Прејди на содржината

Подвлекување

Од Википедија — слободната енциклопедија
(Пренасочено од Зона на подвлекување)
Дијаграм на геолошки процес на подвлекување

Подвлекување[1][2] или субдукција — геолошки процес во кој океанската литосфера се рециклира во обвивката на Земјата на конвергентни граници. Онаму каде што океанската литосфера на тектонската плоча се спојува со помалку густата литосфера на втората плоча, потешката плоча се нурнува под втората плоча и тоне во обвивката. Регионот каде што се случува овој процес е познат како зона на подвлекување, а неговата површинска експресија е позната како лаково-рововски комплекс. Процесот на подвлекување го создал најголемиот дел од континенталната кора на Земјата.[3] Стапките на подвлекување обично се мерат во сантиметри годишно, при што просечната стапка на конвергенција е приближно два до осум сантиметри годишно долж повеќето граници на плочи.[4]

Подвлекувањето е можно бидејќи студената океанска литосфера е малку погуста од основната астеносфера, топлиот, еластичен слој во горната обвивка што лежи во основата на студената, цврста литосфера. Откако ќе се започне, стабилното подвлекување е поттикнато главно од негативната пловност на густата подвлекувачка литосфера. Плочата тоне во плашт главно под нејзината тежина. [5]

Земјотресите се вообичаени долж зоната на подвлекување, а течностите што се ослободуваат од подвлекувачката плоча предизвикуваат вулканизам во надвлажната плоча. Ако плочата потоне под плиток агол, надвлажната плоча развива појас на деформација што се одликува со задебелување на кората, градење на планина и метаморфизам. Подвлекувањето под поостар агол се одликува со образување на басени со заден лак. [5]

Подвлеквуање и тектоника на плочи

[уреди | уреди извор]
Плочата Хуан де Фука тоне под Северноамериканската Плоча во зоната на подвлекување Каскадија
Океанските плочи се спуштаат создавајќи океански ровови.

Според теоријата на тектониката на плочите, литосферата на Земјата, нејзината цврста надворешна обвивка, е поделена на шеснаесет поголеми тектонски плочи и неколку помали плочи. Тие се во бавно движење, поради конвекцијата во основната дуктилна обвивка. Овој процес на конвекција овозможува топлината создадена од радиоактивното распаѓање да избега од внатрешноста на Земјата.[6]

Литосферата се состои од најоддалечената лесна кора плус најгорниот крут дел од обвивката. Дебелината на океанската литосфера се движи од само неколку километри за млада литосфера создадена на сртови на средината на океанот до околу 100 км (62 ми) за најстарата океанска литосфера. [5] