Маријанска Плоча
| Маријанска Плоча | |
|---|---|
 | |
| Вид | Мала |
| Површина | 360,000 км2[1] |
| Насока1 | северозапад |
| Брзина1 | 39-51 мм/година |
| Опфаќа | Маријански Острови, Маријански Ров |
| 1Во однос на Африканската Плоча | |
Маријанска Плоча ― мала тектонска плоча сместена западно од Маријанскиот Ров кој го образува лежиштето на Маријанските Острови кои сочинуваат дел од Изу-Бонин-Маријанскиот Лак. Таа е одвоена од Филипинската Морска Плоча на запад со дивергентна граница со бројни поместувања на преобразучкиот расед. Границата помеѓу Маријанската и Тихоокеанската Плоча на исток е зона на субдукција со Тихоокеанската Плоча која се спушта под Маријанската. Оваа источна субдукција е поделена на Маријанскиот Ров, кој ја образува југоисточната граница, и Изу-Огасаварскиот Ров на североисточната граница. Движењето на субдукционата плоча е одговорно за обликот на Маријанската Плоча и задниот лак.[2]
Геолошка историја[уреди | уреди извор]
Субдукцијата на Маријанската Плоча трае повеќе од 50 милиони години.[3] Некои теории за потеклото на оваа мала плоча се дека кога Тиокеанската Плоча почнала да се спушта под Филипинската Плоча, вулканизмот и раширениот гребен почнале да прават лак. Оваа геолошка активност предизвикала делот од Филипинската Плоча да се откине и да стане малата Маријанска Плоча. Маријанските Острови се состојат од вулкани кои се активни и неактивни[4] и се составени од вулкански и седиментни карпи од плеистоценот.[5]
Дефинирање на одликите[уреди | уреди извор]
Како што Тихоокеанската Плоча се спушта под Маријанската Плоча, таа создава ров. Ова е Маријанскиот Ров, и тоа е најдлабокиот ров во светот. Друг резултат од оваа субдукција се Маријанските Острови. Тие се образувани од дехидрација на субдукцирањето, старата океанска кора создава топење, а топењето се издигнува на површината преку вулкан. Овој вулканизам се јавува скоро 50 милиони години.[3] Карпестиот вид во областа се вулканокластични седименти на врвот на магматските карпи. Изворот на овие карпи се од ширење на кората.[6]
Во близина на источниот маријански брег има големи морски планини направени од серпентинитски периодит.[7] Тие биле образувани од вулканизам од кал. Составот за морските планини се разликува во системите на Изу-Огасаварскиот Ров и Маријанскиот Ров, што укажува на регионални промени во геологијата.[3]
Тектонско однесување[уреди | уреди извор]
Источна конвергентна граница[уреди | уреди извор]
Тектонската плоча е приближно 100 км дебела и конвергирање на исток со брзина од 50–80 мм/год. со субдукција на Тихоокеанската Плоча на 60-100 мм/год.[8] Зоните на субдукција на Изу-Огасаварскиот Ров и Маријанскиот Ров се движат со различни стапки.[9] Додека северниот дел од плочата на Изу-Огасаварскиот Ров се спушта на 44 мм/год., јужниот дел се спушта на 14 мм/год. Тихоокеанската Плоча се спушта на околу 10 степени и е насочена 83 степени западно од север.[4] Северната зона на субдукција се шири со расцепување, додека јужната има расед.[7] Сеизмолозите проучувале како субдукционите плочи под лакот на островите влегуваат во долната обвивка и се пренасочуваат хоризонтално, отклонувајќи ја преодната зона на горната кон долната обвивка.[10][6]
Западна дивергентна граница[уреди | уреди извор]
Маријанската Плоча исто така се одвојува со брзина од 30 мм/год од Филипинската Плоча на запад. Маријанската Депресија се наоѓа на западната страна на островскиот лак заедно со сливот на задниот лак. Околу 3 милиони години, сливот почна да се шири на 4,7 цм/год.[6] Поради задниот лак што се шири во Маријанската Депресија, островите се движат кон исток, додека плочата на Филипинското Море останува речиси неподвижна.[4]
Иднината на плочата[уреди | уреди извор]
Бидејќи се случува вулканизам на маријанскиот задек лачен ров и басен, овој систем би можел да продолжи да расте, но комбинирајќи ја стапката на одвојување од Филипинската Плоча заедно со субдукцијата што ја уништува Маријанската Плоча, можно е оваа мала плоча на крајот да се распадне. Стапката на субдукција е поголема од стапката на подигнување.[11] Судирот на асеизмичките гребени и оската на ровот објаснува како се развива кривината на плочата.[5]
Поврзано[уреди | уреди извор]
Наводи[уреди | уреди извор]
- ↑ Alden, Andrew (28 февруари 2017). „Here Are the Sizes of Tectonic or Lithospheric Plates“. ThoughtCo.com. Посетено на 2 февруари 2023.
- ↑ „An updated digital model of plate boundaries: PB2002“. peterbird.name. Посетено на 2 февруари 2023.
- ↑ 3,0 3,1 3,2 Administration, US Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric. „Okeanos Explorer | Expeditions | NOAA Ship Okeanos Explorer: 2016 Deepwater Exploration of the Marianas: Background: The Geology of the Mariana Convergent Plate Region“. oceanexplorer.noaa.gov (англиски). Посетено на 2 февруари 2023.
- ↑ 4,0 4,1 4,2 Kato, Teruyuki; Beavan, John; Matsushima, Takeshi; Kotake, Yoshiko; Camacho, Juan T.; Nakao, Shigeru (2003). „Geodetic evidence of back-arc spreading in the Mariana Trough“. Geophysical Research Letters. 30 (12): 1625. Bibcode:2003GeoRL..30.1625K. doi:10.1029/2002gl016757. ISSN 0094-8276.
- ↑ 5,0 5,1 „Marianas Plate“. Tectonics of Asia. Посетено на 2 февруари 2023.
- ↑ 6,0 6,1 6,2 „Marianas Plate“. Tectonics of Asia. Посетено на 2 февруари 2023.
- ↑ 7,0 7,1 „1. Leg 195 Synthesis: Site 1200—Serpentinite Seamounts of the Izu-Bonin/Mariana Convergent Plate Margin (ODP Leg 125 and 195 Drilling Results)1“. www-odp.tamu.edu. Посетено на 2 февруари 2023.
- ↑ Gvirtzman, Zohar (2004). „Bathymetry of Mariana trench-arc system and formation of the Challenger Deep as a consequence of weak plate coupling“. Tectonics. 23 (2): n/a. Bibcode:2004Tecto..23.2011G. doi:10.1029/2003TC001581.
- ↑ Administration, US Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric. „Okeanos Explorer | Expeditions | NOAA Ship Okeanos Explorer: 2016 Deepwater Exploration of the Marianas: Background: The Geology of the Mariana Convergent Plate Region“. oceanexplorer.noaa.gov (англиски). Посетено на 2 февруари 2023.
- ↑ Van Der Hilst, Rob; Seno, Tetsuzo (1 декември 1993). „Effects of relative plate motion on the deep structure and penetration depth of slabs below the Izu–Bonin and Mariana island arcs“. Earth and Planetary Science Letters. 120 (3–4): 395–407. Bibcode:1993E&PSL.120..395V. doi:10.1016/0012-821X(93)90253-6. ISSN 0012-821X.
|hdl-access=бара|hdl=(help) - ↑ Fryer, P.; Wheat, C. G.; Mottl, M. J. (1999). „Mariana blueschist mud volcanism: Implications for conditions within the subduction zone“. Geology. 27 (2): 103. Bibcode:1999Geo....27..103F. doi:10.1130/0091-7613(1999)027<0103:MBMVIF>2.3.CO;2. ISSN 0091-7613.
