Тектоническое проседание - Tectonic subsidence

Тектоническое проседание это тонущий Земли корка в крупном масштабе, относительно особенностей земной коры или геоид.[1] Движение корковые плиты и жилые помещения, созданные нарушение[2] создавать просадки в больших масштабах в различных средах, включая пассивная наценка, авлакогены, преддуговые бассейны, форландские бассейны, межконтинентальные бассейны и раздвижные бассейны. В тектонических средах, в которых происходит проседание, характерны три механизма: растяжение, охлаждение и нагружение.[3]

Механизмы

Расширение

Нормальные разломы, распространяющие кору через горст и грабен системы

Если литосфера претерпевает горизонтальное растяжение при нормальном разломе или центр рифтинга, кора будет растягиваться до тех пор, пока не произойдет разлом, либо системой нормальные неисправности (что создает горсты и грабенс ) или системой листрические ошибки. Эти системы разломов позволяют региону растягиваться, одновременно уменьшая его толщину. Более тонкая корка опускается по сравнению с более толстой недеформированной коркой.[3]

Охлаждение

Вес вызывает изгиб и оседание коры

Растяжение / истончение литосферы во время рифтогенеза приводит к региональному сужению литосферы (высота верхней поверхности уменьшается, а нижняя граница повышается). Нижележащая астеносфера пассивно поднимается, замещая истонченную мантийную литосферу. Впоследствии, после окончания периода рифтинга / растяжения, эта неглубокая астеносфера постепенно остывает обратно в мантийную литосферу в течение многих десятков миллионов лет. Поскольку мантийная литосфера более плотная, чем астеносферная мантия, это охлаждение вызывает опускание. Это постепенное оседание из-за охлаждения известно как «термическое проседание».[4]

Загрузка

Добавление веса осаждение из эрозия или орогенные процессы, или нагрузка вызывает депрессию и проседание земной коры. Осадки накапливаются в жилых помещениях на минимально возможной высоте. Скорость и величина седиментации контролируют скорость, с которой происходит оседание. Напротив, в орогенный процессов, горообразование создает большую нагрузку на земную кору, вызывая изгибные впадины в прилегающих литосферный корочка.[2]

Субдукционная эрозия

Основная статья: Субдукционная эрозия

Среды

Тектонически неактивный

Эти параметры не являются тектонически активными, но все же испытывают крупномасштабное опускание из-за тектонических особенностей земной коры.

Внутриконтинентальные бассейны

Формирование пассивной маржи
Раздвижной бассейн, созданный сдвиговыми разломами
Поперечное сечение раздвижной чаши

Внутриконтинентальные бассейны - это большие ареальные депрессии, которые тектонически неактивны и не находятся вблизи границ плит.[2] Было выдвинуто несколько гипотез, объясняющих это медленное, долгоживущее оседание:[2] длительное охлаждение с момента распада Пангея, взаимодействие деформации по краю впадины и глубинной динамики земли.[5]

Экстенсиональный

В этих средах может происходить тектоническое проседание по мере разрыва земной коры.

Пассивная наценка

Успешный рифтинг создает центр распространения[2] как срединно-океанический хребет, который постепенно удаляется от береговых линий по мере образования океанической литосферы. Из-за этой начальной фазы рифтогенеза кора в пассивная маржа тоньше, чем прилегающая корка, и опускается, образуя пространство для размещения. Накопление неморских отложений образует в жилых помещениях конус выноса. По мере развития рифтинга формируются листрические системы разломов и происходит дальнейшее погружение, в результате чего образуется океанический бассейн. После прекращения рифтогенеза охлаждение вызывает дальнейшее погружение коры, а нагрузка осадком вызовет дальнейшее тектоническое проседание.[3]

Авлакогены

Авлакогены возникают на разломах, где континентальная кора полностью не расщепляется. Подобно нагреву литосферы, который происходит во время формирования пассивных окраин, проседание происходит из-за прогиба нагретой литосферы по мере распространения. Как только силы растяжения прекращаются, оседание продолжается из-за охлаждения.[2]

Столкновение

В этих условиях может происходить тектоническое проседание, когда плиты сталкиваются друг с другом или под ними.

