Poziția tectonică și principalele tipuri de zone de subducție. Fenomene uimitoare - răspândire și subducție Zone de subducție

Dacă se creează în mod constant atât de mult fundul mării și Pământul nu se extinde (și există dovezi ample în acest sens), atunci ceva de pe crusta globală trebuie să se prăbușească pentru a compensa. Este exact ceea ce se întâmplă la periferia majorității Oceanul Pacific. Aici plăcile litosferice se unesc, iar la granițele lor una dintre plăcile care se ciocnesc plonjează sub cealaltă și intră adânc în Pământ. Astfel de zone de ciocnire a plăcilor se numesc zone de subducție (subducție, scufundare a unei plăci sub alta); pe suprafaţa Pământului sunt marcate de şanţuri oceanice adânci (tranşee) şi vulcani activi (Fig. 5.4). Lanțurile enorme de vulcani care formează așa-numitul inel de foc care se întinde de-a lungul coastei Oceanului Pacific - Anzi, Insulele Aleutine, precum și vulcanii Kamchatka, Japonia și Insulele Mariane - își datorează toate existența fenomen de subducție.

Orez. 5.4. O secțiune transversală schematică a unei zone de subducție (sus, nu la scară) arată o placă litosferică care coboară în mantaua adâncă și vulcani activi deasupra acesteia. În partea de jos a figurii, punctele reprezintă pozițiile focarelor de cutremur înregistrate sub șanțul Tonga în partea de sud-vest a Oceanului Pacific. În mod colectiv, ele marchează locația plăcii de subductie la o adâncime de aproximativ 700 de kilometri. Semnele de pe scara orizontală indică distanța de la jgheab. Compilat cu utilizarea parțială a figurii 4-10 din How the Earth Works a lui P. J. Willey. Editura „John Wiley and Sons”, 1976.

Nimeni nu poate spune exact cum începe subducția atunci când două plăci încep să se apropie, dar cheia interacțiunii lor pare să fie densitatea rocilor. Crusta oceanică densă poate suferi subducție, dispărând în adâncurile Pământului aproape fără urmă, în timp ce continentele relativ ușoare rămân mereu la suprafață. Acesta este motivul pentru care fundurile oceanelor sunt mereu tinere, iar continentele sunt bătrâne: fundul mării nu numai că se formează continuu la faliile crestelor oceanice, ci este și distrus constant în zonele de subducție. După cum am văzut deja, părți ale continentelor au o vechime de aproape patru miliarde de ani, în timp ce cele mai vechi părți ale fundului mării nu sunt mai vechi de 200 de milioane de ani. Unul dintre primii propagatori ai ideii de deriva continentală a comparat continentele cu spuma care se acumulează pe suprafața unei oale cu supă clocotită - o comparație vie, deși nu foarte precisă.

Realitatea subducției este confirmată de cutremurele care o însoțesc. Deși seismicitatea este trăsătură caracteristică Toate tipurile de granițe între plăci, numai zonele de subducție se disting prin cutremure adânci care au loc la adâncimi de 600 de kilometri sau mai mult. Cutremurele de adâncime au fost cunoscute cu mult înainte ca tectonica plăcilor să câștige popularitate. În 1928, seismologul japonez K. Wadachi a raportat cutremure care au avut loc în apropierea Japoniei la o adâncime de câteva sute de kilometri. Aproximativ douăzeci de ani mai târziu, un alt geofizician, Hugo Benioff, a arătat că în alte părți ale lumii există „mari defecte”, marcate de cutremure frecvente, care se cufundă adânc în mantaua din șanțurile oceanice, parcă le-ar continua până în adâncime. El a descris mai multe astfel de falii, situate atât de-a lungul coastei de vest a Americii de Sud, cât și în sud-vestul Oceanului Pacific, în șanțul Tonga. Aceste zone nu au fost interpretate ca zone de subducție la acea vreme și abia mai târziu a devenit clar că aceste zone gigantice cu pantă plată, cu o seismicitate crescută, au urmat îndeaproape calea plăcilor care se scufundă în manta (Figura 5.4). Cutremurele apar deoarece părțile plăcilor oceanice care se cufundă în mantaua fierbinte rămân relativ reci, spre deosebire de rocile din mantaua din jur, și rămân atât de fragile chiar și la adâncimi mari încât pot apărea fisuri în ele, provocând cutremure. Unele dintre cele mai profunde cutremure pot apărea, de asemenea, deoarece mineralele din porțiunile subducătoare ale plăcilor devin instabile sub presiunea ridicată la care sunt supuse și se prăbușesc brusc, formând minerale mai dense, modificându-și în același timp în mod dramatic volumul.

Spre deosebire de izbucnirile relativ calme ale lavei bazaltice de-a lungul axelor de divergență a plăcilor, vulcanismul caracteristic zonelor de subducție se manifestă adesea foarte violent. În timp ce activitatea vulcanică a Pământului creează vulcani uimitor de frumoși, cum ar fi Muntele Fuji din Japonia, ea contribuie și la multe dintre dezastrele care au afectat istoria Pământului. Exemple de astfel de dezastre includ îngroparea orașului roman antic Pompeii sub un strat de cenuşă vulcanică fierbinte aruncată de vulcanul Vezuvius din apropiere, distrugerea masivă a întregii vieți din zonă prin explozia vulcanului Krakatoa din Indonezia în 1883 și cel mai recent, explozia Muntelui Pinatubo din Insulele Filipine în 1991. De ce există vulcanismul în zonele de subducție? În capitolul 2, am sugerat un posibil răspuns: plăcile oceanice conțin apă. Apa se acumulează în straturile groase de sedimente care se acumulează pe fundul oceanului pe măsură ce se deplasează de la locul său de formare pe creste până la distrugerea ei în zonele de subducție. În plus, în timpul acestei lungi călătorii, unele minerale din scoarța bazaltică reacționează cu apa de mareși se formează alte minerale care conțin apă. Deși în timpul coliziunilor plăcilor, o parte din acest sediment este răzuit de pe placa descendentă și aruncat pe uscat, restul este transportat în manta la adâncimi considerabile. Pe măsură ce aceste sedimente coboară de-a lungul zonei de subducție, mare parte din apa liberă conținută în porii dintre boabe este stoarsă de presiunea crescută și își întoarce drumul la suprafață. Dar o parte din ea rămâne, ca apa legată în structura mineralelor crustei. În cele din urmă, creșterea temperaturii și a presiunii scot această apă din roci și se infiltrează în mantaua din vârful zonei de subducție. Acest proces este cel care provoacă vulcanismul. La acele adâncimi în care apa este expulzată din pori și din mineralele în sine, mantaua din jur este deja destul de fierbinte, iar adăugarea de apă scade punctul de topire al rocilor suficient pentru a începe topirea. Acest principiu ar trebui să fie familiar locuitorilor orașelor din nord, care stropesc sare pe străzi iarna pentru a scădea temperatura de topire a gheții.

În toate zonele de subducție ale Pământului, vulcanismul activ apare în mod inevitabil la aproximativ aceeași înălțime deasupra plăcii descendente, și anume la aproximativ 150 de kilometri. Aceasta este aproximativ adâncimea la care mineralele care conțin apă sunt distruse,

eliberând apă care favorizează topirea. Tipul de stâncă tipic pentru acest cadru este andezit, care își trage numele, după cum ați putea ghici, de la numele lanțului muntos din America de Sud (Anzi), unde această stâncă este foarte comună. Experimentele de laborator arată că andezitul este exact tipul de rocă care ar fi de așteptat să se formeze dacă rocile de manta s-ar topi în prezența apei eliberate dintr-o placă subdusă; această apă explică și natura explozivă, violentă a vulcanismului caracteristic zonelor de subducție. Pe măsură ce magma se apropie de suprafața pământului, apa dizolvată și alte componente volatile se extind rapid ca răspuns la scăderea presiunii; această expansiune are adesea caracterul unei explozii.

Multe dintre cele mai mari cutremure au loc de-a lungul zonelor de subducție. Acest lucru nu este surprinzător când te gândești la ceea ce se întâmplă în aceste zone: două bucăți uriașe de scoarță terestră, fiecare cu o grosime de aproximativ 100 de kilometri, se ciocnesc una cu cealaltă, o placă fiind împinsă sub cealaltă. Din păcate, unele zone din apropierea zonelor de subducție sunt foarte dens populate. Putem prezice cu 100% certitudine că în astfel de zone vor continua să aibă loc cutremure mari distructive; Este puțin probabil ca acest lucru să fie o mare consolare în fața perspectivei unor evenimente catastrofale precum cutremurul de la Kobe din Japonia la începutul anului 1995.

