Obrácení polarity subdukce - Subduction polarity reversal - Wikipedia

Koncept převrácení polarity subdukce

Obrácení polarity subdukce je geologický proces, při kterém dvě role sbíhajících se desek mění role: Přečnívající deska se stává deskou klesající a naopak. Existují dvě základní jednotky, které tvoří a subdukční zóna. Skládá se z převažující desky a subdukční desky.[1] Dvě desky se pohybují směrem k sobě kvůli tektonické síly.[1] Převažující deska bude na horní straně subduktovací desky.[1] Tento typ tektonické interakce se vyskytuje u mnoha hranice desek.[1]

Někteří geologové však navrhují, aby role převažující desky a subduktující desky nezůstaly stejné po neomezenou dobu.[2] Jejich role se vymění, což znamená, že deska, která se původně poddává, se stane převažující deskou.[2] Tento jev se nazývá subdukční spínač,[3] převrácení polarity subdukce[4] nebo obrácení polarity subdukce.[2]

Příklady subdukčních systémů s obrácenou polaritou subdukce jsou:

Pozadí

Fenomén obrácení polarity subdukce byl identifikován při kolizi systému subdukce uvnitř oceánu,[12] což je kolize dvou oceánské desky.[1] Když dvě oceánské desky migrují k sobě, jedna subduktuje pod druhou. Oceánská deska s vyšší hustotou obecně subduktuje pod druhou a druhá potlačuje sestupnou desku.[1] Proces pokračuje až do vztlaku kontinentální marže sedící na horní straně subduktující desky je zaveden do sestupné desky.[2][4] Subdukce desky se zpomaluje a může dokonce přestat.[2][4] Geologové navrhují různé možné modely k předpovědi toho, jaký bude další krok pro systém subdominace uvnitř oceánu za účasti vztlaku Kontinentální kůra.[2][4] Jedním z možných výsledků je obrácení polarity subdukce.[4][11][12][13][14][15]

Modely přepólování subdukční polarity

I když mnoho geologů souhlasí, že po zapojení vztlaku Kontinentální kůra, může dojít k obrácení polarity subdukce, mají odlišné názory na mechanismy vedoucí ke změně směru subdukce. Neexistuje tedy jediný model, který by představoval obrácení polarity subdukce. Jak geologové modely vyvíjejí, závisí na parametrech, na které se zaměřují.[1] Někteří geologové se pokoušejí konstruovat modely obrácení subdukce laboratorními experimenty[2][12][13] nebo pozorování.[4][16] Existují tři běžné modely: odlomení desky,[4] dvojitá konvergence[16] a litosférický rozpad.[2]

Modely rozbití desek[4] a dvojitá konvergence jsou založeny na pozorováních geologů,[16] a model rozpadu litosféry je založen na experimentu simulace.[2]

Kritéria pro obrácení polarity subdukce jsou

  1. Intra oceánský subdukční systém se vztlakovou kontinentální deskou
  2. Subdukční systém přestává se zapojením kontinentální desky
  3. Stará deska se odlomí[2][4]

Různé modely představující obrácení polarity subdukce velmi závisí na parametrech, které geologové zvažovali. Zde je souhrnná tabulka zobrazující srovnávací modely.

RozdílOdlomení deskyDvojitá konvergenceLitosférický rozpad
Důvody odlomení deskyTahová síla na starou deskuBoční posouvání u nové deskyJiž existující porucha vede k proniknutí nové desky
Ubytování nové deskyOkno pláštěHluboký pohyb úderemPrůnik nové desky odlomí starou desku

Odlomení desky

Tento model byl vyvinut analýzou geologického průřezu podél kolize mezi Euroasijská deska a Filipínská mořská deska, což je místo probíhajícího převrácení polarity subdukce.[4]

