Пасивна граница

Од Википедија — слободната енциклопедија
Транзиција од раздвојување до ширење
Пасивна континентална gграница

Пасивната граница — премин помеѓу океанската и континенталната литосфера што не е активна граница на плочата. Пасивната граница се формира со таложење над античка пукнатина, обележана со преодна литосфера. Континенталното раздвојување создава нови океански басени. На крајот, континенталниот јаз формира средноокеански гребен и точката на проширување се оддалечува од границата континент-океан. Преминот помеѓу континенталната и океанската литосфера што првично бил создаден со раседување е познат како пасивна маргина или граница.

Глобална распространетост[уреди | уреди извор]

Карта што ја прикажува распределбата на пасивните граници на Земјата.

Пасивните граници се наоѓаат на секоја граница на океанот и континентот што не е обележана со расед или зона на субдукција. Пасивните граници го дефинираат регионот околу Арктичкиот Океан, Атлантскиот Океан и западниот Индиски Океан, и ги дефинираат целиот брег на Африка, Австралија, Гренланд и Индискиот Потконтинент. Ги има и на источниот брег на Северна Америка и Јужна Америка, во Западна Европа и поголемиот дел од Антарктикот. Североисточна Азија, исто така, содржи некои пасивни граници.

Клучни компоненти[уреди | уреди извор]

Активни наспроти пасивни граници[уреди | уреди извор]

Разликата помеѓу активните и пасивните граници се однесува на тоа дали границата на кората помеѓу океанската литосфера и континенталната литосфера е граница на плочата. Активните граници се наоѓаат на работ на континентот каде што се случува субдукција. Тие често се обележани со издигнување и вулкански планински појаси на континенталната плоча. Поретко има расед на удар, како што го дефинира јужниот брег на Западна Африка. Поголемиот дел од источниот Индиски Океан и речиси целата маргина на Тихиот Океан се примери на активни маргини. Додека заварувањето помеѓу океанската и континенталната литосфера се нарекува пасивна граница, тоа не е неактивна. Активно слегнување, седиментација, дефект на растот, формирање на пора течност и миграција се сите активни процеси на пасивни граници. Пасивните граници се само пасивни по тоа што не се активни граници на плочата.

Морфологија[уреди | уреди извор]

Батиметриски профил преку типична пасивна граница.

Пасивните граници се состојат и од копнени крајбрежни рамнини и од крајбрежни континентални гребени. Во крајбрежните рамнини често доминираат флувијалнски процеси, додека на континенталниот гребен доминираат делтаични и долги бреговни струјни процеси. Големите реки (Амазон, Ориноко, Конго, Нил, Ганг, Жолта, Јангце и Мекензи) истекуваат преку пасивните граници. Обемните утоки се вообичаени на зрелите пасивни рабови. Иако постојат многу видови на пасивни маргини, морфологиите на повеќето пасивни маргини се неверојатно слични. Обично тие се состојат од континентален гребен, континентална падина, континентален пораст и длабочинска рамнина. Морфолошкиот израз на овие карактеристики во голема мера се дефинирани со основната преодна кора и седиментацијата над неа. Пасивните граници дефинирани со големиот буџет за флувијални седименти и оние во кои доминираат коралите и другите биогени процеси генерално имаат слична морфологија. Дополнително, се смета дека прекинот ја означува максималната неогенска ниска поставеност, дефинирана со глацијалните максими. Надворешниот континентален гребен и наклонот може да бидат исечени од големи подморнички кањони, кои го означуваат морското продолжение на реките.

На високи географски широчини и за време на глацијација, морфологијата на пасивните рабови во близина на брегот може да ги одразува глацијалните процеси, како што се фјордовите на Гренланд и Норвешка.

Пресек[уреди | уреди извор]

Преодна кора составена од растегната и раседна континентална кора.
Пресек низ преодна кора на пасивна граница. Преодна кора како главно вулканска конструкција.

