışmaları ilgi çekicidir. Balakina, dalma zonlarındaki deprem odaklarının mekanizmalarını araştırmaya adanmıştır ([Balakina, 1991,2002] ve bununla ilgili literatür). Kuril-Kamçatka ada yayı ve Japon adaları en kapsamlı şekilde incelenmiştir. Litosferin üst 100 km'sindeki depremler (M > 5,5) için tek tip odak mekanizması tanımlanmıştır. İçinde olası kırılma düzlemlerinden biri ada yayının doğrultusu boyunca sabit bir şekilde yönlendirilmiştir ve derin deniz hendeğine doğru dik bir eğim açısına (60 - 70°) sahiptir, ikincisi düz bir düzlemdir (geliş açısı daha az) 30°'den fazla) vuruşun azimutu ve geliş yönü boyunca sabit bir yönelime sahip değildir. Birinci düzlemde baskın hareket her zaman ters yöndeyken, ikinci düzlemde itkiden doğrultu atımına kadar değişiklik gösterir. Bu, 100 km'ye kadar derinlikler için etkili gerilimlerin doğal bir yönelimini ima eder: litosferin tüm kalınlığı boyunca sıkışma gerilimi, ufka küçük açılarla derin deniz hendeğine doğru bir eğimle ada yayının doğrultusuna doğru yönlendirilir. (20-25°). Bu derinliklerdeki çekme gerilmeleri, arka havzaya doğru bir eğimle ve darbe azimutu boyunca büyük bir dağılımla dik bir şekilde yönlendirilir. Bu, sıkıştırma veya çekme gerilmelerinin eksenlerinin yöneliminin odak bölgesinin eğim vektörüyle çakıştığı fikrinin doğrulanmadığı anlamına gelir. Ayrıca L.M. Balakina, orta ve derin odaklı depremlerin odak noktalarında, basınç veya çekme gerilmelerinin hiçbirinin sismofokal bölgenin eğim vektörü doğrultusunda çakıştığının düşünülemeyeceğini belirtiyor. Odak mekanizmalarının analizi, maddenin dikey hareketinin litosfer ve mantoda gerçekleştiğini gösterdi. Ancak mantoda, litosferin aksine, yükselen veya alçalan olabilir (Şekil 5.11). Bu nedenle sismofokal bölge, yükselme ve çökme bölgeleri arasındaki sınır olabilir. Öncü süreç, üst mantonun tamamını kaplayan kütlelerin arka havzanın altındaki hareketinden kaynaklanan arka çökme yapılarının oluşması ve gelişmesi gibi görünmektedir (Balakina, 1991). Bu süreç, alt ve üst manto arasındaki faz geçişleri bölgesindeki maddenin yerçekimsel farklılaşmasıyla ilişkilidir, yani hareket süreci, plaka tektoniği modelinde olduğu gibi yukarıdan değil, aşağıdan başlar. Odak bölgesi, arka havzanın mantosu ile okyanus mantosu arasındaki sınırda farklılaşmış hareketlerin olduğu bir alandır. Kütlelerin devam eden yeniden dağılımına, astenosferdeki gelişimi litosferin karşılık gelen bölümünün tabanının yükselmesine neden olan yatay hareketleri de eşlik ediyor. Sonuç olarak, gerilmeler odak bölgesi boyunca yoğunlaşır ve yüzeyden mantoya kadar çeşitli derinliklerdeki odak mekanizmalarının dağılım modellerini belirleyen kayma deformasyonları birikir.
Atıf yapılan çalışmalarda geliştirilen sismofokal bölgelerin (batma bölgeleri) oluşumuna ilişkin fikirler büyük ölçüde benzerdir ve dikey hareketlerin mekanizmaları da maddenin dikey birikim modelinde açıklanmaktadır [Vertical..., 2003].
Ancak geriye iki grup soru kalıyor. Birinci grup: zayıf kabuksal depremselliğin doğası, farklı aktivitelere sahip yarı-durağan depremsellik bölgeleri, zayıf ve daha güçlü depremsellik bölgelerinin birleşimi. İkinci soru grubu derin odaklı sismisitenin doğası ve ortamın hız modelleriyle ilgilidir.
İlk soru grubunun yanıtları, hafif gazların artan akışlarının litosferin katı fazı ile etkileşiminin sonuçları hakkındaki fikirlerden elde edilebilir. Farklı bölgelerdeki sismik olayların yoğunluğu (desenli sismisite), yükselen hafif gazların akışlarındaki farklılıktan ve bunların döngüselliğinden kaynaklanmaktadır; yani sismisitenin düzensizliği, hafif gazların artan akışlarının karşılık gelen eşitsizliğini yansıtır.
Şekil 5.11 Arka havzanın aktif mantosu ile pasif okyanus mantosu arasındaki sınır bölgesindeki, arka havzanın çökmesi sırasında meydana gelen diferansiyel madde hareketlerinin şeması (Balakina'ya göre). Yayın doğrultusuna dik olan dikey kesit. 1 - arka havzanın çevresinde aşağı doğru hareketler; 2 - açmanın ada eğimi altında astenosferdeki maddenin yatay hareketleri; 3 - astenosferdeki maddenin hareketinden dolayı litosfer tabanının yükselme çizgileri; 4,5 - streslerin yönelimi: 4 - sıkıştırma, 5 - maddenin litosferdeki ve odak bölgesinin alt kısmındaki diferansiyel hareketleri sırasında ortaya çıkan gerginlik; 6 - litosferdeki dik süreksizliklerin ve hareketlerin yönelimi; 7 - arka havzanın altındaki üst manto; 8 - okyanus üst mantosu; 9 - odak bölgesi; Odak bölgesinin tabanında 10 dik süreksizlik.
Bize göründüğü gibi, ortamın ince hız yapısının oluşma süreçlerinin doğası pratikte tartışılmamıştır. Ortamın hız yapısı ise kontrastıyla oldukça şaşırtıcı. Ortamın dış hız yapısı, depremselliğin arttığı veya azaldığı dikey bölgelere (bloklara) benzer, ancak bunlar alt kabuk ve üst mantonun geçiş bölgesinde (40-120 km) bulunur. Dikey blok yapılarda hız rejimindeki değişiklikler yalnızca saf yoğunluk modelleri (kökeni tartışılması gereken) temelinde değil, aynı zamanda artan hidrojen akışlarının termal etkileriyle ilişkili sıcaklık rejimindeki değişikliklerle de açıklanabilir. yapının çeşitli unsurları. Üstelik üst mantodan alt kabuğa geçiş bölgesinde atomik hidrojenin kristal yapılarda yalnızca yukarıya doğru difüzyonundan söz edebiliriz. Görünüşe göre, laboratuvar deneylerinde gözlemlenenlere benzer şekilde, hidrojen ve helyumun jet akışları, kristal yapıların daha az yoğun paketlenmesi yönünde mümkündür (Şekil 4.4 b, c, d). Bu, ortamın hız parametrelerinin hızlı değişkenliğine ilişkin verilerle doğrulanabilir [Slavina ve diğerleri, 2007].