Cu toate acestea, Pământul este o planetă dinamică; Nici măcar zonele de subducție nu durează pentru totdeauna, cel puțin din punct de vedere al timpului geologic. În cele din urmă nu mai funcționează, iar altele se formează undeva. Ce evenimente pot opri procesul de subducție?

Cel mai adesea, aceasta este o coliziune între continente după ce crusta oceanică care a existat între ele este consumată de procesul de subducție. Să ne amintim că foarte adesea plăcile litosferice constau din crustă continentală și oceanică. În timp ce placa în sine poate fi indiferentă față de natura pasagerilor săi, nu același lucru se poate spune despre o zonă de subducție. Pur și simplu nu este capabil să înghită crusta continentală cu densitatea sa scăzută. Deci, atunci când un bazin oceanic se închide în cele din urmă din cauza subducției, două bucăți de crustă continentală pur și simplu se ciocnesc și devin sudate împreună; subducția se oprește. O schiță simplificată a unui astfel de proces este prezentată în Fig. 5.5. Nu este atât de simplu pe cât te-ar putea face să crezi descrierea de mai sus; Într-un caz tipic, ciocnirea dintre continente este însoțită de vulcanism puternic, metamorfism și construirea munților și durează foarte mult timp.

Poate cel mai remarcabil exemplu al unui astfel de proces din trecutul recent este coliziunea dintre India și Asia, descrisă mai detaliat în capitolul 11, care a creat Himalaya. Pe vremuri, în ceea ce este acum Himalaya, exista o zonă de subducție de-a lungul căreia placa de la sud se plonja la nord, sub Asia, iar între Asia și continentul Indiei, care se afla la sud, era o vastă ocean. Stâncile din Himalaya și Podișul Tibetan indică faptul că această situație a continuat foarte mult timp, timp în care multe fragmente mici de crustă continentală plutitoare, transportate împreună cu această placă oceanică, au ajuns dinspre sud în zona de subducție și s-au lipit de sud. marginea Asiei. Dar treptat fundul oceanului a fost absorbit de zona de subducție, drept urmare India a fost trasă spre nord. În urmă cu 50 și 60 de milioane de ani, un colț al acestui continent a ajuns în zona de subducție și a început să apese împotriva Asiei. Inerția mișcării sale a făcut ca partea de nord a Indiei să alunece sub partea de sud a plăcii asiatice, formând o secțiune de crustă continentală de două ori mai groasă decât oriunde altundeva în lume. Sedimentele îndepărtate de la marginile a două continente apropiate înainte de ciocnirea lor, insulele vulcanice care existau de-a lungul marginilor lor și rocile continentelor înseși au fost prinse într-o coliziune uriașă, zdrobite într-un sistem de pliuri paralele, rupte în blocuri de către un sistem de defecte, și metamorfozat. Ca urmare, s-a format cel mai înalt lanț muntos și cel mai mare platou de pe Pământ.

Orez. 5.5. Secțiune transversală schematică care arată modul în care procesul de subducție poate închide un bazin oceanic și poate determina ciocnirea continentelor, formând sisteme montane uriașe precum Himalaya.

Vasta țară muntoasă din Himalaya este încă considerată o limită de plăci, deoarece există încă o mișcare relativă între Asia și India. Această țară este încă în creștere; Cutremurele sunt destul de frecvente acolo. Într-adevăr, cutremurele de eliberare a stresului crustale au loc astăzi departe de zona de coliziune, în special în China, ca urmare a faptului că părți din Asia au fost comprimate și întoarse spre est, în timp ce ambele plăci s-au repezit una spre alta. Cu toate acestea, în cele din urmă, când mișcarea relativă între cele două continente separate anterior încetează, Himalaya va fi recunoscut ca o zonă de sutură inactivă situată în interiorul continentului. Dar când se întâmplă acest lucru, altceva va trebui să se îndepărteze pentru a găzdui noua zonă a fundului mării care se formează de-a lungul crestei oceanului care se află departe la sud (Figura 5.2). Condus in anul trecut Studiile pe fundul mării de lângă Sri Lanka indică faptul că la sud de insulă se poate forma o nouă zonă de subducție, ceea ce va rezolva puzzle-ul geometric.

Ciocnirile continent-continent, cum ar fi cele produse de Himalaya, par să fi avut loc în mod regulat în întreaga lume. istoria geologică. Deși munții înalți pe care i-au creat s-au erodat de mult timp, urmele unor astfel de evenimente pot fi recunoscute în rocile antice prin faptul că formează benzi lungi caracteristice de roci foarte metamorfozate de aproximativ aceeași vârstă. Un exemplu bun o astfel de zonă este provincia Granville în partea de est America de Nord(Fig. 4.3), care era, fără îndoială, în cele mai vechi timpuri foarte asemănătoare cu Himalaya actuală.

Zonele de subducție și expresia lor în relief

Există un total de 22 de zone de subducție. În relief, zonele de subducție au o structură asimetrică. Această asimetrie este predeterminată de însăși metoda de interacțiune convergentă a plăcilor litosferice. Linia de contact activ a plăcilor litosferice este exprimată clar prin șanțurile de adâncime, a căror adâncime depinde direct de rata de subducție și densitatea medie a plăcilor litosferice. Adâncimea maximă a șanțului de adâncime este șanțul Marianei, adâncimea medie a șanțurilor de adâncime este de aproximativ 400 m, lățimea nu depășește 50-100 km, iar lungimea este de câteva zeci de mii de kilometri.

Șanțurile de adâncime sunt arcuite și convexe spre placa de subductie. Profilul șanțurilor de adâncime este întotdeauna asimetric. Aripa subducătoare are o pantă de 5 grade, iar aripa suspendată are o pantă de 10-20 de grade. Pe partea oceanică a șanțurilor de adâncime există swelluri marginale în pantă ușor care se ridică la 200-1000 m deasupra fundului oceanului. Pe partea opusă, crestele înalte sau crestele subacvatice se întind paralel cu șanțul de adâncime deasupra peretelui suspendat al zonei de subducție. Dacă subducția este îndreptată direct sub marginea continentală, se formează o creastă de coastă. Acolo unde zona de subducție nu este la marginea unui continent, se formează arcuri insulare.

Cea mai mare parte a zonelor de subducție este asociată cu centura Pacificului a activității tectonice moderne. Există două tipuri principale tectonice de zone de subducție:

1) continental marginal (andin);

2) tip oceanic (morean).

Tipul marginal-continental se formează în cazul în care litosfera oceanică se subduce sub un continent. Acest tip de subducție este împărțit în trei tectonotipuri: andin, sunda și japoneză.

Zona de subducție andină este cea mai lungă (aproximativ 8 mii km), se caracterizează prin subducția blândă a litosferei oceanice tinere, dominația tensiunilor de compresiune și construirea munților pe aripa continentală.

În zonele de subducție tip andin Se disting succesiv valul marginal (1), șanțul de adâncime (2), marginea de coastă (3), jgheabul antearc (frontal) (4), arcul insular (5) și sistemul posterior (6). .

Ondularea marginală (1), șanțul de adâncime (2), scarpa de coastă (3), jgheab de iaz-arc (4), arc insular vulcanic (5), procese de construire a munților (6).

tip Sunda Zonele de subducție diferă de cele andine prin absența stresului, ceea ce face posibilă subțierea crustei continentale. La tipul Sunda, crusta oceanică mai veche este subdusă sub crusta continentală, iar unghiul de plecare al crustei oceanice este mai mare decât la tipul andin.

Tip de zonă japoneză subducția se deosebește de alte tipuri prin prezența unui bazin maritim marginal cu crustă nou formată de tip oceanic și suboceanic. Acest tip de subducție este acoperit de mare. În zonele marginal-continentale acoperite de mare (tip Sunda și tip japonez), se păstrează aceeași succesiune de elemente structurale, dar toate, cu excepția swellului marginal și a șanțului de adâncime, diferă ușor de elemente andine și, prin urmare, sunt desemnate cu denumiri diferite. Pornind de la șanțul de adâncime există un arc insular non-vulcanic, un jgheab antearc, un arc insular vulcanic și un arc de spate (mare marginală).

tip morean subducția se formează prin interacțiunea a două secțiuni ale litosferei oceanice. Când se formează o zonă de subducție de acest tip, litosfera oceanică mai veche este subdusă sub litosfera oceanică mai tânără. Ca urmare, se formează un arc de insulă n-simetric la marginea litosferei oceanice tinere.