Když dva oceánské desky migrují k sobě, jedna deska přepíše druhou a vytvoří subdukční systém. Později lehký a vzrušující pasivní kontinentální marže zavedený do tohoto systému způsobí zastavení subdukční systém.[4] Na jedné straně vztlaková deska odolává subdukci pod převažující deskou.[4] Na druhou stranu hustý oceánský deska na subduktivní desce se raději pohybuje dolů.[4] Tyto opačné síly vygenerují a tahová síla nebo gravitační nestabilita směrem dolů deska a vést k odlomení desky.[17] Prostor, kde se odlamovací deska odděluje, vytvoří okno pláště.[4] Následně méně hustý kontinentální okraj vytvoří převažující desku, zatímco oceánská deska se stane subduktující deskou.[4] Směr subdukčního systému se mění, protože odlomení desky vytváří prostor, který je hlavním parametrem tohoto modelu.[4]

Vývojový diagram ukazující, jak je obrácení subdukce iniciováno odlamovací deskou na subduktující desce: Hnědá barva je méně hustá kontinentální kůra; Bílá barva je oceánská kůra; 1. Dvě desky se pohybují směrem k sobě; 2. Plovoucí kontinentální kůra odolává subdukci; 3. Okno pláště je vytvořeno gravitační nestabilitou; 4. Vyvíjí se nová subduktivní deska

Model dvojité konvergence

Tento model byl vyvinut na základě geologického vývoje subdukce alpských a apeninských hor.[16]

Podobně se dvě oceánské desky pohybují směrem k sobě. Proces subdukce ustává se zapojením plovoucího kontinentálního bloku. Na vrchní desce je vytvořena nová deska kvůli regionálnímu stlačení a rozdílu v hustotě mezi kontinentálním blokem a oceánskou deskou.[16] An orogenní klín je postaven.[16] Existuje však zjevný prostorový problém ohledně toho, jak pojmout dvě desky. Řešením je nově se vyvíjející deska se pohybuje nejen svisle, ale také bočně, což vede k hlubokému úderu.[16] Vývoj koexistence dvou protilehlých desek je popsán jako oboustranná subdukce[18] nebo dvojnásobně konvergentní klín.[16] Nakonec vývoj nové desky roste a sklouzne na starou desku. Stará deska se odlomí a orogenní klín se zhroutí. Nová deska zastaví boční pohyb a subduktuje pod ním.[16] Směr subdukčního systému se mění.[16]

Vývoj modelu dvojnásobné konvergence: Hnědá barva představuje kontinentální desku; Bílá barva představuje oceánskou desku; C1. Deska s kontinentálními a oceánskými deskami pod sebou; 2. Kontinentální blok se zapojuje do subdukce budováním orogenního klínu; 3. Vyvíjí se nová deska a dvě desky vykazují hluboký pohyb úderu (dvojitý kruh znamená směřující ven z obrazovky; kříž uvnitř kruhu znamená směřující do obrazovky; 4. nová deska se pohybuje dále dolů; 5. stará deska se zlomí off; 6. Nová deska subducts pod.

Rozpad litosféry

Model rozpadu litosféry je simulován experimenty s uhlovodíky v laboratoři.[2] Vědci nastavili nastavení subdukční zóny, která je analogická s uhlovodíky s různou hustotou představující různé vrstvy v subdukční zóna.[2]

Počáteční nastavení simulovaného subdukční zóna model je omezen dvěma písty. Píst připojený k převažující desce je zajištěn, zatímco píst spojující se se subduktující deskou je vystaven konstantní rychlosti stlačení.[2] Ještě důležitější je, že je relativně tenký magmatický oblouk a již existující poklesy poruch směrem k subduktující desce u převažující desky.[2] K oddělení již existující poruchy dochází při vztlaku kontinentální marže je v kontaktu s hlavní deskou.[2] Je to proto, že vztlak vznáší odpor subdukce a výrazně zvyšuje třecí síla v kontaktní oblasti.[2] Subdukce se poté zastaví. Následně se nová subduktivní deska vyvíjí na převažující desce s kontinuálním stlačováním.[2] Nová vývojová deska nakonec pronikne a rozbije starou desku.[2] Je vytvořena nová subdukční zóna s opačnou polaritou než předchozí.[2]