Yukarı doğru hidrojen akışlarının olduğu bölgelerde ortamın özelliklerini değiştirmeye yönelik olası mekanizmaları tartışalım. Mekanizmalardan biri, kristal yapılarda hidrojenin çözünme işlemleriyle ilişkilidir. Bu endotermik bir süreçtir. Kaya malzemeleri için hidrojenin çözünme ısıları bilinmemekle birlikte, hidrit bileşikleri oluşturmayan malzemelere ilişkin veriler tahminler için kullanılabilir. Bu değer 30 kcal/mol(N) mertebesinde olabilir. Atomik hidrojenin 1 mol N/m2 mertebesinde sürekli yukarı doğru akışıyla (boşlukların ve kusurlu yapıların hidrojen tarafından doldurulması şartıyla), sıcaklık düşüşü 50-100° olabilir. Bu süreç, örneğin sismik odak bölgesi ve bitişik alanlardaki belirli sınır yapılarının dokusuyla kolaylaştırılabilir. Hidrojenin kristal yapılarda çözünmesine eşlik eden endotermik süreçlerin tezahürlerinin, maddenin rheid akışını gerçekleştiren yapısal ve malzeme dönüşüm bölgelerinde yoğun olduğu belirtilmelidir. Bu tür süreçlerin olasılığı, elastik dalgaların yayılmasındaki bir dizi modelle gösterilir. Örneğin, artan hızlara sahip dikey bölgeler, daha yüksek düzeyde zayıflama ile karakterize edilir [Boldyrev, 2005]. Bunun nedeni, elastik dalgaların, düşük sıcaklıktaki bölgelerde konsantrasyonu artan hidrojen alt kafesi ile etkileşimi olabilir. Bu tür etkiler laboratuvar uygulamalarında bilinmektedir. Kaya malzemelerinin doygunluğundan sonra bir hidrojen alt örgüsünün varlığı, X-ışını kırınım çalışmalarında küçük açılarda üstyapısal yansımaların ortaya çıkmasıyla kaydedilmiştir (Şekil 4.2). Hız yapılarının bu gösterimlerinde iki tip bölge dikkate alınır: hidrojenin arka planda yukarıya doğru normal akışının olduğu bir bölge ve hidrojen konsantrasyonunun düşük olduğu bir bölge (daha önce bu bölgedeki sıcaklık arttırılmıştı), burada hidrojenin ilave çözünmesi meydana gelir. olası. Jeolojik ortamda yüksek hidrojen basıncında maddenin iki fazlı durumunun ortaya çıkmasının, yapıların daha yoğun paketlenmesi nedeniyle yoğunluğun artmasına yol açabileceği belirtilebilir.
Ancak ortamın hız yapılarındaki farklılıkların oluşması için başka bir model düşünülebilir. Hidrojenin çeşitli yapılardan jet akışı sırasında (örneğin, Şekil 4.4b'de), belirli miktarda ısı onunla birlikte taşınır [Letnikov ve Dorogokupets, 2001]. Bu konseptler içerisinde yüksek sıcaklığa sahip yapılar ve karşılık gelen derinlikler için normal sıcaklıklara sahip yapılar bulunmaktadır. Ancak tüm bunlar, L.B.'nin gösterdiği gibi, çeşitli yapılardaki elastik dalgaların hızlarının zamanla değişeceği ve değişim süresinin çok kısa olabileceği anlamına gelir. Slavina ve meslektaşları.
Söz konusu süreçler çerçevesinde, sismik odak bölgesinin (batma bölgesi) bazı özellikleri, artan derin hidrojen akışının katı faz ile etkileşimi süreçleriyle ilişkilendirilebilir. Sismofokal bölge hafif gazlar için bir yutaktır. Yukarıda tartışıldığı gibi yapısal kusurların artan konsantrasyonu, katı fazlardaki yoğunluklarına yakın yoğunlukta hidrojen ve helyumun kusurlarda (boşluklarda) birikmesine yol açabilir. Bu nedenle sismofokal bölgenin malzemesinin yoğunluğu birim kesirlerle (g/cm3) artabilir. Bu aynı zamanda elastik dalgaların hızının artmasına da yardımcı olabilir. Bununla birlikte, bu süreç, görünüşe göre maddenin dikey transferinden kaynaklanan, gezegen tipi daha büyük ölçekli fenomenlerin arka planında meydana gelir (adveksiyon-akışkan mekanizması [Belousov, 1981; Spornye.., 2002; Okeanization.., 2004; Pavlenkova, 2002). ]) ve ayrıca kıtasal ve okyanusal manto ile litosfer arasındaki sınır katmanlarındaki süreçlerle. Doğal olarak bu sınır bölgesinin kendine özgü bir takım özellikleri olması gerekir. Bu bölgenin oluşumu ve uzun vadeli, oldukça stabil durumunun korunmasına, yukarıda belirtildiği gibi, belirli bir deformasyon dokusu yaratan yüksek gerilimlerin ortaya çıkması eşlik eder. Deformasyon dokusu da bu tür sınır yapıları boyunca elastik dalga hızlarının artmasına önemli bir katkı sağlayabilir. Deformasyon dokusunun oluşması ve sürdürülmesi aynı zamanda hidrojen ve helyumun yukarıya doğru difüzyonu ile de kolaylaştırılmaktadır. Hafif gazlarla doygun hale getirilen kaya malzemelerinin tekstürlenmesine (Şekil 4.1b) örnekler yukarıda verilmiştir. Dokulu yapıların artan kusur konsantrasyonuna sahip olduğuna dikkat edilmelidir. Bu, hafif gazların içlerinde birikmesine ve hafif gazların sürekli yukarı doğru yayılması nedeniyle çevresel istikrarsızlığın tezahürlerine katkıda bulunur. Bu nedenle sismofokal bölge olarak da bilinen sınır bölgesi, hız parametrelerini etkileyen iki fazlı bir yapıyı da temsil edebilir. P-T parametrelerinin yüksek değerlerinde jeolojik ortamın dengesizlik durumunun süperplastisite oluşumunun bir işareti olabileceğini unutmayın. Bu, laboratuvar kavramlarından ve süperplastisite gözlemlerinden kaynaklanmaktadır. Ancak bu fikirlerin 150-200 km'den daha derin çevre koşullarına aktarılmasının henüz gerçek bir temeli yok.
Şimdi derin odaklı depremlerin doğası hakkında veya daha doğrusu, elbette, çok ölçekli derin odaklı “hareketlerin” hazırlanmasının ve ortaya çıkışının doğası hakkında konuşalım. Dahası, bu fikirlerin temeli, derin odaklı "kaynak" olarak adlandırılan bölgedeki hareketlerin kayma bileşeniyle karakterize edilen sismik olayların özellikleridir. Bununla ilgili ana fikirler şu anda levha tektoniği modeline dayanmaktadır. Ancak bu model giderek daha fazla eleştirilmektedir [Spornye..., 2002; Okyanuslaşma.., 2004]. Jeolojik ve jeofiziksel verilerin birikmiş hacmi bu modelin gerçekliği konusunda şüphe uyandırmaktadır. Levha tektoniği modeli çerçevesinde, derin odaklı hareketlerin meydana gelmesi, alçalan soğuk okyanusal levhanın sınır katmanlarındaki belirli P-T koşulları altında olivin-spinel faz geçişleri ile ilişkilendirilmiştir [Kalinin ve diğerleri, 1989]. Dalan bir plakadaki faz sınırları, "akışkan fazın" bir miktar katılımıyla dalan sert plakaların bölümlerinin kaymasının meydana geldiği mekanik olarak zayıflatılmış bölgelerle temsil edilir [Rodkin, 2006], yani. odak noktası kayma bölgesidir. Bu model çerçevesinde derin depremlerin odak merkezlerinden ve sismik tomografi verilerinden tespit edilen dalma plakalarının keskin kıvrımları da açıklanmaya çalışılmaktadır. Plakalardaki bu keskin bükülmeler aynı zamanda belirli derinliklerdeki faz geçişleriyle ve bu tür plakaların buna karşılık gelen sertlik kaybıyla da ilişkilidir. Ancak bu, plakanın aşağı doğru hareket etmesine neden olan kuvvetlerin doğasını (levha tektoniği modeli çerçevesinde) hesaba katmaz. Plakanın eğilme sonrası yatay hareketini bu kuvvetlerin etkisiyle açıklamak mümkün müdür? Daha sonra plakanın hareketinin aşağı doğru yönünü değiştirmek mümkün müdür? Bu sorulara dikkat edilmesi gerekiyor. Ayrıca alçalan levhanın sınırlarının keskin kontrastının doğası hakkında da bir soru var. Bu konular levha tektoniği modelinde tartışılmaz ve açıklanamaz.