Ondulare marginală (1), șanț de adâncime (2), arc insulă nevulcanic (3), jgheab (4), arc insulă vulcanic (5), sistem de deformare spate (6), arc insulă rezidual (7), moarte bazin interarc (8 ).

Procesele decurg complet diferit acolo unde listosfera continentală se apropie de granița convergentă de ambele părți. Include o crustă groasă și de densitate scăzută, astfel încât divergența se dezvoltă în aceste locuri ca o ciocnire a plăcilor litosferice, însoțită de delaminare și deformare complexă în partea superioară a litosferei. Unii oameni de știință iau în considerare acest tip interacţiunile ca tip special de subducţie. Acest tip de subducție se numește tip alpin de subducție sau asubducție.

Asubducția se dezvoltă în spatele structurilor continentale marginale, unde litosfera subdusă din ocean este capabilă să exercite presiune asupra continentului, în urma căreia se generează falii și împingeri inverse, care sunt direcționate din oceane.

Cutremurele și erupțiile vulcanice au loc în mod constant în diferite locuri de pe pământ. Există astfel de mișcări pe care o persoană nici nu le simte. Aceste mișcări se produc în mod constant, indiferent de teritoriul sau perioada anului. Munții cresc și se micșorează, mările cresc și se usucă. Aceste procese sunt invizibile pentru ochiul uman, deoarece se produc lent, milimetru cu milimetru. Toate acestea se întâmplă din cauza unor fenomene precum răspândirea și subducția.

Subducție

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

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

Zona de subducție

Clasificarea zonelor de subducție

Zonele de subducție sunt clasificate în funcție de structura lor. Tipurile de subducție sunt împărțite în patru tipuri principale.

• tip andin. Acest tip este caracteristic coastei Pacificului din partea de est. Aceasta este zona în care crusta tânără nou formată a fundului oceanului, la un unghi de patruzeci de grade, intră sub placa continentală cu viteză mare.
• tip Sunda. O astfel de zonă este situată în locurile în care litosfera masivă antică a oceanului este subdusă sub litosfera continentală. Se stinge într-un unghi abrupt. De obicei, o astfel de placă trece sub o placă continentală, a cărei suprafață este mult mai mică decât nivelul oceanului.
• tip Mariana. Această zonă este formată prin interacțiunea a două secțiuni ale litosferei oceanice sau subîmpingerea lor.
• tip japonez. Acesta este un tip de zonă în care litosfera oceanică se mișcă sub arcul ensialic al insulei.

Toate aceste patru tipuri sunt împărțite condiționat în două grupuri:

• Pacificul de Est (acest grup include un singur tip andin. Acest grup se caracterizează prin prezența unei margini continentale extinse);
• Pacificul de Vest (toate celelalte trei tipuri sunt situate în el. Acest grup este caracterizat prin marginile suspendate ale unui arc vulcanic de insule).

Fiecare tip în care are loc procesul de subducție este caracterizat de structuri de bază care există în mod necesar în diferite variații.

Panta antearcului și șanțul de adâncime

Un șanț de adâncime se caracterizează prin distanța de la centrul șanțului până la frontul vulcanic. Această distanță este în general de o sută până la o sută cincizeci de kilometri și este legată de unghiul la care este înclinată zona de subducție. În cele mai active zone de la periferia continentului, o astfel de distanță poate ajunge la trei sute cincizeci de kilometri.

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

În zona dintre prismă și frontul vulcanic se găsesc scarpi mari. Terasele sunt despartite prin pervazuri. Pe zonele plane ale unor astfel de terase se află bazine de sedimentare pe acestea se depun sedimente vulcanice și pelagice. În zonele tropicale, recifele se pot dezvolta pe astfel de terase și pot fi expuse roci de subsol cristaline sau blocuri străine.

Ce este un arc vulcanic?

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

Bazine de margine

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

ÎN varianta clasica Subducția are loc atunci când două plăci oceanice, sau oceanice și continentale se ciocnesc. Cu toate acestea, în ultimele decenii s-a dezvăluit că în timpul ciocnirii plăcilor litosferice continentale, o placă litosferică este, de asemenea, împinsă sub alta, acest fenomen se numește subducție continentală; Dar, în același timp, niciuna dintre plăci nu se scufundă în manta, din cauza densității scăzute a scoarței continentale. Ca rezultat, plăcile tectonice se înghesuie și se adună pentru a forma structuri puternice de munte. Un exemplu clasic este Himalaya.

Conform teoriei tectonicii plăcilor, mecanismul de subducție (scurtarea și distrugerea scoarței oceanice) este compensat prin răspândire - mecanismul de formare a crustei oceanice tinere în crestele oceanice: Volumul crustei oceanice absorbit în zonele de subducție este egal cu volumul crustei apărute în zonele de răspândire. În același timp, în zonele de subducție are loc o acumulare constantă a scoarței continentale datorită acreției, adică striparea și strivirea intensă a stratului sedimentar din placa de subducție. Încălzirea scoarței subductive este, de asemenea, motivul dezvoltării pe scară largă a vulcanismului de-a lungul marginilor continentale active. Cel mai faimos în acest sens este Inelul de Foc al Pacificului. Absorbția pe scară largă a scoarței oceanice de-a lungul periferiei Oceanului Pacific indică un proces de contracție (închidere) a acestui cel mai vechi bazin oceanic existent de pe planetă. Procese similare au avut loc în trecut. Astfel, anticul Ocean Tethys a început să se micșoreze față de Mezozoic și acum a încetat să mai existe odată cu formarea bazinelor reziduale, cunoscute acum sub numele de Mările Mediterane, Negre, Azov și Caspice.

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

Clasificări ale zonelor de subducție

Există 4 tipuri de zone de subducție bazate pe caracteristicile structurale:

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

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

Zona de subducție de tip Sunda- o zonă în care are loc subîncărcarea litosferei oceanice antice, extinzându-se până la adâncime sub un unghi abrupt sub crusta continentală subțiată, a cărei suprafață se află în principal sub nivelul oceanului. Seria structurală laterală include: umflarea marginală – șanț – arc insular nevulcanic (exterior) – bazin antearc (jgheab) – arc vulcanic (interior) – bazin arc posterior (marginal (mare marginală)). Arcul exterior este fie o prismă de acreție, fie o proiecție de subsol a unui perete suspendat al unei zone de subducție.

Zona de subducție de tip Mariana- o zonă formată atunci când două secțiuni ale litosferei oceanice sunt subîmpușcate. Seria structurală laterală include: umflarea marginală - șanț (există destul de puțin material terigen) - creasta litorală, arc nevulcanic - bazin antearc (ca unul frontal) - arc vulcanic ensimatic - bazin arc posterior (sau inter- arc ca un bazin de arc din spate pe o scoarță de ocean subțiată sau continentală nou formată).
Zona de subducție de tip japonez- zona de subîmpingere a litosferei oceanice sub arcul insular ensialic. Seria structurală laterală include: creasta marginală – șanț – creasta costieră (uneori o înălțime sau o terasă subacvatică) – bazin frontal (vale longitudinală) – creasta principală (vulcanică) – bazin arc posterior (mare marginală, marginală) cu crustă nou formată de tip oceanic sau suboceanic .

Tipurile enumerate de zone de subducție sunt adesea caracteristică morfologicăîmpărțit condiționat în 2 grupe:

• Pacificul de Est - aceasta include zona de tip andin. Caracterizat prin prezența unei margini continentale active.
• Pacificul de Vest - aceasta include și alte tipuri de zone de subducție. Caracterizat prin dezvoltarea în marginea suspendată a unui arc de insulă vulcanic.

Principalele elemente structurale

Secțiune transversală Zonele de subducție a Pacificului de Vest iasă în evidență:

1. șanțul de adâncime
2. panta antearcului

șanțul de mare adâncime

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

Panta antearcului

Panta antearcului include 2 elemente principale:

1. Prisma de acreție
2. Terasa antearcului

Subducția și magmatismul

Sens

Vezi si

Scrieți o recenzie despre articolul „Zona de subducție”

Note

Legături

Extras care descrie Zona de subducție

Pierre a observat cum după fiecare ghiulea care a lovit, după fiecare înfrângere, renașterea generală a izbucnit din ce în ce mai mult.
De parcă dintr-un nor de tunete care se apropia, din ce în ce mai des, din ce în ce mai luminoase, fulgere de foc ascuns, aprins, fulgeră pe fețele tuturor acestor oameni (parcă în respingere față de ceea ce se întâmpla).
Pierre nu privea cu nerăbdare câmpul de luptă și nu era interesat să știe ce se întâmplă acolo: era complet absorbit de contemplarea acestui foc din ce în ce mai aprins, care în același mod (simțea) se aprindea în sufletul lui.
La ora zece soldații infanteriei care se aflau în fața bateriei în tufișuri și de-a lungul râului Kamenka s-au retras. Din baterie se vedea cum au fugit înapoi pe lângă ea, purtând răniții pe arme. Un general cu alaiul său a intrat în movilă și, după ce a vorbit cu colonelul, s-a uitat furios la Pierre, a coborât din nou, ordonând ca capacul de infanterie aflat în spatele bateriei să se întindă pentru a fi mai puțin expus la împușcături. În urma acesteia, în rândurile infanteriei, în dreapta bateriei, s-a auzit o tobă și strigăte de comandă, iar din baterie se vedea cum se înaintau rândurile infanteriei.
Pierre se uită prin puţ. O față în special i-a atras atenția. Era un ofițer care, cu o față tânără palid, mergea cu spatele, purtând o sabie coborâtă, și privea neliniștit în jur.
Rândurile de soldați de infanterie au dispărut în fum și s-au auzit țipetele prelungite și dese focuri de armă. Câteva minute mai târziu, de acolo au trecut mulțimi de răniți și brancardieri. Obuzele au început să lovească bateria și mai des. Mai mulți oameni zăceau necurățați. Soldații se mișcau mai ocupați și mai animați în jurul armelor. Nimeni nu i-a mai dat atenție lui Pierre. Odată sau de două ori au strigat la el furioși că era pe drum. Ofițerul superior, cu fața încruntă, se mișca cu pași mari și repezi de la o armă la alta. Tânărul ofițer, înroșit și mai mult, a poruncit soldaților și mai sârguincios. Soldații au tras, s-au întors, au încărcat și și-au făcut treaba cu un panaș încordat. Au sărit în timp ce mergeau, ca pe izvoare.
Un nor de tunete intrase înăuntru, iar focul pe care îl privea Pierre ardea puternic pe toate fețele lor. Stătea lângă ofițerul superior. Tânărul ofițer a alergat la ofițerul în vârstă, cu mâna pe shako-ul lui.
- Am onoarea să raportez, domnule colonel, sunt doar opt acuzații, ați ordona să continuați să tragă? - el a intrebat.
- Buckshot! - Fără să răspundă, strigă ofițerul superior privind prin metereze.
Deodată s-a întâmplat ceva; Ofițerul icni și, ghemuindu-se, se așeză la pământ, ca o pasăre împușcată în zbor. Totul a devenit ciudat, neclar și tulbure în ochii lui Pierre.
Una după alta, ghiulele au fluierat și au lovit parapetul, soldații și tunurile. Pierre, care nu auzise aceste sunete înainte, acum auzea doar aceste sunete singur. În partea dreaptă a bateriei, soldații alergau, strigând „Ura”, nu înainte, ci înapoi, așa cum i se păru lui Pierre.
Chipul de tun a lovit chiar marginea puțului în fața căruia stătea Pierre, a presărat pământ și o minge neagră i-a fulgerat în ochi și, în aceeași clipă, a izbit ceva. Miliția care intraseră în baterie a fugit înapoi.
- Toate cu bombă! – a strigat ofițerul.
Subofițerul a alergat la ofițerul superior și, într-o șoaptă înspăimântată (în timp ce un majordom îi raportează proprietarului său la cină că nu mai este nevoie de vin) a spus că nu mai sunt acuzații.
- Tâlhari, ce fac! – strigă ofițerul, întorcându-se către Pierre. Fața ofițerului superior era roșie și transpirată, ochii lui încrunți scânteind. – Fugi la rezerve, adu cutiile! – strigă el, uitându-se furios în jurul lui Pierre și întorcându-se către soldatul său.
— Mă duc, spuse Pierre. Ofițerul, fără să-i răspundă, a mers în cealaltă direcție cu pași lungi.
– Nu trage... Stai! - el a strigat.
Soldatul, căruia i s-a ordonat să meargă pentru acuzații, s-a ciocnit cu Pierre.
„Eh, stăpâne, nu e loc pentru tine aici”, a spus el și a alergat jos. Pierre alergă după soldat, ocolind locul unde stătea tânărul ofițer.
Unul, altul, o a treia ghiulea a zburat peste el, lovind in fata, din lateral, din spate. Pierre a alergat jos. "Unde merg?" - își aminti brusc, alergând deja spre cutiile verzi. Se opri, nehotărât dacă să meargă înapoi sau înainte. Deodată, un șoc teribil l-a aruncat înapoi la pământ. În aceeași clipă, strălucirea unui foc mare îl lumina și în aceeași clipă un tunet asurzitor, un trosnet și un șuierat îi răsuna în urechi.
Pierre, trezindu-se, stătea pe spate, sprijinindu-și mâinile pe pământ; cutia de lângă care se afla nu era acolo; pe iarba pârjolită zăceau doar scânduri verzi și zdrențe arse, iar calul, scuturându-și axul cu fragmente, se îndepărtă de el în galop, iar celălalt, ca și Pierre însuși, zăcea pe pământ și țipă strident, prelungit.

Pierre, inconștient de frică, a sărit în sus și a alergat înapoi la baterie, ca singurul refugiu de toate ororile care l-au înconjurat.
În timp ce Pierre intra în șanț, a observat că nu s-au auzit împușcături la baterie, dar unii oameni făceau ceva acolo. Pierre nu a avut timp să înțeleagă ce fel de oameni erau. L-a văzut pe colonelul senior întins cu spatele la el pe metereze, parcă ar fi cercetat ceva dedesubt, și a văzut un soldat pe care l-a observat, care, spărgându-se de oamenii care îl țineau de mână, a strigat: „Fraților!” – și am văzut altceva ciudat.
Dar nu avusese încă timp să-și dea seama că colonelul fusese ucis, că cel care striga „frați!” Era un prizonier care, în fața ochilor, a fost bătut în spate de un alt soldat. De îndată ce a fugit în șanț, un bărbat subțire, galben, transpirat, într-o uniformă albastră, cu o sabie în mână, a alergat spre el, strigând ceva. Pierre, apărându-se instinctiv de împingere, din moment ce ei, fără să se vadă, au fugit unul de celălalt, și-a întins mâinile și l-au prins pe acest om (era ofițer francez) cu o mână de umăr, cu cealaltă de mândri. Ofițerul, dând drumul sabiei, îl apucă pe Pierre de guler.
Timp de câteva secunde, amândoi s-au uitat cu ochi înspăimântați la chipuri străine unul pentru celălalt, și amândoi nu mai erau în legătură cu ceea ce făcuseră și ce trebuiau să facă. „Sunt făcut prizonier sau el este luat prizonier de mine? – gândi fiecare dintre ei. Dar, evident, ofițerul francez era mai înclinat să creadă că a fost luat prizonier, pentru că mâna puternică a lui Pierre, mânată de frica involuntară, îi strângea din ce în ce mai strâns gâtul. Francezul a vrut să spună ceva, când deodată o ghiulea de tun a șuierat jos și îngrozitor deasupra capetelor lor și lui Pierre i s-a părut că capul ofițerului francez fusese rupt: l-a îndoit atât de repede.
Pierre și-a plecat și el capul și și-a dat drumul mâinilor. Fără să se mai gândească la cine pe cine a luat prizonier, francezul a alergat înapoi la baterie, iar Pierre a coborât la vale, împiedicându-se de morți și răniți, care i se părea că îi prinde picioarele. Dar înainte de a avea timp să coboare, au apărut înspre el o mulțime densă de soldați ruși fugiți, care, căzând, împiedicându-se și țipând, au alergat veseli și violenti spre baterie. (Acesta a fost atacul pe care Ermolov și-a atribuit-o, spunând că numai curajul și fericirea lui ar fi putut realiza această ispravă, și atacul în care ar fi aruncat crucile Sf. Gheorghe care erau în buzunar pe movilă.)
Francezii care ocupau bateria au fugit. Trupele noastre, strigând „Ura,” i-au alungat pe francezii atât de mult dincolo de baterie, încât a fost greu să-i oprească.
Din baterie au fost luați prizonieri, inclusiv un general francez rănit, care a fost înconjurat de ofițeri. Mulțimi de răniți, familiari și necunoscuti lui Pierre, ruși și francezi, cu fețe desfigurate de suferință, au mers, s-au târât și s-au repezit din baterie pe targi. Pierre a intrat în movilă, unde a petrecut mai bine de o oră, iar din cercul de familie care l-a acceptat nu a găsit pe nimeni. Au fost mulți morți aici, neștiuți de el. Dar le-a recunoscut pe unele. Tânărul ofițer stătea, încă ghemuit, la marginea puțului, într-o baltă de sânge. Soldatul cu fața roșie încă se zvâcnea, dar nu l-au îndepărtat.
Pierre a alergat jos.
„Nu, acum o vor părăsi, acum vor fi îngroziți de ceea ce au făcut!” - gândi Pierre, urmărind fără țintă mulțimile de targi care se mișcau de pe câmpul de luptă.
Dar soarele, ascuns de fum, stătea încă sus, iar în față, și mai ales în stânga lui Semionovski, ceva fierbea în fum, iar vuietul împușcăturilor, al împușcăturilor și al canonadei nu numai că nu slăbi, ci se intensifica până la punct de disperare, ca un om care, încordându-se, țipă din toate puterile.