Главните карактеристики на пасивните граници лежат под надворешните карактери. Под пасивните граници, транзицијата помеѓу континенталната и океанската кора е широка транзиција позната како преодна кора. Спуштената континентална кора е означена со нормални раседи кои се спуштаат кон морето. Раседната кора преминува во океанска кора и може да биде длабоко закопана поради топлинското тонење или спуштање и масата на седимент што се собира над неа. Литосферата под пасивните граници е позната како преодна литосфера. Литосферата се разредува кон морето додека преминува кон морето во океанска кора. Се формираат различни видови на преодна кора, во зависност од тоа колку брзо се случува раседување и колку била топла основната обвивка во времето на раседување. Вулканските пасивни рабови претставуваат еден тип на преодна кора од еден крајен член, а другиот тип на краен член (амагматичен) е расцепена пасивна граница. Вулканските пасивни рабови, исто така, се обележани со бројни насипи и магматски упади во спуштената континентална кора. Обично има многу насипи формирани нормално на тековите на лавата и праговите што се спуштаат кон морето. Огнените упади во кората предизвикуваат течења на лава долж врвот на спуштената континентална кора и формираат рефлектори кои се спуштаат кон морето.

Механизми за тонење[уреди | уреди извор]

Пасивните рабови се карактеризираат со дебели акумулации на седименти. Просторот за овие седименти се нарекува тонење и се должи на тонењето на особено преодната кора. Тоа на крајот е предизвикано од гравитациската рамнотежа која се воспоставува помеѓу корските патишта, позната како изостазија. Изостазата го контролира издигнувањето на раседот и последователното тонење на пасивната граница што се развива и најмногу се рефлектира со промените во протокот на топлина. Протокот на топлина на пасивни граници значително се менува во текот на неговиот животен век, висок на почетокот и се намалува со возраста. Во почетната фаза, континенталната кора и литосфера се растегнуваат и се разредуваат поради движењето на плочите (тектоника на плочите) и поврзаната магматска активност. Многу тенка литосфера под пукнатината овозможува топењето на обвивката да се стопи со декомпресија. Литосферското разредување, исто така, овозможува астеносферата да се издигне поблиску до површината, загревајќи ја прекриената литосфера со термална кондукција и адвекција на топлина со наметливи јазли. Греењето ја намалува густината на литосферата и ја подига долната кора и литосферата. Покрај тоа, облогите на плаштот може да ја загреат литосферата и да предизвикаат огромна магматска активност. Штом ќе се формира средноокеански гребен и ќе започне ширењето на морското дно, првобитното место на раседување е одвоено на конјугирани пасивни маргини (на пример, источните американски и северозападните рабови на Африка биле делови од истиот расцеп во раното мезозојско време и сега се конјугирани рабови) и мигрира подалеку од зоната на издигнување на плаштот и започнува греењето и ладењето. Литосферата на обвивката под разредената и раседна континентална океанска транзиција се лади, згуснува, се зголемува во густината и на тој начин почнува да стивнува. Акумулацијата на седименти над спуштената преодна кора и литосфера дополнително ја намалува преодната кора.

Класификација[уреди | уреди извор]

Потребни се четири различни перспективи за да се класифицираат пасивните граници:

  1. геометрија на формација при преглед на карта
  2. природа на преодната кора (вулканска и невулканска),
  3. дали преодната кора претставува континуирана промена од нормална континентална во нормална океанска кора или тоа вклучува изолирани пукнатини и заглавени континентални блокови (едноставни и сложени), и
  4. седиментација (доминирана од карбонат, со доминација на кластика или талог).

Првиот ја опишува врската помеѓу ориентацијата на расцепот и движењето на плочата, вториот ја опишува природата на преодната кора, а третиот ја опишува седиментацијата по расцепот. Сите три перспективи треба да се земат предвид при опишувањето на пасивната граница. Всушност, пасивните рабови се екстремно долги и варираат по нивната должина во геометријата на пукнатините, природата на преодната кора и снабдувањето со седимент; посоодветно е да се поделат поединечните пасивни граници на сегменти врз оваа основа и да се примени тројната класификација на секој сегмент.

Геометрија на пасивни граници[уреди | уреди извор]

Распарчена граница[уреди | уреди извор]

Ова е типичен начин на кој се формираат пасивни граници, бидејќи одвоените континентални патишта се движат нормално на крајбрежјето. Така се отворил Централниот Атлантик, почнувајќи од времето на Јура. Раседите имаат тенденција да бидат листични: нормални дефекти кои се израмнуваат со длабочина.

Скратена граница[уреди | уреди извор]

Скратените граници се формираат таму каде што континенталното распаѓање било поврзано со раседот при лизгање. Добар пример за овој тип на граница се наоѓа на јужниот брег на западна Африка. Скратените граници се многу сложени и имаат тенденција да бидат прилично тесни. Тие, исто така, се разликуваат од расцепканите пасивни граници по структурен стил и топлинска еволуција за време на континенталното распаѓање. Како што се движи оската за ширење на морското дно по должината на маргината, топлинското издигнување создава гребен. Овој гребен заробува седименти, со што се овозможува да се акумулираат дебели низи. Овие типови на пасивни граници се помалку вулкански.

Транстензиона граница[уреди | уреди извор]

Овој тип на пасивна граница се развива таму каде што раздвојувањето е косо на крајбрежјето, како што сега се случува во Калифорнискиот Залив.

Природата на преодната кора[уреди | уреди извор]

Преодната кора, која ги одвојува вистинските океански и континентални кори, е основата на секоја пасивна граница. Ова се формира за време на фазата на раседување и се состои од два крајни членови: вулкански и невулкански. Оваа шема на класификација се однесува само на раздвоена и транстензивна маржа; преодната кора на рабови е многу слабо позната.

Невулканска граница[уреди | уреди извор]

Невулканските граници се формираат кога продолжувањето е придружено со мало топење на обвивката и вулканизам. Невулканската преодна кора се состои од растегната и разредена континентална кора. Невулканските граници обично се карактеризираат со сеизмички рефлектори кои се спуштаат на континентот (ротирани блокови од кора и поврзани седименти) и ниски брзини на P-бранови (<7,0 km/s) во долниот дел од преодната кора.

Вулканска граница[уреди | уреди извор]

Вулканските граници се дел од големите магматски провинции, кои се карактеризираат со масивни места на мафични карпи во многу кратки временски периоди. Вулканските рабови се формираат кога раседувањето е придружено со значително топење на обвивката, при што вулканизмот се јавува пред и/или за време на континенталното распаѓање. Преодната кора на вулканските рабови е составена од базалтни магматски карпи, вклучувајќи текови на лава, прагови, насипи и габро.

Вулканските рабови обично се разликуваат од невулканските (или сиромашните со магма) граници (на пр. Ибериската граница, границата на Њуфаундленд) кои не содржат големи количества екструзивни и/или наметливи карпи и може да покажат карактеристики на кората, како што е нескриена, серпентинизиран плашт. Познато е дека вулканските рабови се разликуваат од маргините сиромашни со магма на повеќе начини:

  • Преодна кора составена од базалтни магматски карпи, вклучувајќи текови на лава, прагови и габро
  • Огромен волумен на базалтни текови, вообичаено изразени како рефлекторски секвенци со потопување кон морето (SDRS) ротирани за време на раните фази на насобирање на кората (фаза на распаѓање)
  • Присуство на праг и комплекси за вентилација кои навлегуваат во соседниот слив
  • Недостаток на значително тонење на пасивна граница за време и по раскинувањето
  • Присуство на долна кора со аномално високи брзини на сеизмички P-бранови (V p = 7,1-7,8 km/s) – во геолошката литература се нарекуваат пониски тела на кора (LCBs).

Високите брзини (V p > 7 km) и големите дебелини на LCB се доказ што го поддржува случајот за насобирање со напојување, потпокривајќи ја кората за време на континенталното распаѓање. LCB се наоѓаат по должината на транзицијата континент-океан, но понекогаш може да се протегаат под континенталниот дел на разбиената граница (како што е забележано во средината на норвешката граница на пример). Во континенталниот домен, сè уште има отворена дискусија за нивната реална природа, хронологија, геодинамички и нафтени импликации.[1]

Примери на вулкански рабови:

  • граница во Јемен
  • граница на Источна Австралија
  • Западноиндиската граница
  • граница Хатон-Рокал
  • Источниот брег на САД
  • Среднонорвешка граница
  • Бразилските граници
  • граница на Намибија
  • граница на источен Гренланд
  • граница на Западен Гренланд

Примери на невулкански граници:

  • граница на Њуфаундленд
  • Ибериска граница
  • граница на Лабрадорското Море (Лабрадор и Југозападен Гренланд)

Хетерогеност на преодната кора[уреди | уреди извор]

Едноставна преодна кора[уреди | уреди извор]

Пасивните граници од овој тип покажуваат едноставна прогресија низ преодната кора, од нормална континентална кон нормална океанска кора. Пасивната граница Тексас е добар пример за тоа.