Yukarıdakilerin yanı sıra çok sayıda araştırma verisi de dikkate alındığında, plaka tektoniği fikirlerinin kırılganlığını gösterenlerle aynı fikirde olmak gerekir. Zavaritsky-Benioff bölgesi iki ortamın sınırıdır: kıtasal litosfer-manto ve okyanusal litosfer-manto. Bu ortamların sınır yapısı ve dinamikleri üzerinde büyük etkisi vardır. Bununla birlikte, sınır yapısının bir dizi özelliği, bunun çekirdekten yüzeye kadar başta hidrojen olmak üzere hafif gazlar için güçlü bir yutak olduğunu göstermektedir.
Yükselen hidrojen akışları jet niteliğindedir ve ortamın yapısal özellikleriyle belirlenen, açıkça tanımlanmış sınırlarla kontrol edilebilir. Bu, laboratuvar modellemesinde gösterilmiştir (Şekil 4.4b,c,d). Daha önce de belirtildiği gibi yüzeye doğru hidrojen konsantrasyonu artacaktır. Yavaş yavaş kusurlu yerler (dislokasyonlar, boşluklar, istifleme hataları vb.) hidrojen tarafından doldurulacak ve akışı yalnızca aralıklardan gerçekleşecektir. Bu nedenle akışın önündeki ana engel, halihazırda hidrojen tarafından işgal edilen kusurlu yapılar ve deformasyon doku elemanları olacaktır. Hidrojen boşluklarda ve serbest yapısal kusurlarda birikmeye başlayacak ve yapısal gerilimlere neden olacaktır.
Üst mantonun dikey ve yataya yakın katmanlanması bilinmektedir. Üst mantonun katmanlanmasının doğası, termal konveksiyon, advektif-polimorfik ve akışkan mekanizmaları temelinde değerlendirilir. Bu süreçlerin eyleminin analizi [Pavlenkova, 2002]'nin çalışmalarında dikkate alınmıştır. Bu analize dayanarak, üst mantonun katmanlanmasının en iyi şekilde akışkan mekanizmasının hareketi ile açıklanabileceği sonucuna varılmıştır [Letnikov, 2000]. Burada ele alınan mekanizmanın özü, sıvıların belirgin hareketliliği nedeniyle manto malzemesinin zayıflamış veya fay bölgeleri boyunca oldukça hızlı bir şekilde (konvektif akışla karşılaştırıldığında) yükselmesidir. Bazı derinliklerde, artan sıvı konsantrasyonuna sahip katmanlar oluşturarak oyalanır. Derin maddenin yukarıya doğru daha fazla hareketi, üst mantonun geçirgenliğine bağlıdır. Bu tür geçirgenlik bölgeleri, esasen iki farklı yapının birleşim bölgesi olan dalma-batma bölgeleri de dahil olmak üzere eğimli manto yapılarıdır. Bu bölgelerde kıvrımlar vardır ve bazı durumlarda kıvrımlar dik açıya yakın açılara sahiptir.
Bununla birlikte, üst mantodaki "geçirgenlik" bölgeleri çatlaklara sahip olamaz, bu nedenle yalnızca içeri girme aşamalarını oluşturan hafif gazlara (akışkan derken yalnızca hafif gazlar anlaşılmalıdır) geçirgen olabilirler. Bunlar hidrojen ve helyumdur. Bükülme bölgeleri, kristal yapılarda hidrojen birikim bölgeleri gibi görünmektedir. Dış çekirdekten hidrojen akışının neredeyse sabit olduğu varsayılabilir, dolayısıyla bu bölgelerdeki hidrojen birikimi, üstteki yapılara nüfuz etmesiyle sona erecektir. Hidrojenin bu tür davranışına bir örnek, jet atılımı olabilir (bkz. Şekil 4.4 c, d ve 4.7-4.10). Bu buluşa, hızlı deformasyonunda kendini gösteren, genişletilmiş kristal yapıların aşağıdan yukarıya yeniden yapılandırılması eşlik edecek; derin odaklı deprem denir. Doğal olarak bu süreçte herhangi bir kesinti söz konusu değildir. Bu modeli desteklemek için, hem derin hidrojen akışının büyüklüğünü hem de dolaylı olarak dolaylı olarak yansıtan, 7-8 yıllık periyodikliğe sahip derin odaklı depremlerin döngüselliği veya ritmikliğine ilişkin verilerden alıntı yapabiliriz [Polikarpova ve diğerleri, 1995]. bu akışın katı faz ile etkileşiminin özellikleri ve bu akışa reaksiyonu.
Bir sonuç yerine.
Dalma-batma bölgeleri olarak adlandırılan bölgelerdeki endojen süreçler, bölgesel süreçleri önemli ölçüde aşan bir ölçekte işler. Yerel alanlardaki çeşitli alanlardaki bozulmaların ölçümü, mekansal veya yerel süreçlerin aktivasyonu hakkında bilgi sağlayabilir. Ancak belirli alanlarda çevrenin yerel tepkisini değerlendirmede ve tahmin etmede yardımcı olamazlar. Aynı zamanda, mümkün olan yerlerde yoğun bir izleme ağı, çevrenin endojen uyarımının bölgesel bölgesini tanımlamaya yardımcı olabilir, ancak güçlü bir olayın muhtemel yerini pek gösteremez.
Herhangi bir şeyi yönetmek için kitlesel gerçekleri hesaba katmanız ve daha da iyisi onları anlamanız gerekir.
Kısa bir süre önce, bilim adamları Akdeniz'in ölmekte olduğunun farkına vardılar ve bu süre zarfında toplanan verilere bakılırsa, komşu Atlantik Okyanusu'nun yeni bir dönemden geçmek zorunda kalacağına inanmak için nedenler var.
Okyanusların ömrünün birkaç yüz milyon yıl olduğu bilim dünyası için bir sır değil; gezegenimizin standartlarına göre bu süre o kadar da uzun değil. Bazı okyanuslar ortaya çıkarken bazıları sonsuza dek yok oluyor. Oluşum süreci, er ya da geç meydana gelen kıtaların parçalanmasıyla ilişkilidir ve buna göre okyanusların ölümü, kıtalar çarpıştığında ve okyanus kabuğu Dünya'nın mantosuna battığında başlar.
Ancak bu bilgiye rağmen, dalma zonları olarak adlandırılan oluşumların oluşum süreci oldukça belirsizliğini koruyor (bu süreç şu anda Atlantik'te başlıyor). Dalma zonunun kendisi, yer kabuğunun bazı bloklarının diğerlerinin altına battığı, doğrusal olarak uzatılmış bir bölgedir. Çoğu zaman, okyanus kabuğu bir ada yayının veya aktif bir kıta kenarının altına itilir ve mantonun içine dalar.
Bu alanda ilginç bir keşif, Monash Üniversitesi'nden Joao Duarte tarafından yapıldı ve daha ileri çalışmalar için gözlemlemek üzere ortaya çıkan bir dalma zonu aramaya karar verdi. Gözlemleri onu Portekiz'in güney bölgesindeki tamamen yeni bir levha tektoniği örneğine götürdü. Araştırmacı ve ekibi, sekiz yıl boyunca Portekiz kıyılarındaki jeolojik aktiviteyi ölçtü ve haritaladı ve bulgularının bölgede bir dalma zonunun oluştuğunu gösterdiğini buldu.
Açık ve iyi bilinen bir gerçek, Portekiz'in güneybatı bölgesinin, Duarte'nin grubuna göre, dönüşüm fayları ile birbirine bağlanan ve dolayısıyla diğerlerinin altına giren kayaların ayrı bölümleri değil, aslında bütünleşik olan bindirme faylarıyla dolu olduğuydu. yüzlerce kilometre uzanan fay sistemi. Duatre, bu gerçeğin, burada bir dalma-batma bölgesinin oluşumu hakkındaki varsayımlarını doğruladığına inanıyor.