Acțiunea principală a bătăliei de la Borodino s-a desfășurat în spațiul de o mie de brațe între înflorirea lui Borodin și Bagration. (În afara acestui spațiu, pe de o parte, rușii au făcut o demonstrație a cavaleriei lui Uvarov la miezul zilei; pe de altă parte, în spatele Utiței, a avut loc o ciocnire între Poniatowski și Tuchkov; dar acestea au fost două acțiuni separate și slabe în comparație. cu ceea ce s-a petrecut în mijlocul câmpului de luptă ) Pe câmpul dintre Borodin și bătăi, lângă pădure, într-o zonă deschisă vizibilă din ambele părți, acțiunea principală a bătăliei s-a desfășurat, în modul cel mai simplu, ingenu.
Bătălia a început cu o canonadă din ambele părți de câteva sute de tunuri.
Apoi, când fumul a cuprins întreg câmpul, în acest fum s-au mutat două divizii (din partea franceză) în dreapta, Dessay și Compana, pe fléches, iar în stânga regimentele viceregelui la Borodino.
De la reduta Shevardinsky, pe care stătea Napoleon, fulgerele se aflau la o distanță de o milă, iar Borodino se afla la mai mult de două mile depărtare în linie dreaptă și, prin urmare, Napoleon nu putea vedea ce se întâmplă acolo, mai ales că fumul, îmbinându-se. cu ceața, a ascuns tot terenul. Soldații diviziei lui Dessay, țintiți spre spălări, erau vizibili doar până când au coborât pe sub râpa care îi despărțea de spălări. De îndată ce au coborât în ​​râpă, fumul împușcăturilor de tun și de pușcă de pe blițuri a devenit atât de gros încât a acoperit întreaga înălțime a acelei părți a râpei. Ceva negru a fulgerat prin fum - probabil oameni și, uneori, strălucirea baionetelor. Dar dacă se mișcau sau stăteau, fie că erau francezi sau ruși, nu se vedea din reduta Șevardinsky.
Soarele a răsărit puternic și și-a înclinat razele direct în fața lui Napoleon, care se uita de sub mână la îmbujorări. Fumul zăcea în fața fulgerelor și uneori părea că fumul se mișcă, alteori părea că trupele se mișcă. Țipetele oamenilor se auzeau uneori în spatele împușcăturilor, dar era imposibil de știut ce caută acolo.
Napoleon, stând pe movilă, se uită în horn, iar prin cercul mic al hornului văzu fum și oameni, când ai lui, când ruși; dar unde era ceea ce vedea, nu știa când se uită din nou cu ochiul lui simplu.
A coborât de pe movilă și a început să meargă înainte și înapoi în fața lui.
Din când în când se oprea, asculta împușcăturile și se uita în câmpul de luptă.
Nu numai din locul de dedesubt în care stătea, nu numai din movila pe care acum stăteau unii dintre generalii săi, ci și din chiar fulgerările pe care se aflau acum împreună și alternativ rușii, francezii, morții, răniții și soldați vii, speriați sau tulburați, era imposibil de înțeles ce se întâmpla în acest loc. Timp de câteva ore în acest loc, pe mijlocul împușcăturii neîncetate, a puștilor și a tunurilor, au apărut mai întâi ruși, când francezi, când infanterie, când soldați de cavalerie; au apărut, au căzut, au împușcat, s-au ciocnit, neștiind ce să facă unul cu celălalt, au țipat și au fugit înapoi.
De pe câmpul de luptă, adjutanții săi trimiși și comandanții mareșalilor săi au sărit constant la Napoleon cu rapoarte despre progresul cazului; dar toate aceste relatări erau false: atât pentru că în plină luptă este imposibil de spus ce se întâmplă la un moment dat, cât și pentru că mulți adjutanți nu au ajuns la locul real al luptei, ci au transmis ceea ce au auzit de la alții; și, de asemenea, pentru că în timp ce adjutantul conducea prin cele două sau trei mile care îl despărțeau de Napoleon, împrejurările s-au schimbat și veștile pe care le purta deveneau deja incorecte. Așa că un adjutant a venit în galop de la vicerege cu vestea că Borodino fusese ocupat și podul spre Kolocha era în mâinile francezilor. Adjutantul l-a întrebat pe Napoleon dacă va ordona trupelor să se miște? Napoleon a ordonat să se alinieze de cealaltă parte și să aștepte; dar nu numai în timp ce Napoleon dădea acest ordin, ci chiar și când adjutantul tocmai părăsise Borodino, podul fusese deja recapturat și ars de ruși, chiar în bătălia la care a luat parte Pierre chiar de la începutul bătăliei.

Înțelegerea naturii structurii fine a unei zone de subducție este de o importanță cheie pentru fizica procesului seismotectonic. Rezultatul studiilor geofizice și geologice intensive ale zonelor de subducție din ultimele decenii sunt date noi privind structura acestei zone și caracteristicile seismicității. Ei au ridicat o serie de întrebări, ale căror răspunsuri nu pot fi obținute în cadrul modelului tectonicii plăcilor. Este de preferat să luăm în considerare aceste aspecte pe baza creșterii procese endogene, având o componentă verticală semnificativă a transferului de energie. Ne vom limita la a prezenta rezultatele unui număr de lucrări despre Kamchatka, Insulele Kurile și Japonia, care sunt larg cunoscute și destul de obiective.

În primul rând, să luăm în considerare caracteristicile apariției proceselor seismotectonice, care reflectă simultan condițiile manifestării lor. Acest lucru poate fi judecat din distribuția densității epicentrelor cutremurelor din Kamchatka (Fig. 5.6, [Boldyrev, 2002]). Zona seismică activă principală are o lățime de 200 - 250 km. Distribuția densității epicentrelor focarelor (denumite în continuare focare) în spațiu este complexă, cu zone izometrice și alungite de diferite densități de focare identificate.

Zonele cu densitate focală crescută formează un sistem de liniamente, dintre care cele mai vizibile coincid cu lovirea morfostructurilor din regiunea Kamchatka. Aceste zone sunt stabile în spațiu în perioada controlului instrumental, din 1962 până în 2000. Poziția zonelor slab seismice este, de asemenea, stabilă în spațiu. Rețineți că frecvența cutremurelor în aceste zone poate varia semnificativ. Acest lucru este arătat atunci când se implementează, de exemplu, algoritmi RTL [Sobolev și Ponomarev, 2003].

Fig. 5.6 Densitatea epicentrelor (N la 100 km pătrați) ale cutremurelor din Kamchatka din 1962-1998. (H=0-70km, kb > 8,5). Dreptunghi - zonă de înregistrare sigură a evenimentelor cu KB> 8.5. 1 - vulcani moderni, 2 - surse cu kb > 14,0, 3 - axa șanțului de adâncime, 4 - izobată - 3500m.