Ve skutečnosti je magmatický oblouk relativně slabá zóna na převažující desce, protože má tenkou litosféru a je dále oslabena vysokým tepelným tokem[19][20] a horká tekutina.[21][22] Již existující poruchy v této simulaci jsou běžné také v magmatickém oblouku.[23] Tento experiment je úspěšnou analogií s obrácením polarity subdukce, ke kterému dochází na Kamčatce v raném eocénu[7][24] a aktivní příklad v oblasti Tchaj-wanu[2][11] stejně jako na Timoru.[25][26]

A. Chemenda Experiment nastavení modelu rozpadu litosféry: Bílá barva označuje oceánskou desku (vyšší hustota); Hnědá barva označuje kontinentální desku (nižší hustota); zelená barva označuje již existující poruchu; Desky představované uhlovodíky se vznášejí v astenosféře představované vodou.
Vývojový diagram ukazující, jak je obrácení subdukce iniciováno již existující poruchou na převažující desce. 1: Kompresní tlačení; 2: Nová deska se vyvíjí se selháním poruchy; 3: Nová deska proniká; 4: Nová deska rozbije starou desku

Tchaj-wan jako aktivní příklad převrácení obrácení subdukce

Mapa Tchaj-wanu ukazuje polohu geologického průřezu a hlavní subudukce

Ostrý kontrast terénních forem na Tchaj-wanu láká mnoho lidí ke zkoumání. Severní část Tchaj-wanu má mnoho rovin, jako jsou Ilan Plain a Pingtung Plain,[27] zatímco jižní část Tchaj-wanu je soustředěna s mnoha vysokými horami Yushan dosahující přibližně 3950 metrů. Tento obrovský rozdíl v topografii je důsledkem převrácení polarity subdukce.[4] Většina modelů studujících tento jev se zaměří na aktivní kolizi na Tchaj-wanu, která zjevně odhaluje začínající stádia obrácení subdukce.[4][11][12][13][14][15]

Kolize N-trendového Luzonova oblouku Philippine Sea plate (PP) s E-trendy Euroasijská deska (EP) začalo v polovině miocénu[4] formování systému zaoceánského subdukce.[12][28] Tímto procesem byl vytvořen Tchaj-wan. Topografický rozdíl jih-sever na Tchaj-wanu je jako kniha příběhů, která vypráví o vývoji v subdukční zóně. The Philippine Sea plate subduktů pod Euroasijská deska v jihozápadní části WEP (západní okraj severně ponořené filipínské mořské desky),[4] a druhý přepíše bývalý v severovýchodní části WEP.[4] Srážka mezi dvěma deskami začala na severním Tchaj-wanu a šířila se na jih s mladší oblastí v jižní části. Každá počáteční fáze procesu obrácení subdukce mohla být studována korelací průřezů v různých částech Tchaj-wanu.[29]

1) Průřez A-A ' [4] (Post-collision): Pasivní kontinentální okraj Euroasijská deska, nadnášená kontinentální kůra, přepíše Filipínská mořská deska Euroasijská deska prochází litosférickým protahováním a formuje Okinawa koryto.
2) Průřez B-B ':[4] The Filipínská mořská deska subduktů pod Euroasijská deska, a Ryukyu příkop vrátit zpět vede k rozsáhlému zhroucení tchajwanského orogenního klínu.[27] Směr subdukce se mění v průřezu C-C '.
3) Průřez C-C ':[4] Drastická kolize mezi dvěma destičkami vytváří akreční klín a vytváří orogenní pás. Tchaj-wanské orogeny dosáhly maximální výšky se stejným množstvím eroze a rychlosti růstu.[30] Úhel desky je téměř 80 stupňů klesající dolů.[31]
4) Průřez D-D ':[4] The Euroasijská deska se aktivně podrobuje Philippine Sea plate na 80 mm / rok podél příkopu v Manile.[27] Deska proniká do pláště a objem taveniny v klínu pláště se stále zvyšuje. Mezitím úhel subdukční desky není tak strmý jako v průřezu C-C '.[31] Akreční klín byl právě vyvinut.
5) Průřez E-E [4](Pre-Collision): Deska proniká pod Philippine Sea plate a přináší vodnaté materiály pro generování a plášťový klín[4] a Luzonský sopečný oblouk.