Joao Duatre ekibinin araştırmasının ana başarısı, oluşumun nedenlerini yargılama yeteneğidir. Bilim insanının araştırmasının ana fikri, Batı Akdeniz'deki zonun oluşumu ile dalma zonu arasında bir paralellik kurmaktır. Dönüşüm faylarının bu yeni bölge ile Cebelitarık yayı arasındaki bağlantı olduğuna inanıyor ve bu nedenle, bir litosferik plakanın diğerinin altına kaymasının ölmekte olan Akdeniz'den yayılma ihtimali var.
Bay Duarte, "Bu batma bölgelerini malformasyonlar olarak düşünebilirsiniz" diyor. - Bu alanlardan çatlaklar yayılacak ve er ya da geç litosferik plakanın kırılmasına yol açacaktır. Atlantik tarihinde bir dönüm noktasına tanıklık ediyor olabiliriz." Atlantik Okyanusu, Karayipler'de ve uzak güneyde şimdiden geriliyor.
Ancak herkes bilim adamını desteklemiyor. Bir yandan Duatre'nin “enfeksiyon teorisi” yitim zonlarının oluşumunun nedenini açıklasa da diğer yandan şu aşamada çok az veri var ve yeni bir zonun oluştuğunu kesin olarak söylemek mümkün değil. Açılış, diyor Fransa'daki Brest Üniversitesi'nden Jacques Deverscher.
Bunun doğru olup olmadığı gelecekte daha fazla araştırma gösterecek, ancak şimdilik Atlantik Okyanusu'nu genç okyanuslar listesinden yaşlı ve ölmekte olan kategorisine aktarmak için acele etmeyeceğiz.
15. Yitim.
Karşı hareket sırasında (yani yakınsak sınırlarda) litosferik plakaların etkileşimi, mantonun derinliklerine nüfuz eden karmaşık ve çeşitli tektonik süreçlere yol açar. Ada yayları, And tipi kıta kenarları ve kıvrımlı dağ yapıları gibi güçlü tektonomagmatik aktivite bölgeleri ile ifade edilirler. Litosferik plakaların iki ana yakınsak etkileşimi vardır: dalma ve çarpışma. Yitim, kıta ve okyanus litosferlerinin veya okyanus ve okyanus litosferlerinin yakınsak bir sınırda buluştuğu yerde gelişir. Karşı hareketleriyle, daha ağır bir litosferik levha (her zaman okyanusal) diğerinin altına girer ve sonra mantonun içine batar. Çarpışma, yani. Kıtasal litosferin kıtasal olanla birleştiği yerde litosferik plakaların çarpışması gelişir: daha ilerideki hareketleri zordur, litosferin deformasyonu, kalınlaşması ve katlanmış dağ yapılarında “kalabalık” ile telafi edilir. Yakınsama sırasında çok daha az sıklıkta ve kısa bir süre için, okyanus litosferinin parçalarının kıtasal levhanın kenarına itilmesi için koşullar ortaya çıkar: örtülme meydana gelir. Toplam uzunluğu yaklaşık 57 bin km olan modern yakınsak sınırların 45'i dalma, geri kalan 12'si çarpışmadır. Nispeten yakın jeolojik zamanda bir örtülme olayının meydana geldiği alanlar bilinmesine rağmen, litosferik plakaların örtülme etkileşimi bugünlerde hiçbir yerde kurulmamıştır.
6.1. Yitim: tezahürü, modları ve jeolojik sonuçları
30'lu yılların başlarında, Endonezya'nın derin deniz hendekleri boyunca keskin negatif anomaliler keşfeden F. Vening-Meines, bu aktif bölgelerde hafif kabuksal madde kıvrımlarının mantoya çekildiği sonucuna vardı. Aynı zamanda ada yaylarının şeklini ve konumunu inceleyen F. Lake, bunların oluşumunu, Asya kıtasının Pasifik Okyanusu'na doğru ilerlediği dünya küresinin eğimli kırılmalarla kesişmesiyle açıkladı. Kısa süre sonra, K. Wadachi ilk kez Japon adalarının volkanik zincirlerinin altındaki derin deniz hendeğinden uzanan eğimli bir sismofokal bölge kurdu; bu, ada yaylarının çevre boyunca büyük itkilerle (veya itmelerle) bağlantısının varsayımını destekledi. Pasifik Okyanusu'nun.
50'li yılların sonlarında G. Stille, negatif yerçekimi anomalilerine eşlik eden derin deniz hendeklerinin ve mantoya doğru uzanan sismofokal bölgelerin oluşumunun okyanus kabuğunun eğik alt bindirmesiyle ilişkili olduğu fikrini ifade etti; belli bir derinlikte erimeye uğrayarak hendeğe paralel uzanan volkanik zincirlerin oluşmasına neden olur.
Bu şema, litosferik plakaların yakınsak etkileşiminin bir biçimi olarak modern dalma-batma kavramına zaten çok yakındı. Litosferik dalma-batma modelinin geliştirildiği 60'lı yıllarda gelişti. "Yitim" terimi (Latince alt - alt, duktio - önde gelen) Alp jeolojisinden ödünç alınmıştır: 50'li yılların başında A. Amstutz, Alpler'in bazı siyalik komplekslerinin diğerlerinin altındaki hareketi ve derinliğe doğru çekilmesi olarak adlandırmıştır. Yeni anlamıyla “batma” terimi II. Penrose Konferansı'nda onaylandı ve o zamandan beri plaka tektoniğinin temel kavramlarından biri için yaygın olarak kullanıldı. Geçtiğimiz yıllarda, dalma-batma çalışması jeotektoniğin kapsamlı bir dalı haline geldi.
"Yitim" kavramı ve teriminin, daha önce bilinmeyen karmaşık, derin bir süreci belirtmek için getirildiğini vurgulamak gerekir. Yitim, litosferik plakaların "alt itmesine" veya "itmesine" indirgenemez. Yitim sırasındaki yaklaşımları, temas eden iki plakanın hareket vektörlerinden oluşur ve bu vektörlerin yönü ve büyüklüğü arasında değişken bir ilişki gözlenir. Ek olarak, litosferik plakalardan birinin astenosfere hızlı bir şekilde yerçekimsel çökmesinin meydana geldiği durumlarda, bunların etkileşimi, yakınsak sınırın geri alınması nedeniyle karmaşık hale gelir. Levha hareket vektörlerinin oranına, dalan litosferin yaşına ve bir dizi başka faktöre bağlı olarak dalma-batmanın farklı şekilde geliştiği tespit edilmiştir.
Dalma sırasında litosferik plakalardan biri derinlemesine emildiğinden, çoğu zaman hendekteki tortul oluşumları ve hatta asma duvarın kayalarını da beraberinde taşıdığından, batma süreçlerinin incelenmesi büyük zorluklarla doludur. Jeolojik gözlemler aynı zamanda okyanusun dalma sınırlarının üzerindeki derin suları nedeniyle de engellenmektedir. Modern dalma, su altı ve karasal rahatlama, tektonik hareketler ve yapılar, volkanizma ve çökelme koşullarında ifade edilir. Dalma zonlarının derin yapısı, sismik ve jeotermal belirtileri jeofizik yöntemler kullanılarak incelenmektedir. Litosferik plakaların dalma-batma etkileşiminin kinematiğini hesaplamak için, yayılma eksenlerine göre ve sıcak noktaların koordinatlarında belirlenen hareket parametrelerinin yanı sıra doğrudan Benioff bölgelerinin üst kısmındaki odak mekanizmasının çözümleri kullanılır. . Son yıllarda, lazer reflektör ve radyo interferometri yöntemleri kullanılarak litosferik plakaların bağıl hareketinin doğrudan ölçülmesi giderek daha önemli hale geldi.