În Fig. 5.7. [Bodyrev, 2002]. După cum se poate observa, poziția zonelor seismice active și slab seismice este foarte stabilă în timp în aceasta perioada Control. Aceeași figură arată poziția surselor de cutremure puternice (K > 12,5), care coincid cu zonele de densitate crescută a surselor de cutremure slabe. Se poate afirma că evenimentele puternice au loc în zonele de activitate crescută a evenimentelor slabe, deși conform conceptelor mecaniciste ar trebui să aibă loc o descărcare a stresului acumulat în aceste zone.

Rezultatele analizei prezentate în Fig. 1 sunt foarte interesante. 5.8 [Boldyrev, 2000]. Partea superioară a figurii prezintă o secțiune verticală a distribuției densității hipocentrilor în celule de 10 pe 10 km și poziția secțiunii crusta-manta. Practic nu există centre în manta sub Kamchatka, în timp ce acestea predomină sub ecuatorul Oceanului Pacific. În partea de jos a figurii, autorul arată tendințele estimate în migrarea evenimentelor puternice de la 159°E. la 167 o est Viteza de „migrare” a focarelor este de 50 - 60 km/an, frecvența de activare este de 10 - 11 ani. În același mod, putem identifica tendințe ale evenimentelor cu nivel de energie mai scăzut care „se răspândesc” de la vest la est. Cu toate acestea, natura unor astfel de procese orizontale de transfer de energie elastică nu a fost discutată. Rețineți că schema proceselor care acționează orizontal de transfer elastic de energie nu este în acord cu pozițiile stabile observate în spațiul zonelor cu un nivel constant de seismicitate. Existența unor zone stabile cu fenomene seismice active este mai indicativă pentru apariția unor procese verticale de excitare a mediului, care au un anumit ritm într-o anumită perioadă.

Este posibil ca aceste procese să fie asociate cu diverse caracteristici ale mediului, reflectate în modelele de viteză (Fig. 5.9 și 5.10) [Tarakanov, 1987; Boldyrev și Katz, 1982]. Se remarcă imediat neomogenitățile care formează un mozaic complex de „blocuri” cu niveluri crescute sau scăzute de viteze (față de secțiunea de viteză medie conform lui Jeffreys). Mai mult, „blocurile”, în care vitezele sunt aproape constante, sunt situate într-o gamă largă de adâncimi, se evidențiază în contrast și cu o mare diferență de adâncime. În aceleași intervale de adâncime, vitezele undelor elastice pot fi atât mari, cât și scăzute. Vitezele din mantaua subcontinentală sunt mai mici decât cele din mantaua suboceanică la aceleași adâncimi. De asemenea, este necesar să se noteze cele mai mari valori ale gradienților de viteză.

Fig. 5.7 Distribuții spațiotemporale ale densității sursei (număr de evenimente pe 0,5 an în intervalul AY = 20 km) în trei linii longitudinale ale zonei seismice active Kamchatka. Pozițiile celor mai puternice 20 de cutremure din fiecare fâșie sunt marcate cu cruci.

Fig.5.8. Secțiune verticală (a) și modificări spațio-temporale ale densității focarelor (b) într-o fâșie de 20 km de-a lungul 55°N 1 - focare de cutremur Kb>12,5, 2 - proiecția zonei vulcanice moderne, 3 - proiecția axei lui. tranșee de adâncime.

Fig.5.9 Câmpuri de viteză ale undelor longitudinale (km/s) în zona focală de-a lungul profilului stației Hachinohe - Insula 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 - hipocentri ale celor mai puternice cutremure.

Fig. 5.10 Profilul latitudinal al modificărilor vitezelor undelor longitudinale (stația SKR - șanțul de adâncime), fluxul de căldură și anomaliile câmpului gravitațional. 1 - izolinii ale câmpului de viteză V; 2 - valorile vitezei pentru model standard Pământ; 3 - poziția suprafeței M și valorile vitezelor la limită în ea; 4 - modificarea fluxului de căldură de fond; 5 - anomalii ale câmpului gravitațional; 6 - vulcani activi; 7 - șanțul de adâncime, 8 - limitele stratului seismofocal.

Nivelul activității seismice (adică densitatea sursei) în zone are o corelație inversă cu viteza V? și direct cu factorul de calitate al mediului. În același timp, zonele cu viteze crescute sunt, de regulă, caracterizate printr-un nivel mai ridicat de atenuare [Boldyrev, 2005], iar hipocentrii celor mai puternice evenimente sunt situate în zone cu viteze crescute și se limitează la limitele „blocuri” cu viteze diferite [Tarakanov, 1987].

A fost construit un model de viteză generalizat al unui mediu bloc pentru zona seismofocală și împrejurimile acesteia [Tarakanov, 1987]. Zona focală este, de asemenea, eterogenă în ceea ce privește distribuția spațială a hipocentrilor și structura vitezei. În ceea ce privește grosimea, este ca un două straturi, adică zona seismofocală în sine și stratul adiacent de mare viteză (sau „bloc”) cu D V ~ (0,2 - 0,3 km/s). Cea mai puternică parte seismică a zonei este caracterizată de viteze anormal de mari, iar blocurile direct sub arcurile insulei și chiar mai adânc în direcția zonei focale seismice sunt caracterizate de viteze anormal de scăzute. O zonă seismofocală cu două straturi la anumite adâncimi a fost raportată și în alte lucrări [Stroenie..., 1987].

Aceste date pot fi considerate obiective, deși limitele „blocurilor” selectate ar putea să nu fi fost determinate suficient de precis. Distribuțiile observate ale vitezelor undelor seismice, caracteristicile tensiunilor și deformațiilor tectonice, precum și distribuția spațială a anomaliilor diferitelor câmpuri geofizice și hidrogeochimice nu pot fi realizate dacă ne imaginăm că zona focală seismică se află într-o mișcare constantă unidirecțională, după cum urmează din modelul plăcilor tectonice [Tarakanov și Kim, 1979 ; Boldyrev și Katz, 1982; Tarakanov, 1987; Boldyrev, 1987]. Aici, anomaliile de viteză sunt asociate cu variațiile de densitate, ceea ce poate explica mișcarea unui mediu vâscos într-un câmp gravitațional. Se observă că natura mișcărilor seamănă cu câmpurile dintr-o celulă convectivă, unde mișcările în sus pot fi transformate în mișcări orizontale ale mantalei superioare, care iese în evidență lângă creasta insulei. Poziția zonei seismofocale, conturul și panta acesteia sunt asociate cu interacțiunea mantalei decomprimate de sub marea marginală cu mediul mai dens de sub ocean.

Lucrările lui L.M. sunt de interes. Balakina, dedicat cercetării mecanismelor focarelor de cutremur în zonele de subducție ([Balakina, 1991, 2002] și literatura de specialitate). Arcul insulei Kuril-Kamchatka și insulele japoneze au fost explorate pe deplin. Pentru cutremure (M > 5,5) din cei 100 km superioare ai litosferei, a fost identificat un singur tip de mecanisme focale. În ea, unul dintre posibilele planuri de rupere este orientat stabil de-a lungul loviturii arcului insulei și are un unghi abrupt de înclinare (60 - 70°) spre șanțul de adâncime, al doilea - un plan plat (unghiul de incidență mai mic). peste 30°) nu are o orientare stabilă de-a lungul azimutului loviturii și a direcției de incidență . În primul plan, mișcarea dominantă este întotdeauna inversă, în timp ce în al doilea variază de la împingere la alunecare. Aceasta implică o orientare naturală a tensiunilor care acționează pentru adâncimi de până la 100 km: efortul de compresiune pe toată grosimea litosferei este orientat peste lovitura arcului insulei cu o înclinare spre șanțul de adâncime la unghiuri mici față de orizont. (20-25°). Tensiunile de tracțiune la aceste adâncimi sunt orientate abrupt, cu o înclinare spre bazinul din spate și o împrăștiere mare de-a lungul azimutului de lovire. Aceasta înseamnă că ideea că orientarea axelor tensiunilor de compresie sau de tensiune coincide cu vectorul de înclinare al zonei focale nu este justificată. De asemenea, L.M. Balakina notează că în focarele cutremurelor intermediare și profunde focale, niciuna dintre tensiunile de compresiune sau tensiune nu poate fi considerată a coincide în direcție cu vectorul de scufundare al zonei seismofocale. O analiză a mecanismelor focale a arătat că mișcarea subverticală a materiei are loc în litosferă și manta. Cu toate acestea, în manta, spre deosebire de litosferă, aceasta poate fi fie ascendentă, fie descendentă (Fig. 5.11). Prin urmare, zona seismofocală poate fi granița dintre zonele de ridicare și subsidență. Procesul de conducere pare să fie formarea și dezvoltarea structurilor de subsidență posterioare, cauzate de mișcarea maselor care acoperă întreaga manta superioară sub bazinul posterior (Balakina, 1991). Acest proces este asociat cu diferențierea gravitațională a materiei în regiunea tranzițiilor de fază între mantaua inferioară și superioară, adică procesul de mișcare începe de jos și nu de sus, după cum rezultă din modelul tectonicii plăcilor. Zona focală este o zonă de mișcări diferențiate la limita dintre mantaua bazinului posterior și mantaua oceanică. Redistribuirea continuă a maselor este însoțită și de mișcarea orizontală a acestora, a cărei dezvoltare în astenosferă determină ridicarea bazei secțiunii corespunzătoare a litosferei. Ca urmare, tensiunile sunt concentrate de-a lungul zonei focale și se acumulează deformații de forfecare, care determină modelele de distribuție a mecanismelor focale la diferite adâncimi, de la suprafață până la manta.