Комплексна преодна кора[уреди | уреди извор]

Овој тип на преодна кора се карактеризира со напуштени пукнатини и континентални блокови, како што се платото Блејк, Гранд Бенкс или Бахамските Острови крај брегот на источна Флорида.

Седиментација[уреди | уреди извор]

Четвртиот начин за класификација на пасивните граници е според природата на седиментацијата на зрелата пасивна граница. Седиментацијата продолжува во текот на целиот век на пасивна граница. Седиментацијата се менува брзо и прогресивно во текот на почетните фази на формирање на пасивни граници бидејќи раседувањето започнува на копно, станува морски како што се отвора пукнатината и се воспоставува вистинска пасивна граница. Следствено, историјата на седиментација на пасивна граница започнува со флувијални, езерски или други подвоздушни наслаги, кои се развиваат со текот на времето во зависност од тоа како се случило расцепувањето и како, кога и според кој тип на седимент се менува.

Конструктивни граници[уреди | уреди извор]

Конструктивните граници се „класичен“ начин на пасивно седиментирање на границите. Нормалната седиментација е резултат на преносот и таложењето на песок, тиња и глина од страна на реките преку делтите и прераспределбата на овие седименти со долги брегови струи. Природата на седиментите може значително да се промени долж пасивната граница, поради интеракциите помеѓу производството на карбонат седимент, кластичниот влез од реките и преносот покрај брегот. Онаму каде што влезовите на кластичен седимент се мали, биогенскиот талог може да доминира особено во седиментацијата во близина на брегот. Пасивната граница на Мексиканскиот Залив долж јужниот дел на Соединетите Американски Држави е одличен пример за тоа, со калливи и песочни крајбрежни средини од делтата на реката Мисисипи и плажи со карбонатен песок на исток. Дебелите слоеви на седимент постепено се разредуваат со зголемување на оддалеченоста од морето, во зависност од тонењето на пасивната граница и ефикасноста на морските преносни механизми.

Развојот на работ на гребенот и неговата миграција низ времето е од клучно значење за развојот на пасивната граница. Локацијата на раскинувањето на рабовите на гребенот ја одразува сложената интеракција помеѓу седиментацијата. Коралните гребени служат како бедеми кои овозможуваат талог да се акумулира меѓу нив и брегот, со што се прекинува снабдувањето со седимент до подлабоките води. Друг тип на седиментни брани произлегува од присуството на солени куполи, како што се вообичаени долж пасивната граница на Тексас и Луизијана.

Формирање[уреди | уреди извор]

Formation of passive margins.png

Постојат три главни фази во формирањето на пасивни граници:

  1. Во првата фаза се воспоставува континентален расцеп поради истегнување и разредување на кората и литосферата со движење на плочата. Ова е почеток на тонење на континенталната кора. Дренажата е генерално подалеку од пукнатината во оваа фаза.
  2. Втората фаза води до формирање на океански слив, сличен на современото Црвено Море. Континенталната кора претрпува нормални раседи додека се воспоставуваат преодни морски услови. Областите со ограничена циркулација на морска вода заедно со сувата клима создаваат наслаги на испарување. Во оваа фаза сè уште се случуваат истегнување и разредување на кората и литосферата. Вулканските пасивни рабови, исто така, имаат магматски упади и насипи во оваа фаза.
  3. Последната фаза во формирањето се случува само кога истегнувањето на кората ќе престане и преодната кора и литосферата се спуштаат како резултат на ладење и згуснување (топлинско тонење). Дренажата почнува да тече кон пасивната граница предизвикувајќи талог да се акумулира над неа.