6.1.1. Kabartmada dalma bölgelerinin ifadesi
Litosferik plakaların dalma sırasında yakınsak etkileşimi yöntemi, bu tür bölgelerin her birinin asimetrisini ve rahatlamasını önceden belirler. Aktif temas hattı, derinliği, litosferik yapılar olarak doğrudan dalma batma hızına ve dalma plakasının ortalama yoğunluğuna (yani yaşına) bağlı olan derin deniz hendekleri ile açıkça ifade edilir. Hendekler, öncelikle ada yayı veya kıta kökenli türbiditler için bir tortu tuzağı görevi gördüğünden, derinlikleri, fizyografik koşullar tarafından belirlenen sedimantasyon nedeniyle bozulur. Okyanusun modern hendeklerin üzerindeki derinliği büyük ölçüde değişmektedir; maksimum Mariana Çukuru'ndadır (11022 m). Dalma plakasının bitişik marjinal şişmesine göre hendeklerin derinliği 4000 m'ye ulaşır.
Uzunluğu birkaç bin kilometreye kadar olan hendeklerin genişliği genellikle 50-100 km'yi geçmiyor. Kural olarak, dalma plakasına doğru dışbükey bir şekilde kavisli bir şekilde bükülürler, daha az sıklıkla düzdürler. Modern derin deniz hendekleri, yitim yönüne dik (dikey yitim) veya bu yöne dar bir açıyla (eğik yitim) uzanır; dik ve benzer yönelimlerin hakimiyeti kurulmuştur.
Derin deniz hendeklerinin profili her zaman asimetriktir: dalma duvarı düzdür (yaklaşık 5°), asma duvarı daha diktir (10 ve hatta 20°'ye kadar). Rölyefin ayrıntıları litosferik plakaların stres durumuna, dalma rejimine ve diğer koşullara bağlı olarak değişir. Pek çok kavşakta, açmanın okyanus eğimi uzunlamasına çöküntüler ve dağlar nedeniyle karmaşık hale gelmektedir. Açmanın dar ve düz tabanı, bazen sadece birkaç yüz metre genişliğinde, çökeltilerden oluşuyor.
Kabartma formlarının derin deniz hendekleri çerçevesine yerleştirilmesi de asimetriktir. Okyanus tarafında bunlar, okyanus tabanından 200-1000 m yüksekte yükselen hafif marjinal dalgalardır. Jeofizik verilere göre, marjinal dalgalar, okyanus litosferinin izostatik olarak dengelenmemiş ve yatay sıkışmasıyla desteklenen antiklinal bir kıvrımını temsil etmektedir. . Litosferik plakaların sürtünmeli yapışmasının yüksek olduğu durumlarda, kenardaki şişmenin yüksekliği, hendeğin bitişik bölümünün göreceli derinliği ile doğrudan örtüşmektedir.
Karşı tarafta, yitim bölgesinin asılı (“yaklaşan”) kanadının üzerinde, hendeğe paralel olarak, aşağıda gösterileceği gibi farklı bir yapıya ve kökene sahip olan yüksek sırtlar veya su altı sırtları uzanır. Dalma doğrudan kıta kenarının altına yönlendirilirse (ve bu kenara bitişik bir derin deniz hendeği varsa), genellikle topoğrafyası volkanik yapılar nedeniyle karmaşık hale gelebilen, uzunlamasına vadilerle ondan ayrılan bir kıyı sırtı ve bir ana sırt oluşur. . İkincisi aynı zamanda derin deniz çukurundan belirli bir mesafede bulunan dalma ile de ilişkilidir. And Dağları bu kökene sahip modern dağ sistemlerinin en güçlüsü ve temsilcisidir.
Dalma zonunun kıtanın kenarında yer almadığı durumlarda, benzer kökene sahip bir çift pozitif yer şekli ada yaylarıyla temsil edilir. Bu, volkanik olmayan bir dış yaydır (hemen hendeğin yanında) ve buna paralel çöküntülerle ayrılmış, ana, volkanik bir iç yaydır. Bazen dış ada yayı oluşmaz ve derin deniz açmasının kenarındaki su altı kabartmasında keskin bir viraja karşılık gelir. Modern ada yaylarının çoğu Pasifik Okyanusu'nun batı kenarında bulunur: kuzeydeki Aleutian ve Kuril-Kamchatka yaylarından güneydeki Kermadec yayına kadar. İkincisi neredeyse doğrusal olarak uzanır: volkanik ve volkanik olmayan sırtların kavisli şekli, derin deniz hendekleri/ve yüzeye ulaşan batma bölgelerinin diğer belirtileri yaygındır, rastgele değildir, ancak zorunlu değildir.
Herhangi bir dalma zonu derinliğe eğik olarak gittiğinden, asma duvar ve kabartması üzerindeki etkisi, öncelikle eğim açısına bağlı olarak hendekten 600-700 km veya daha fazla uzanabilir. Aynı zamanda, tektonik koşullara uygun olarak, batma bölgelerinin üzerindeki yanal yapı serilerini karakterize ederken aşağıda tartışılacak olan çeşitli rahatlama biçimleri oluşur.
6.1.2. Tektonik konum ve ana dalma bölgeleri türleri
Dalma bölgelerinin mevcut konumu çok doğaldır ve bunların çoğu Pasifik Okyanusu'nun çevresiyle sınırlıdır. Küçük ve Güney Antiller'in dalma-batma sistemleri, Atlantik'te yer almasına rağmen, kökenleri bakımından, aralarında açılan boş alanlarda doğuya doğru bükülmeleri ve nüfuz etmeleri ile Pasifik çerçeve yapılarının evrimiyle yakından ilişkilidir. Kuzey Amerika, Güney Amerika ve Antarktika kıtaları. Sunda dalma-batma sistemi daha bağımsızdır, ancak aynı zamanda Pasifik Halkasının yapısal topluluğuna doğru da yönelir. Dolayısıyla, şu anda, tam ve karakteristik bir gelişme gösteren tüm dalma bölgeleri, şu ya da bu şekilde, modern tektonik aktivitenin bu en güçlü kuşağıyla bağlantılıdır. Akdeniz havzasında yalnızca birkaç nispeten küçük, sığ ve spesifik dalma zonu (Ege, Aeolian gibi) gelişir - Mesozoik-Senozoik Tetis Okyanusu'nun bu kalıntısı. Tetis'in kuzey kenarı da Mekran dalma zonunun mirasıdır.
Tarihsel jeoloji, batma bölgelerinin modern konumunun yukarıda belirtilen modelini anlamamızı sağlar. Mezozoik'in başlangıcında, çevredeki Panthalassa okyanusunun litosferinin altına daldığı, o zamanlar birleşik olan süper kıta Pangea'yı neredeyse tamamen çerçevelediler. Daha sonra, süper kıta yavaş yavaş parçalanıp parçaları merkezkaç hareketiyle hareket ettikçe, hareket eden kıtasal kütlelerin önünde dalma bölgeleri gelişmeye devam etti. Bu süreçler bugüne kadar durmuyor. Modern Pasifik Okyanusu, Panthalassa'dan arta kalan alan olduğundan, çerçevesinde görünen dalma bölgeleri, Pangea'yı çevreleyen dalma batma halkasının parçalarıdır. Şu anda yaklaşık olarak dünya küresinin büyük çemberi üzerinde yer alıyorlar ve jeolojik zaman geçtikçe Pasifik Okyanusu'nun alanı küçülmeye devam ettikçe, muhtemelen onun çerçevesine daha da yakınlaşacaklar.
Akdeniz dalma zonlarının herhangi bir yayılma sistemi yoktur ve Panthalassa'nın önemli bir kolu olan Tetis Okyanusu'nun kapanmasıyla desteklendiği görülmektedir.
Litosferin etkileşimli bölümlerinin doğası, iki ana tektonik dalma bölgesi türü arasındaki farkları belirler: kıta kenarı (Andean) ve okyanusal (Mariana). Birincisi, okyanus litosferinin kıtanın altına daldığı yerde oluşur, ikincisi - okyanus litosferinin iki bölümünün etkileşimi sırasında.