Ideile despre formarea zonelor seismofocale (zone de subducție) dezvoltate în lucrările citate sunt în mare măsură similare, iar mecanismele mișcărilor verticale sunt explicate și în modelul acreției verticale a materiei [Vertical..., 2003].

Cu toate acestea, rămân două seturi de întrebări. Primul grup: natura seismicității crustale slabe, zonele de seismicitate cvasi-staționare cu activități diferite, conjugarea zonelor de seismicitate slabă și mai puternică. Al doilea grup de întrebări este legat de natura modelelor de seismicitate și viteză cu focalizare profundă ale mediului.

Răspunsurile la primul grup de întrebări pot fi obținute din idei despre consecințele interacțiunii fluxurilor ascendente de gaze ușoare cu faza solidă a litosferei. Intensitatea evenimentelor seismice în diferite zone (seismitate modelată) este determinată de diferența dintre fluxurile de gaze ușoare ascendente și ciclicitatea acestora, adică uniformitatea seismului reflectă denivelarea corespunzătoare a fluxurilor ascendente de gaze ușoare.

Fig. 5.11 Schema mișcărilor diferențiale ale materiei în zona limită dintre mantaua activă a bazinului posterior și mantaua oceanică pasivă, care au loc în timpul tasării bazinului posterior (după Balakina). O secțiune verticală perpendiculară pe lovitura arcului. 1 - mișcări în jos pe periferia bazinului posterior; 2 - mișcări orizontale ale materiei în astenosferă sub panta insulei a șanțului; 3 - linii de ridicare a bazei litosferei, datorită mișcării materiei în astenosferă; 4,5 - orientarea tensiunilor: 4 - compresie, 5 - tensiune, care apar în timpul mișcărilor diferențiale ale materiei în litosferă și în partea inferioară a zonei focale; 6 - orientarea discontinuităților abrupte și a mișcărilor în litosferă; 7 - manta superioara sub bazinul din spate; 8 - manta superioară oceanică; 9 - zona focala; 10 discontinuități abrupte în partea de jos a zonei focale.

Natura proceselor de formare a structurii fine de viteză a mediului, după cum ni se pare, practic nu a fost discutată. Structura de viteză a mediului este destul de surprinzătoare în contrastul său. Structura de viteză externă a mediului seamănă cu zonele verticale (blocuri) cu seismicitate crescută sau scăzută, dar sunt situate în zona de tranziție a scoarței inferioare și a mantalei superioare (40-120 km). Schimbări Limită de vitezăîn structurile de blocuri verticale pot fi explicate nu numai pe baza modelelor pur de densitate (a căror origine trebuie discutată), ci și prin variații regim de temperatură, asociat cu efectele termice ale fluxurilor de hidrogen în creștere în diferite elemente structurale. Mai mult, în zona de tranziție de la mantaua superioară la crusta inferioară nu putem vorbi decât despre difuzia ascendentă a hidrogenului atomic în structurile cristaline. Aparent, fluxurile cu jet de hidrogen și heliu sunt posibile în direcția împachetării mai puțin dense a structurilor cristaline, similare cu cele observate în experimentele de laborator (Fig. 4.4 b, c, d). Acest lucru poate fi confirmat de datele privind variabilitatea rapidă a parametrilor de viteză ai mediului [Slavina et al., 2007].

Să discutăm posibilele mecanisme de modificare a proprietăților mediului în zonele cu jet de flux ascendent de hidrogen. Unul dintre mecanisme este asociat cu procesele de dizolvare a hidrogenului în structurile cristaline. Acesta este un proces endotermic. Deși căldura de dizolvare a hidrogenului nu este cunoscută pentru materialele roci, datele pentru materiale care nu formează compuși de hidrură pot fi utilizate pentru estimări. Această valoare poate fi de ordinul a 30 kcal/mol(N). Cu fluxuri ascendente continue de hidrogen atomic (cu condiția ca locurile libere și structurile defecte să fie ocupate de hidrogen) de ordinul a 1 mol N/m 2, scăderea temperaturii poate fi de 50-100°. Acest proces poate fi facilitat de textura anumitor structuri de limită, de exemplu, în zona focală seismică și zonele adiacente. De remarcat faptul că manifestările proceselor endoterme care însoțesc dizolvarea hidrogenului în structurile cristaline sunt intense în zonele de transformări structurale și materiale care realizează fluxul rheid al materiei. Posibilitatea unor astfel de procese este indicată de o serie de modele în propagarea undelor elastice. De exemplu, zonele verticale cu viteze crescute sunt caracterizate de un nivel mai ridicat de atenuare [Boldyrev, 2005]. Acest lucru se poate datora interacțiunii undelor elastice cu subrețeaua de hidrogen, a cărei concentrație este crescută în zonele cu temperaturi mai scăzute. Astfel de efecte sunt cunoscute în practica de laborator. Prezența unei subrețele de hidrogen după saturarea materialelor roci a fost înregistrată în studiile de difracție de raze X prin apariția reflexiilor suprastructurale la unghiuri mici (Fig. 4.2). În aceste reprezentări ale structurilor de viteză, sunt luate în considerare două tipuri de zone: o zonă cu un flux de hidrogen de fond normal în sus și o zonă cu o concentrație scăzută de hidrogen (anterior temperatura în această zonă a fost crescută), unde dizolvarea suplimentară a hidrogenului este posibil. Se poate observa că apariția în mediul geologic a unei stări bifazate a materiei la tensiune arterială crescută hidrogenul poate duce la o creștere a densității datorită împachetării mai dense a structurilor.

Cu toate acestea, poate fi luat în considerare un alt model pentru formarea diferențelor în structurile de viteză ale mediului. În timpul fluxurilor cu jet de hidrogen prin diferite structuri (de exemplu, în Fig. 4.4b), o anumită cantitate de căldură este transportată cu ea [Letnikov și Dorogokupets, 2001]. În cadrul acestor concepte, există structuri cu temperaturi ridicate și structuri cu temperaturi normale pentru adâncimile corespunzătoare. Dar toate acestea înseamnă că vitezele undelor elastice în diferite structuri se vor modifica în timp, iar timpul de schimbare poate fi foarte scurt, după cum arată L.B. Slavina și colegii.