Економско значење[уреди | уреди извор]

Пасивните граници се важни цели за истражување на нафтата. Ман и соработниците (2001) класифицирале 592 огромни нафтени полиња во шест категории, и забележале дека континенталните пасивни граници сочинуваат 31%. Континенталните пукнатини (кои најверојатно ќе се развијат во пасивни граници со текот на времето) содржат уште 30% од џиновските нафтени полиња во светот. Басените поврзани со зоните на судир и зоните на субдукција се таму каде што се наоѓаат повеќето од преостанатите огромни нафтени полиња.

Пасивните граници се складишта за нафта бидејќи тие се поврзани со поволни услови за акумулација и созревање на органската материја. Условите на раниот континентален расед довеле до развој на аноксични басени, голем талог и органски флукс и зачувување на органската материја што довело до наоѓалишта на нафта и гас. Од овие наоѓалишта ќе се формира сурова нафта. Тоа се локалитетите во кои нафтените ресурси се најпрофитабилни и најпродуктивни. Продуктивните полиња се наоѓаат на пасивни граници низ целиот свет, вклучувајќи го Мексиканскиот Залив, западна Скандинавија и Западна Австралија.

Наводи[уреди | уреди извор]

  1. Norwegian volcanic margin Архивирано на 22 јуни 2012 г.

Литература[уреди | уреди извор]

  • Hillis, R. D.; R. D. Müller (2003). Evolution and Dynamics of the Australian Plate. Geological Society of America.
  • Morelock, Jack (2004). „Margin Structure“. Geological Oceanography. Архивирано од изворникот на 2017-01-10. Посетено на 2007-12-02.
  • Curray, J. R. (1980). „The IPOD Programme on Passive Continental Margins“. Philosophical Transactions of the Royal Society of London. A 294 (1409): 17–33. Bibcode:1980RSPTA.294...17C. doi:10.1098/rsta.1980.0008. JSTOR 36571. S2CID 121621142.
  • „Diapir“. Encyclopædia Britannica Online. Encyclopædia Britannica. 2007.
  • „Petroleum“. Encyclopædia Britannica Online. Encyclopædia Britannica. 2007. | http://www.mantleplumes.org/VM_Norway.html
  • „UNIL: Subsidence Curves“. Institute of Geology and Palaeontology of the University of Lausanne. Посетено на 2007-12-02.[мртва врска]
  • „P. Mann, L. Gahagan, and M.B. Gordon, 2001. Tectonic setting of the world's giant oil fields, Part 1 A new classification scheme of the world's giant fields reveals the regional geology where explorationists may be most likely to find future giants“. Архивирано од изворникот на 2008-02-09.
  • Bird, Dale (February 2001). „Shear Margins“. The Leading Edge. 20 (2): 150–159. doi:10.1190/1.1438894.
  • Fraser, S.I.; Fraser, A. J.; Lentini, M. R.; Gawthorpe, R. L. (2007). „Return to rifts - the next wave: Fresh insights into the Petroleum geology of global rift basins“. Petroleum Geoscience. 13 (2): 99–104. doi:10.1144/1354-079307-749. S2CID 130607197.
  • Gernigon, L.; J.C Ringenbach; S. Planke; B. Le Gall (2004). „Deep structures and breakup along volcanic rifted margins: Insights from integrated studies along the outer Vøring Basin (Norway)“. Marine and Petroleum Geology. 21–3 (3): 363–372. doi:10.1016/j.marpetgeo.2004.01.005. | http://www.mantleplumes.org/VM_Norway.html
  • Continental Margins Committee, уред. (1989). Margins: A Research Initiative for Interdisciplinary Studies of the Processes Attending Lithospheric Extension and Convergence (PDF). The National Academies Press. doi:10.17226/1500. ISBN 978-0-309-04188-1. Посетено на 2007-12-02.
  • Geoffroy, Laurent (October 2005). „Volcanic Passive Margins“ (PDF). C. R. Geoscience 337 (француски и англиски). Elsevier SAS. Посетено на 2007-12-02.
  • R. A. Scrutton, уред. (1982). Dynamics of Passive Margins. USA: American Geophysical Union.
  • Mjelde, R.; Raum, T.; Murai, Y.; Takanami, T. (2007). „Continent-ocean-transitions: Review, and a new tectono-magmatic model of the Vøring Plateau, NE Atlantic“. Journal of Geodynamics. 43 (3): 374–392. Bibcode:2007JGeo...43..374M. doi:10.1016/j.jog.2006.09.013.