Kıta kenar bölgelerinin yapısı ve dalma rejimi çeşitlidir ve birçok koşula bağlıdır. Bunların en uzunu olan And Dağları (yaklaşık 8 bin km), genç okyanus litosferinin yumuşak bir şekilde batması, basınç gerilmelerinin baskınlığı ve kıta kanadında dağ oluşumu ile karakterize edilir. Sunda Arkı, yüzeyi çoğunlukla okyanus seviyesinin altında olan kıtasal kabuğun incelmesini mümkün kılan bu tür gerilimlerin bulunmaması ile ayırt edilir; Daha eski okyanus litosferi onun altına dalarak daha dik bir açıyla derinliğe doğru gidiyor.
Japon tipi dalma bölgesi aynı zamanda, Japonya Açması - Honshu-Japonya Denizi'nden geçen kesişme noktası tarafından verilen bir fikir olan çeşitli marjinal-kıtasal bölge olarak da düşünülebilir. Bir marjinalin varlığı ile karakterize edilir. okyanus veya okyanus altı tipinde yeni oluşan kabuklu deniz havzası. Jeofizik ve paleomanyetik veriler, kıtasal litosfer şeridinin Asya sınırından ayrılmasıyla Japonya'nın marjinal Denizi'nin açıklığının izini sürmeyi mümkün kılmaktadır. Yavaş yavaş bükülerek, sialik bir kıta tabanına sahip Japon ada yayına dönüştü, yani. eisial ada yayına. Aşağıda, neden bazı durumlarda marjinal-kıtasal dalma zonunun gelişmesi marjinal denizin açılmasına yol açarken diğerlerinde bunun gerçekleşmediği sorusuna döneceğiz.
Okyanus (Mariana) tipi dalma bölgelerinin oluşumu sırasında, daha eski (ve dolayısıyla daha güçlü ve daha ağır) okyanus litosferi, kenarında (simatik olarak) oluşan daha genç olanın altına dalar. ensimatiada yayını çizdi. Bu tür batma bölgelerinin bir örneği, Mariana ile birlikte Izu-Bopin, Tonga-Kermadec ve Güney Lntil gibi ada yayı sistemleri olabilir. Bu batma bölgelerinin hiçbiri, en azından son zamanlarda, okyanusun ortasında oluşmadı: Okyanus çerçevesindeki yapıların karmaşık bir parajenezine doğru yöneliyorlar.
Göz önüne alınan tüm durumlarda, okyanus tipi litosfer dalmaya yüz tutmuştur. Kıtasal litosferin her iki taraftaki yakınsak sınıra yaklaştığı durumlarda süreç farklı şekilde ilerler. Kalın ve düşük yoğunluklu bir kabuk içerir. Bu nedenle, burada yakınsama, litosferin üst kısmının tektonik delaminasyonu ve karmaşık deformasyonunun eşlik ettiği bir çarpışma olarak gelişir. Birçok çarpışma bölgesi asimetriktir; sismolojik olarak belirgin alt bindirme ve kıtasal kabuk plakalarının aşağı bindirmesi meydana gelir. Bu, Avrasya ve Hindustan kıtasal levhalarının birleştiği noktada Himalayaların mevcut tektonik aktivitesidir. Bu yakınsak sınır kategorisini bir tür çarpışma olarak ele alacağız.
Bununla birlikte, çoğu durumda, A-batma farklı bir tektonik yapıya sahiptir ve A. Bally'nin belirttiği gibi, okyanus litosferinin daha derin bir dalma yönelmesiyle ilişkilidir. Okyanustan dalan litosferin kıtaya baskı uygulayabildiği, okyanustan yönlendirilen ters faylar ve itkiler oluşturabildiği marjinal-kıtasal dağ yapılarının arkasında gelişir. Bir örnek, Subandian zincirleri Rocky Dağları'nın istismarlarıdır. Derin dalma-batma etkisi altında, bu tür ilişkili bindirmelerin kıta otoktonunda bir miktar aşağı çekilmesinin de meydana gelmesi mümkündür. Güçlü kıtasal dalma-batma bölgelerinin üzerinde bulunan benzer A-batma bölgeleri büyük olasılıkla onlara ikincildir. Kıta kenarının yapısal parajenezine uyuyorlar.
6.1,3. Dalma bölgelerinin jeofiziksel ifadesi
Birbirini tamamlayan sismisite, sismoloji, gravimetri, manyetometri, manyetotellürik sondaj, jeotermi yöntemleri, maddenin derin durumu ve alt mantoya kadar izlenebilen dalma bölgelerinin yapısı hakkında doğrudan bilgi sağlar. Çok kanallı sismik profil oluşturma Onlarca kilometre derinliğe kadar uzanan dalma dalma bölgelerinin yapısal profillerinin yüksek çözünürlükte elde edilmesini mümkün kılıyor. Bu tür profillerde dalma zonunun ana yer değiştirmesinin yanı sıra bu yapının her iki tarafındaki litosferik plakaların iç yapısı da fark edilebilir.
Sismik tomografi yöntemleri kullanılarak, dalan litosfer, mantonun derinliklerine doğru takip edilebilir, çünkü bu litosfer, daha yüksek elastik özelliklere (“sismik kalite faktörü”) ve hız özelliklerine sahip olması bakımından çevredeki kayalardan farklıdır. Profiller, dalan plakanın ana astenosferik tabakayı nasıl geçtiğini göstermektedir. Kamçatka yakını da dahil olmak üzere bazı bölgelerde, 1200 km derinliğe kadar alt mantoya doğru eğimli bir yol izlemeye devam ediyor.
Litosferin bir dalma zonunda yakınsak etkileşimi, izostatik dengeyi bozan ve litosferik plakaların bükülmesini ve karşılık gelen tektonik rahatlamayı koruyan gerilimler yaratır. G ravimetri dalma zonu boyunca uzanan keskin yerçekimi anormalliklerini tespit eder ve onu geçerken düzenli bir sırayla değişir. Okyanustaki derin deniz hendeğinin önünde, genellikle marjinal şişmeyle sınırlı, 40-60 mGl'ye kadar pozitif bir anormallik izlenir. Bunun, dalma zonunun başlangıcında okyanus litosferinin elastik antiklinal bükülmesinden kaynaklandığına inanılmaktadır. Bunu, derin deniz hendeği boyunca uzanan ve ada yayı (veya kıtasal) tarafına doğru birkaç kilometre yer değiştiren yoğun bir negatif anormallik (120-200, daha az sıklıkla 300 mGl'ye kadar) takip eder. Bu anomali, litosferin tektonik rahatlamasıyla ve ayrıca birçok durumda tortul kompleksin kalınlığındaki artışla ilişkilidir. Derin deniz hendeğinin diğer tarafında, dalma zonunun tavan duvarının üzerinde yüksek pozitif bir anomali (1C0-300 mGl) gözlenmektedir. Gözlemlenen yerçekimi değerlerinin hesaplanan değerlerle karşılaştırılması, bu yerçekimi maksimumunun, daha yoğun kayaların nispeten soğuk litosferden astenosfere eğik dalmasından kaynaklanabileceğini doğrulamaktadır. Ada yayı sistemlerinde gravite profilinin devamını genellikle marjinal deniz havzasında küçük pozitif anomaliler takip eder.
Modern yitim aynı zamanda verilerde de ifade edilir büyücünitrometri. Okyanus tipi havzaların doğrusal manyetik anomalilerinin haritaları, bunların riftleşme ve dalma-batma doğasının tektonik sınırlarını açıkça ayırt eder. Birincisine göre, okyanus kabuğunun doğrusal anomalileri tutarlıysa (onlara paralel), o zaman dalma sınırları sekanttır, litosferik plakaların yakınsak etkileşimine bağlı olarak anomali sistemlerini herhangi bir açıda keserler.