Viz také

Reference

  1. ^ A b C d E F G Srážka na oblouku | Dennis Brown | Springer. Hranice ve vědách o Zemi. Springer. 2011. ISBN  9783540885573.
  2. ^ A b C d E F G h i j k l m n Ó str q r s t Chemenda, A. I .; Yang, R.K; Stephan, J. -F .; Konstantinovskaya, E. A .; Ivanov, G. M. (10. 4. 2001). "Nové výsledky fyzikálního modelování srážek mezi oblouky a kontinenty na Tchaj-wanu: evoluční model". Tektonofyzika. 333 (1–2): 159–178. Bibcode:2001 Tectp.333..159C. doi:10.1016 / S0040-1951 (00) 00273-0.
  3. ^ Willett, S. D .; Beaumont, C. (1994-06-23). „Subdukce asijského litosférického pláště pod Tibetem byla odvozena z modelů kontinentální srážky“. Příroda. 369 (6482): 642–645. Bibcode:1994 Natur.369..642W. doi:10.1038 / 369642a0.
  4. ^ A b C d E F G h i j k l m n Ó str q r s t u proti w X y z aa ab Teng, Louis S .; Lee, C. T .; Tsai, Y. B .; Hsiao, Li-Yuan (02.02.2000). „Odlomení desky jako mechanismus překlopení polarity subdukce na Tchaj-wanu“. Geologie. 28 (2): 155–158. doi:10.1130 / 0091-7613 (2000) 28 <155: sbaamf> 2.0.co; 2. ISSN  0091-7613.
  5. ^ Ryan, P. D .; Dewey, J. F. (01.01.2011). Kolize s obloukem. Hranice ve vědách o Zemi. Springer Berlin Heidelberg. 373–401. doi:10.1007/978-3-540-88558-0_13. ISBN  9783540885573.
  6. ^ A b Molli, G .; Malavieille, J. (2010-09-28). „Orogenní procesy a geodynamický vývoj Korsiky / Apenin: poznatky z Tchaj-wanu“. International Journal of Earth Sciences. 100 (5): 1207–1224. Bibcode:2011IJEaS.100.1207M. doi:10.1007 / s00531-010-0598-r. ISSN  1437-3254.
  7. ^ A b Konstantinovskaia, E. A (2001-04-10). „Srážka obloukem a obrácení subdukce v kenozoickém vývoji severozápadního Pacifiku: příklad z Kamčatky (SV Rusko)“. Tektonofyzika. 333 (1–2): 75–94. Bibcode:2001 Tectp. 333 ... 75 tis. doi:10.1016 / S0040-1951 (00) 00268-7.
  8. ^ Hamilton, Warren Bell; Pertambangan, Indonésie Odletující; Development, United States Agency for International (01.01.1979). Tektonika indonéské oblasti. Americký vládní úřad Tisk. Vypnuto.
  9. ^ McCaffrey, Robert; Molnár, Peter; Roecker, Steven W .; Joyodiwiryo, Yoko S. (10.05.1985). „Seismicita mikroearthake a řešení poruchových rovin související s kolizí mezi oblouky a kontinenty ve východním oblouku Sunda, Indonésie“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 90 (B6): 4511–4528. Bibcode:1985JGR .... 90,4511M. doi:10.1029 / JB090iB06p04511. ISSN  2156-2202.
  10. ^ „Struktura a dynamika subduktované litosféry ve středomořské oblasti“. Sborník Koninklijke Nederlandse Akademie van Wetenschappen. 95 (3). ISSN  0924-8323.
  11. ^ A b C d Chemenda, A. I .; Yang, R. K.; Hsieh, C. -H .; Groholsky, A. L. (1997-06-15). "Evoluční model kolize na Tchaj-wanu založený na fyzickém modelování". Tektonofyzika. Úvod do aktivní kolize na Tchaj-wanu. 274 (1): 253–274. Bibcode:1997Tectp.274..253C. doi:10.1016 / S0040-1951 (97) 00025-5.