Раздвижные бассейны

Раздвижные бассейны имеют кратковременное проседание, возникающее в результате сдвиговых сдвигов. Умеренные сдвиговые разломы создают изгибы растяжения, а противоположные стены отделяются друг от друга. Возникают нормальные разломы, вызывающие мелкомасштабное проседание в районе, которое прекращается, как только разлом перестает распространяться. Похолодание происходит после того, как разлом не может распространяться дальше вслед за утонением земной коры за счет нормального разлома.[2]

Преддуговые бассейны

Volcanic Arc System.png

Преддуговые бассейны форма в зоны субдукции по мере того, как осадочный материал соскребается с погружающейся океанической плиты, образуя аккреционная призма между субдуцирующей океанической литосферой и преобладающей континентальной плитой. Между этим клином и связанным с ним вулканическая дуга зона депрессии на морском дне. Из-за относительного движения аккреционной призмы и вулканической дуги могут возникать разломы растяжения. Ненормальные эффекты охлаждения из-за холодной, водонагруженной опускающейся плиты, а также истончение корки из-за покрытие тоже может быть на работе.[2]

Форлендские бассейны

Орогенный клин, включая бассейн Форланд

Форлендские бассейны изгибные впадины, созданные большими складывающаяся тяга листы, которые формируются в сторону недеформированной континентальной коры. Они образуются как изостатический ответ на орогенную нагрузку. Рост бассейна контролируется миграцией нагрузки и соответствующей скоростью седиментации.[2] Чем шире бассейн, тем больше проседание. Оседание увеличивается в прилегающем бассейне по мере того, как нагрузка перемещается дальше на выступ, вызывая проседание. Отложения эрозия Fromm складки тяга осаждаются в бассейне, с утолщением слоев в направлении упорного пояса и истончение слоями вдали от упорного ремня; эта особенность называется дифференциальным проседанием.[6]

Рекомендации

  1. ^ Makhous, M .; Галушкин, Ю. (2005). Бассейновый анализ и моделирование историй захоронения, термической обработки и созревания в осадочных бассейнах. Редакции TECHNIP. п. 66. ISBN  978-2-7108-0846-6. Получено 18 ноября 2011.
  2. ^ а б c d е ж грамм час я Се, Сянъян; Хеллер, Пол (2006). «Тектоника плит и история проседания бассейна». Бюллетень Геологического общества Америки. 121 (1–2): 55–64. Дои:10.1130 / b26398.1.
  3. ^ а б c Ceramicola, S .; Стокер, М .; Praeg, D .; Шеннон, П.М.; De Santis, L .; Hoult, R .; Hjelstuen, B.O .; Laberg, S .; Матизен, А. (2005). «Аномальное кайнозойское погружение вдоль« пассивной »континентальной окраины от Ирландии до середины Норвегии». Морская и нефтяная геология. 22 (9–10): 1045–67. Дои:10.1016 / j.marpetgeo.2005.04.005.
  4. ^ Маккензи, Д. (1978). «Несколько замечаний по развитию осадочных бассейнов». Письма по науке о Земле и планетах. 40 (1): 25–32. Bibcode:1978E & PSL..40 ... 25M. CiteSeerX  10.1.1.459.4779. Дои:10.1016 / 0012-821X (78) 90071-7.
  5. ^ Гейне, Кристиан; Dietmar Müller, R .; Штейнбергер, Бернхард; Торсвик, Тронд Х. (2008). «Оседание внутриконтинентальных бассейнов из-за динамического рельефа». Физика Земли и планетных недр. 171 (1–4): 252–264. Bibcode:2008PEPI..171..252H. Дои:10.1016 / j.pepi.2008.05.008.
  6. ^ Mascle, Ален; Puigdefàbregas, Cai (1998). «Тектоника и седиментация в прибрежных бассейнах: результаты проекта комплексных бассейновых исследований». Геологическое общество, Лондон, Специальные публикации. 134 (1): 1–28. Bibcode:1998ГСЛСП.134 .... 1М. Дои:10.1144 / GSL.SP.1998.134.01.02.