Okyanus litosferi derin deniz çukuruna daldırıldığında, doğrusal anomalilerin yoğunluğu genellikle birkaç kez azalır; bu, muhtemelen, bükülme gerilmeleri nedeniyle kayaların manyetikliğinin giderilmesiyle açıklanır. Diğer durumlarda, anormallikler yakınsak sınıra ve hatta daha ilerisine kadar izlenebilmektedir.
Jeotermal gözlemler Nispeten soğuk olan litosfer, derin deniz hendeğinin ada yayı (veya kıtasal) tarafının altına battıkça ısı akışında bir azalma tespit edildi. Ancak aktif volkanlar kuşağına yaklaştıkça ısı akışı keskin bir şekilde artıyor. Dalma-batma sürtünmesi, adyabatik sıkıştırma ve ekzotermik mineral dönüşümleri sonucu derinlikte açığa çıkan enerjinin burada gerçekleştirildiğine inanılmaktadır.
Bu nedenle, farklı jeofizik yöntemlerden elde edilen veriler birbirleriyle oldukça iyi bir uyum içindedir; bu veriler yenilendikçe kontrol edilen ve geliştirilen bir litosferik dalma-batma modelinin temelini oluşturdular.
6.1.4. Benioff bölgeleri
Modern dalma-batmanın en etkileyici tezahürü, yukarıda belirtildiği gibi, derinliğe doğru eğik bir şekilde ilerleyen sismik odak bölgeleridir. 30'lu yılların ortalarında K. Wadachi, Japonya yakınlarında bu tür ilk bölgeyi kurdu ve sonraki on yılda (1938-1945) B. Gutenberg ve C. Richter, geri kalan sismofokal bölgelerin çoğu hakkında bilgi yayınladı. Bu yazarların küresel özeti büyük ilgi uyandırdı. Özellikle 1946'da, ünlü petrololog ve volkanolog A. N. Zavaritsky'nin "Tektonik yapılarda dikkate alınması gereken bazı gerçekler" adlı bir makalesi ortaya çıktı; burada derin sismik açıdan aktif bölgelerin ilişkideki birincil, belirleyici rolü hakkında fikir geliştirildi. bu anlamda ikincil olan yüzey tektonik ve volkanik süreçlerin yakınında gözlenenlere.
1949-1955'te. Kaliforniya Teknoloji Enstitüsü'nden H. Benioff, sismik odak bölgelerine ilişkin yeni nesil sentez makalelerini yayınladı. O yıllarda, yaratıcıları H. Benioff'un sismofokal bölgeler üzerindeki çalışmalarını yaygın olarak kullanan ve onlara "Benioff bölgeleri" adını vermeye başlayan "yeni küresel tektonik" kavramı olgunlaşıyordu. İsmin kökeni jeolojik ve jeofizik terminolojiye dayanırken, K. Wadati'nin önceliği kabul ediliyor ve bu bilim insanının temel keşfine saygı duruşunda bulunuluyor.
Bugüne kadar Benioff sismik odak bölgelerinin yapısı ve özellikleri hakkında kapsamlı materyal birikmiştir. Deprem kaynaklarının konumu, büyüklükleri ve odak mekanizmalarının çözümünün sonuçları dikkate alınarak ana gerilme eksenlerinin yöneliminin değerlendirilmesine olanak sağlanır. Derin odakların konumu genellikle haritalarda (yani yatay bir düzleme projeksiyonda) ve Benioff bölgesinin enine ve boyuna "profillerinde" gösterilir. Bu tür "profillerin" her biri sismik kaynakların dikey bir yüzeye yansımasıdır. Enine bir "profil" oluşturmak için Benioff bölgesinin belirli bir bölümü alınır ve içindeki odaklar, bölgenin doğrultusunun çaprazına yönlendirilmiş dikey bir düzleme yansıtılır. Bazen bu dikey düzlem, bölgenin çarpmasına farklı açılarda meydana gelebilen dalma yönünde yönlendirilir. Benioff bölgesinin uzunlamasına “profili”, sismik kaynakların sismik odak bölgesini takip eden dikey bir yüzeye yansıtılması ve onunla birlikte bükülmesiyle elde edilir.
Benioff bölgelerinin derinliği. Deprem kaynaklarının konumu ile aynı batma bölgesi için sismik tomografi sonuçları karşılaştırıldığında, litosferin belirli bir derinliğe kadar çökmesinin önce elastik titreşim kaynağı oluşturduğu ve daha sonra sismik bir süreç olarak devam ettiği ikna edilebilir. . Bu muhtemelen öncelikle ısındıkça bastırılan litosferin elastik özelliklerinde meydana gelen bir azalma ile belirlenir. Benioff bölgelerinin derinliği esas olarak hacme bağlıdır. Kalınlığı artan ve yaşla birlikte soğuyan, dalan okyanus litosferinin olgunluğundan hemen sonra.
Benioff bölgelerinin derinliğinin ikinci önemli düzenleyicisi dalma hızıdır.
Benioff zonlarının gözlenen derinliği hem bir zondan diğerine hem de aynı zonun doğrultusuna göre büyük farklılıklar göstermektedir. Özellikle, en uzun sismik odak bölgelerinden biri olan And Dağları'nın derinliği orta kısmında 600 km'den yanlarda 150-100 km'ye düşmektedir.
Benioff bölgelerindeki sismik kaynakların dikey dağılımı son derece dengesizdir. Sayıları Bölgenin tepesinde maksimumdur, 250-300 km derinliğe kadar katlanarak azalır ve daha sonra artarak 450 ila 600 km aralığında bir zirveye ulaşır.
Benioff bölgelerinin eğim yönü. Benioff bölgelerinin tümü eğik olarak yönlendirilmiştir. Japon tipi karmaşık yapılı sistemler de dahil olmak üzere kıta kenarı sistemlerinde, dalan okyanus litosferi olduğundan, bunlar her zaman kıtaya doğru batar.
Benioff bölge profili. Her sismik odak bölgesinin eğimi derinliğe göre değişir, dolayısıyla enine profilini tanımlar. Yüzeydeki küçük eğim açıları (35-10°) derinlikle birlikte artar: önce çok hafif, sonra genellikle belirgin bir bükülme gelir, ardından neredeyse dikey olana kadar eğimde kademeli bir artış olur. doğal olarak türleri iki uç arasında yer alır
Maksimum sismik aktivite, iki litosferik plakanın yakınsak etkileşimi ile oluşturulduğu Benioff bölgelerinin bir sonraki bölümünde yoğunlaşmıştır.
6.1.5. Dalma bölgelerinin jeolojik ifadesi
Modern dalma zonlarının incelenmesi, bu sürecin sedimantasyon, tektonik deformasyonlar, magmatizma ve metamorfizmadaki ifadesini yargılamamıza olanak tanır. Bu da antik batma bölgelerinin gerçekçi bir şekilde yeniden inşasının anahtarını sağlıyor.
Dalma ve sedimantasyon. Dalma işleminin yarattığı tektonik rahatlama, karakteristik oluşumlara sahip tortul havzaların doğal yerleşimini önceden belirler. Litosferik plakaların yakınsak sınırlarının geçtiği ve batmanın başladığı derin deniz çukurundaki tortu birikiminin özelliği, özel ilgiyi hak ediyor.
Sedimanter havzaların yanal serileri, dalma zonunun tektonik tipine bağlı olarak değişir. And tipi kıta kenarı ortamında, okyanustan başlayarak aşağıdakileri takip edin: derin deniz hendeği, ön ve arka havzalar. Hendek, flişoid çökelleri, karasal ve tüflü türbiditler ile karakterize edilir. Bunları oluşturan malzeme kıta yamacından gelir ve çoğunlukla granit-metamorfik temelin erozyon ürünlerini içerir. Uzun mesafelerde hendek boyunca boyuna taşıma karakteristiktir. Ön ve arka havzalar (çukurlar), birkaç kilometre kalınlığa kadar karasal ve sığ deniz pekmezi görünümündeki katmanların birikmesi için bir yer görevi görür. Bu durumda, kıyı (volkanik olmayan) ve ana (volkanik) sırtlar arasında yer alan ön havza asimetrik olarak doldurulur: bir yandan kırıntılı malzemeyle, diğer yandan hem kırıntılı hem de volkanojenik malzemeyle. Kendi pozisyonunda ön derin bir dağ eteği olan arka havza, aynı zamanda ana sırtın ve onun volkanik malzemesinin tahribatının ürünlerini de alır. Kratonun kıtalararası yükselişlerinden kaynaklanan yıkım da burada meydana geliyor.