  12. ^ A b C d E Clift, Peter D .; Schouten, Hans; Draut, Amy E. (01.01.2003). „Obecný model kolize kontinentu s obloukem a obrácení polarity subdukce z Tchaj-wanu a irských Caledonidů“. Geologická společnost, Londýn, speciální publikace. 219 (1): 81–98. Bibcode:2003GSLSP.219 ... 81C. doi:10.1144 / GSL.SP.2003.219.01.04. ISSN  0305-8719.
  13. ^ A b C Lallemand, Serge; Písmo, Yvonne; Bijwaard, Harmen; Kao, Honn (10.7.2001). „Nové poznatky o interakci 3D desek poblíž Tchaj-wanu z tomografie a tektonických implikací“. Tektonofyzika. 335 (3–4): 229–253. Bibcode:2001 Tectp.335..229L. doi:10.1016 / S0040-1951 (01) 00071-3.
  14. ^ A b Baes, Marzieh; Govers, Rob; Wortel, Rinus (01.12.2011). „Přepínání mezi alternativními reakcemi litosféry na kontinentální kolizi“. Geophysical Journal International. 187 (3): 1151–1174. Bibcode:2011GeoJI.187.1151B. doi:10.1111 / j.1365-246X.2011.05236.x. ISSN  0956-540X.
  15. ^ A b Seno, Tetsuzo (1977-10-20). "Okamžitý vektor rotace filipínské mořské desky vzhledem k euroasijské desce". Tektonofyzika. 42 (2): 209–226. Bibcode:1977Tectp..42..209S. doi:10.1016/0040-1951(77)90168-8.
  16. ^ A b C d E F G h i j Vignaroli, Gianluca; Faccenna, Claudio; Jolivet, Laurent; Piromallo, Claudia; Rossetti, Federico (01.04.2008). „Obrácení polarity subdukce na křižovatce mezi západními Alpami a severními Apeniny v Itálii“. Tektonofyzika. 450 (1–4): 34–50. Bibcode:2008Tectp.450 ... 34V. doi:10.1016 / j.tecto.2007.12.012.
  17. ^ Shemenda, Alexander I. (1994-09-30). Subduction: Insights from Physical Modeling. Springer Science & Business Media. ISBN  9780792330424.
  18. ^ Tao, Winston C .; O'connell, Richard J. (06.06.1992). „Ablativní subdukce: Dvoustranná alternativa ke konvenčnímu subdukčnímu modelu“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 97 (B6): 8877–8904. Bibcode:1992JGR .... 97,8877T. doi:10.1029 / 91JB02422. ISSN  2156-2202.
  19. ^ Currie, Claire A .; Hyndman, Roy D. (01.08.2006). Msgstr "Tepelná struktura zpětných oblouků subdukční zóny". Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 111 (B8): B08404. Bibcode:2006JGRB..111.8404C. doi:10.1029 / 2005JB004024. ISSN  2156-2202.
  20. ^ Currie, C. A; Wang, K; Hyndman, Roy D; On, Jiangheng (2004-06-30). „Tepelné účinky proudění pláště v ustáleném stavu nad subduktující deskou: subdukční zóna Cascadia a backarc.“ Dopisy o Zemi a planetách. 223 (1–2): 35–48. Bibcode:2004E a PSL.223 ... 35C. doi:10.1016 / j.epsl.2004.04.020.
  21. ^ Arcay, D .; Doin, M.-P .; Tric, E .; Bousquet, R .; de Capitani, C. (2006-02-01). "Převažující ztenčení desky v subdukčních zónách: Lokální konvekce vyvolaná dehydratací desky". Geochemie, geofyzika, geosystémy. 7 (2): Q02007. Bibcode:2006GGG ..... 7.2007A. doi:10.1029 / 2005GC001061. ISSN  1525-2027.
  22. ^ Honda, Satoru; Yoshida, Takeyoshi (01.01.2005). „Aplikace modelu konvekce malého rozsahu pod ostrovním obloukem do subdukční zóny SV Honšú“. Geochemie, geofyzika, geosystémy. 6 (1): Q01002. Bibcode:2005GGG ..... 6.1002H. doi:10.1029 / 2004GC000785. ISSN  1525-2027.