În cadrul proceselor luate în considerare, unele proprietăți ale zonei focale seismice (zona de subducție) pot fi asociate cu procesele de interacțiune a fluxului ascendent de hidrogen de adâncime cu faza solidă. Zona seismofocală este o chiuvetă pentru gaze ușoare. O concentrație crescută de defecte structurale, așa cum sa discutat mai sus, poate duce la acumularea de hidrogen și heliu în defecte (locuri vacante), cu o densitate apropiată de densitatea lor în faze solide. Din acest motiv, densitatea materialului din zona seismofocală poate crește cu fracții de unități (g/cm 3). Acest lucru poate ajuta, de asemenea, la creșterea vitezei undelor elastice. Totuși, acest proces are loc pe fundalul unor fenomene la scară mai mare de tip planetar, cauzate aparent de transferul vertical de materie (mecanismul advecție-fluid [Belousov, 1981; Spornye.., 2002; 0keanization.., 2004; Pavlenkova, 2002; ]), precum și prin procese din straturile limită dintre mantaua și litosferă continentală și oceanică. Desigur, această zonă de frontieră ar trebui să aibă o serie de proprietăți unice. Formarea acestei zone și menținerea stării sale pe termen lung, destul de stabilă, este însoțită de apariția în ea, așa cum s-a menționat mai sus, a unor solicitări mari, creând o anumită textură de deformare. Textura de deformare poate avea, de asemenea, o contribuție semnificativă la creșterea vitezelor undelor elastice de-a lungul unor astfel de structuri de limită. Formarea și menținerea texturii de deformare este facilitată și de difuzia ascendentă a hidrogenului și heliului. Exemple de texturare (Fig. 4.1b) a materialelor roci când sunt saturate cu gaze ușoare au fost date mai sus. Trebuie remarcat faptul că structurile texturate au o concentrație crescută de defecte. Acest lucru contribuie la acumularea de gaze ușoare în ele și la manifestări de instabilitate a mediului datorită difuziei constante în sus a gazelor ușoare. Prin urmare, zona de limită, cunoscută și sub denumirea de zonă seismofocală, poate reprezenta și o structură în două faze, care îi afectează parametrii de viteză. Rețineți că starea de neechilibru a mediului geologic este ridicată valorile P-T parametrii pot fi un semn al apariției superplasticității. Acest lucru decurge din conceptele de laborator și observațiile de superplasticitate. Cu toate acestea, transferul acestor idei în condiții de mediu mai adânci de 150-200 km nu are încă o bază reală.

Acum despre natura cutremurelor cu focalizare profundă, sau mai precis, desigur, să vorbim despre natura pregătirii și apariției „mișcărilor” cu focalizare profundă la scară largă. Mai mult decât atât, la baza acestor idei se află trăsăturile fenomenelor seismice caracterizate printr-o componentă de forfecare a mișcărilor în așa-numita „sursă” cu focalizare profundă. Principalele idei despre aceasta se bazează în prezent pe modelul plăcilor tectonice. Cu toate acestea, acest model este tot mai criticat [Spornye..., 2002; Oceanizare..., 2004]. Volumul acumulat de date geologice și geofizice pune la îndoială realitatea acestui model. În cadrul modelului tectonicii plăcilor, apariția mișcărilor de focalizare profundă a fost asociată cu tranzițiile de fază olivino-spinel la anumite R-T condiţiile din straturile limită ale unei plăci oceanice reci descendente [Kalinin et al., 1989]. Limitele de fază într-o placă de subductie sunt reprezentate de zone slăbite mecanic de-a lungul cărora are loc alunecarea segmentelor de plăci rigide subductive cu o anumită participare a „fazei fluide” [Rodkin, 2006], adică. punctul focal este zona de alunecare. În cadrul acestui model, ei încearcă, de asemenea, să explice curbele ascuțite ale plăcilor subductoare, identificate din hipocentrele cutremurelor de adâncime și din datele tomografiei seismice. Aceste îndoiri ascuțite ale plăcilor sunt, de asemenea, asociate cu tranziții de fază la anumite adâncimi și cu pierderea corespunzătoare a rigidității acestor plăci. Totuși, aceasta nu ține cont de natura forțelor (în cadrul modelului tectonicii plăcilor) care determină mișcarea plăcii în jos. Este posibil să explicăm mișcarea orizontală a plăcii după îndoire prin acțiunea acestor forțe? Este posibil să se schimbe apoi direcția în jos a mișcării plăcii? Aceste întrebări trebuie luate în considerare. Rămâne, de asemenea, o întrebare cu privire la natura contrastului ascuțit al limitelor plăcii descendente. Aceste probleme nu sunt discutate în modelul plăcilor tectonice și nu pot fi explicate în acesta.

Ținând cont de cele de mai sus, precum și de numeroasele date de cercetare, este necesar să fim de acord cu cei care arată vulnerabilitatea ideilor tectonicei plăcilor. Zona Zavaritsky-Benioff este limita a două medii, litosferă-manta continentală și litosferă-manta oceanică. Aceste medii au o influență majoră asupra structurii limitelor și dinamicii acesteia. Cu toate acestea, o serie de caracteristici ale structurii de graniță indică faptul că este o chiuvetă puternică de gaze ușoare, în principal hidrogen, de la miez la suprafață.

Fluxurile ascendente de hidrogen au o natură cu jet și pot fi controlate prin limite clar definite, care sunt determinate de caracteristicile structurale ale mediului. Acest lucru a fost arătat în modelarea de laborator (Fig. 4.4b, c, d). După cum sa menționat deja, spre suprafață concentrația de hidrogen va crește. Treptat, locurile defecte (dislocații, locuri libere, defecte de stivuire etc.) vor fi ocupate de hidrogen și curgerea acestuia se va produce doar prin interstiții. Prin urmare, principalul obstacol în calea curgerii vor fi structurile defecte și elementele de textura de deformare deja ocupate de hidrogen. Hidrogenul va începe să se acumuleze în interstiții și va elibera defecte structurale, provocând tensiuni structurale.

Este cunoscută stratificarea verticală și suborizontală a mantalei superioare. Natura stratificației mantalei superioare este considerată pe baza mecanismelor de convecție termică, advectiv-polimorfă și fluidă. Analiza acțiunii acestor procese a fost luată în considerare în lucrările lui [Pavlenkova, 2002]. Pe baza acestei analize, s-a ajuns la concluzia că stratificarea mantalei superioare poate fi explicată cel mai pe deplin prin acțiunea mecanismului fluidului [Letnikov, 2000]. Esența mecanismului luat în considerare aici este că, datorită mobilității semnificative a fluidelor, materialul mantalei se ridică destul de repede (comparativ cu fluxul convectiv) de-a lungul zonelor slăbite sau falii. La unele adâncimi persistă, formând straturi cu concentrație crescută de fluid. Mișcarea în sus a materiei profunde depinde de permeabilitatea mantalei superioare. Astfel de zone de permeabilitate sunt structuri înclinate de manta, inclusiv așa-numitele zone de subducție, în esență o zonă de joncțiune a două structuri diferite. Aceste zone au îndoituri, iar în unele cazuri, îndoirile au unghiuri apropiate de unghiurile drepte.

Cu toate acestea, zonele de „permeabilitate” din mantaua superioară nu pot avea crăpături, deci pot fi permeabile doar la gazele ușoare (prin fluid ar trebui să se înțeleagă doar gazele ușoare), care formează fazele de intruziune. Acestea sunt hidrogen și heliu. Zonele de îndoire par a fi zone de acumulare de hidrogen în structurile cristaline. Se poate presupune că fluxul de hidrogen din miezul exterior este cvasi-constant, astfel încât acumularea de hidrogen în aceste zone se va încheia cu pătrunderea sa în structurile de deasupra. Un exemplu de astfel de comportament al hidrogenului poate fi o străpungere a jetului (vezi Fig. 4.4 c, d și 4.7-4.10). Această descoperire va fi însoțită de o restructurare de jos în sus a structurilor cristaline extinse, manifestată prin deformarea sa rapidă, i.e. ceea ce se numește un cutremur cu focalizare profundă. Desigur, nu există discontinuitate în acest proces. În sprijinul acestui model, putem cita date despre ciclicitatea sau ritmicitatea cutremurelor cu focalizare profundă cu o periodicitate de 7-8 ani [Polikarpova et al., 1995], care reflectă indirect atât magnitudinea fluxului de hidrogen în adâncime, cât și caracteristici ale interacțiunii acestui flux cu faza solidă și reacția acesteia la acest flux.

În loc de o concluzie.

Procesele endogene din așa-numitele zone de subducție funcționează la o scară care le depășește semnificativ pe cele regionale. Măsurătorile perturbărilor din diferite câmpuri în zonele locale pot oferi informații despre activarea proceselor spațiale sau locale. Cu toate acestea, ele nu pot ajuta la evaluarea și prezicerea reacției locale a mediului în anumite zone. În același timp, o rețea densă de monitorizare, acolo unde este posibil, poate ajuta la delimitarea zonei regionale de excitație endogenă a mediului, dar cu greu poate indica locația probabilă a unui eveniment puternic.

Pentru a gestiona orice, trebuie să luați în considerare faptele în masă și, chiar mai bine, să le înțelegeți.