Ada yaylarının düzenlenmesinde, havzaların yan sıraları ve dolguları değiştirilmiştir. Derin deniz açmasının flişoid çökelleri burada daha az karasal malzeme içerir. Ensimatik yayların önünde, açmanın ada yayı yamacında çıkıntı yaparlarsa, gabroidlerin, ultrabazitlerin ve okyanus litosferinin diğer kayalarının yıkım ürünleri ortaya çıkar. Ada yaylarında önden olarak oluşur tahmin edeceğimberbat havuz, büyük kalınlıkta flişoid, tüflü-tortul çökelleri içeren denizel dolgularla doludur. Deep arka olarak gelişiyor yay arkası veyayaylar arası havuz, flişoidler de dahil olmak üzere kalın deniz çökeltilerinin inceltilmiş bir kıta tabanında veya yeni oluşan okyanus kabuğunda biriktiği yer. Böylece, kıtasal sistemlerin kenarlarındaki molasoid sığ deniz ve kıtasal formasyonların yerini, ada yayı sistemlerinde daha derin sularda, ağırlıklı olarak flişoid formasyonlar alır. Her ikisi de bileşimi, aşağıda magmatizma bölümünde tartışılacak olan dalma-batma bölgesinin tektonik tipine bağlı olan volkanojenik malzemenin varlığı ile karakterize edilir.
Derin deniz çukurundaki çökelti birikiminin tektonik ortamı benzersizdir. Dalma zonunun varlığının süresine bakılmaksızın, kalınlığı genellikle birkaç yüz metreyi geçmeyen yalnızca çok genç Pleistosen ve Holosen çökeltileri içerir. Bu bakımdan, hem yaş aralığının hem de kalınlığın çok daha fazla olduğu kıta kenarı veya ada yayının bitişik çukurlarındaki tortul dolguyla tezat oluşturuyorlar. Neredeyse yatay olarak uzanan derin deniz hendeğinin çökeltileri, okyanus tarafına yaslanır ve kıtasal (veya ada yayı) tarafında oranlar, tektonik dalma rejimine bağlıdır. Bazı durumlarda, örneğin Guatemala kıyısı açıklarındaki Orta Amerika Çukuru'nda, asma duvarın altına doğru hareket ederler ve neredeyse hiç deformasyon yaşamadan dalma işlemine katılırlar. Diğer durumlarda, tam tersine, yakınsak sınırın yakınında, derin deniz hendeğinin çökeltileri, sözde birikim kaması olarak adlandırılan, giderek daha karmaşık bir yapı (sonuçta katlanmış bir izoklinal-lameller) kazanır. Bunlar, Meksika kıyısı açıklarındaki aynı Orta Amerika Çukuru'nun kuzey kesimindeki ilişkilerdir.
Bu nedenle, her halükarda, bir derin deniz hendeğindeki sediman birikiminin özelliği, hareket halindeki kabuksal substratın, bir taşıma bandı gibi kıta kenarının (veya ada yayının) altına dalarak, hendeğe giren sedimanter malzemeyi uzaklaştırarak yer açmasıdır. giderek daha genç yağışlar için. Bu ilişkiler, Kaiko programı kapsamındaki araştırmalar sırasında dalgıç araçlarla haritalandırılan Honshu kıyısı açıklarındaki Japonya Çukuru'nda çok anlamlıdır. Özellikle ada yayı yamacından gelen su altı heyelan kütleleri yitime karışmakta ve hendek tabanında önemli bir birikim oluşturmamaktadır.
Sıradan sedimantasyon havzalarında çökeltilerin kalınlığı büyük ölçüde tabanın çökmesine bağlıysa, derin deniz hendeklerinde karasal malzemenin tedarikini kontrol eden fiziksel ve coğrafi faktörler ilk önce gelir. Bu bağlamda, Şili-Peru Çukuru gösterge niteliğindedir, Atacama Çölü'ne bitişik kesimde pratikte yağıştan yoksundur ve iklimin nemli hale geldiği ve kırıntılı malzeme tedarikinin gerçekleştiği kuzey ve güneye doğru yavaş yavaş olağan dolgusunu elde etmektedir. Kıta normalleştirildi. Dikkate değer bir diğer örnek ise, Orinoco Deltası'ndan gelen yoğun akışın oraya yönlendirilmesi nedeniyle en güney kısmı yoğun çökelme nedeniyle tıkanan Porto Riko Çukuru'dur. Kuzeye doğru bu güçlü kaynaktan uzaklaştıkça hendekteki çökellerin kalınlığı azalıyor.
6.1.6. Yitim kinematiği
Batma bölgelerinin kabartma, derin yapı, stres durumu ve magmatizmasının çeşitliliği, yanal yapısal serileri, yukarıda belirtildiği gibi, dalma kinematik parametrelerinin rolünün önemli olduğu birçok faktörün etkileşimi ile belirlenir. Yitim öncelikli olarak plakaların yakınsak etkileşimini ifade etmesine rağmen, bu parametrelerin tamamının hesaba katılması önemlidir. Bunların arasında çoğu durumda yakınsama hızı kritik değildir.
Yitim kinematik parametreleri. Kinematik dalma modelleri, "mutlak" hareketlerin hız vektörlerine dayanmaktadır: etkileşimli iki litosferik plakanın yatay kayması ve bunlardan birinin astenosfer üzerindeki negatif kaldırma kuvveti ile yerçekimsel çökmesi. İkinci durumda, dalma plakasının menteşesinin karşılık gelen geri yuvarlanması (hendekteki bükülme çizgisi) de dikkate alınır. “Mutlak” hız vektörlerine dayanarak, plakaların dalma bölgesinin yer değiştirme bölgesi boyunca göreceli hareketleri ve bunları tamamlayan deformasyonlar (kıvrılma ve fay yer değiştirmeleri: kesmeler, ters faylar ve bindirmeler, yarıklar ve faylar) belirlenir. ilerleyen litosferik plakada yayılıyor.
Batan levha menteşesinin ters yönde, saldırgan yer değiştirmesinin, mantoya "sabitlenen" levhanın dalan kısmı tarafından direndiği düşünülmektedir. Böyle bir yer değiştirmeyle sıkışır ve devrilir, ancak jeofizik verilerden anlaşıldığı kadarıyla bu gerçekleşmez. Dalan litosferin (ve menteşesinin) çevredeki astenosferik malzemeyle birlikte saldırgan bir hareketi göz ardı edilemez.
Üst plakanın yüksek hareket hızlarında ve ayrıca nispeten hafif veya kalın okyanus litosferinin daldığı durumlarda, üst plaka alt plakanın menteşe çizgisinin ötesine ilerler ve onunla örtüşür. Benioff bölgesinin çok düz bir yüzey kısmı oluşur ve karakteristik olarak And Dağları'nın merkezi bölümünün altında ifade edilir. Gerilme ve sıkışma yapıları her iki litosferik plakada da görülür.
Aksine, eski ve ağır litosferin dalması durumunda, asılı kanadın hareketinde menteşenin geri dönüşünün gerisinde kaldığı koşullar mümkündür. Karşılık gelen boşluk, yay arkası veya yay içi havzaların açıldığı dalma batma yüzeyinin üzerindeki zayıflamış bölgeler boyunca meydana gelir. Bu, ilerleyen litosferik plakanın ön kısmının göreceli yer değiştirme vektörü tarafından belirlenir. .