  23. ^ Toth, John; Gurnis, Michael (10.08.1998). "Dynamika iniciace subdukce v již existujících poruchových zónách" (PDF). Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 103 (B8): 18053–18067. Bibcode:1998JGR ... 10318053T. doi:10.1029 / 98JB01076. ISSN  2156-2202.
  24. ^ Konstantinovskaia, Elena A (2000-10-15). „Geodynamika srážky raně eocénního oblouku a kontinentu rekonstruovaná z orogénního pásu Kamčatka, SV Rusko“. Tektonofyzika. 325 (1–2): 87–105. Bibcode:2000 Tectp. 325 ... 87 tis. doi:10.1016 / S0040-1951 (00) 00132-3.
  25. ^ Silver, Eli A .; Reed, Donald; McCaffrey, Robert; Joyodiwiryo, Yoko (10.9.1983). „Back arc strust in the Eastern Sunda Arc, Indonesia: Důsledek srážky mezi obloukem a kontinentem“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 88 (B9): 7429–7448. Bibcode:1983JGR .... 88,7429S. doi:10.1029 / JB088iB09p07429.
  26. ^ Snyder, D. B .; Prasetyo, H .; Blundell, D. J .; Pigram, C. J .; Barber, A. J .; Richardson, A .; Tjokosaproetro, S. (01.02.1996). „Dvojitý dvojnásobně prudký orogen v srážkové zóně kontinentu a oblouku v pásmu Banda Arc, jak je pozorováno na profilech hlubokých seismických odrazů“. Tektonika. 15 (1): 34–53. Bibcode:1996Tecto..15 ... 34S. doi:10.1029 / 95TC02352. ISSN  1944-9194.
  27. ^ A b C Angelier, Jacques; Chang, Tsui-Yu; Hu, Jyr-Ching; Chang, Chung-Pai; Siame, Lionel; Lee, Jian-Cheng; Deffontaines, Benoît; Chu, Hao-Tsu; Lu, Chia-Yü (10.03.2009). „Dochází k extruzi na obou koncích taiwanského nárazového pásu? Pohledy z aktivních studií deformace v oblastech Ilan Plain a Pingtung Plain“. Tektonofyzika. Geodynamika a aktivní tektonika ve východní Asii. 466 (3–4): 356–376. Bibcode:2009Tectp.466..356A. doi:10.1016 / j.tecto.2007.11.015.
  28. ^ Leat, P. T .; Larter, R. D. (01.01.2003). „Intraceanské subdukční systémy: úvod“. Geologická společnost, Londýn, speciální publikace. 219 (1): 1–17. Bibcode:2003GSLSP.219 .... 1L. doi:10.1144 / GSL.SP.2003.219.01.01. ISSN  0305-8719.
  29. ^ Van Avendonk, Harm J. A .; McIntosh, Kirk D .; Kuo-Chen, Hao; Lavier, Luc L .; Okaya, David A .; Wu, Francis T .; Wang, Chien-Ying; Lee, Chao-Shing; Liu, Char-Shine (01.01.2016). „Litosférický profil napříč severním Tchaj-wanem: od srážky kontinentálního oblouku po prodloužení“. Geophysical Journal International. 204 (1): 331–346. Bibcode:2016GeoJI.204..331V. doi:10.1093 / gji / ggv468. ISSN  0956-540X.
  30. ^ Suppe, J. (1984). „Kinematika srážek mezi oblouky a kontinenty, převrácení subdukce a šíření backarcu poblíž Tchaj-wanu“ (PDF). Mem. Geol. Soc. Čína (6): 21–33.
  31. ^ A b Ustaszewski, Kamil; Wu, Yih-Min; Suppe, John; Huang, Hsin-Hua; Chang, Chien-Hsin; Carena, Sara (2012-11-20). „Hranice kůry – pláště v kolizním systému oblouk-kontinent Tchaj-wan-Luzon určené z lokální zemětřesné tomografie a 1D modelů: Důsledky pro režim obrácení subdukční polarity“. Tektonofyzika. Geodynamika a životní prostředí ve východní Asii. 578: 31–49. Bibcode:2012Tectp.578 ... 31U. doi:10.1016 / j.tecto.2011.12.029.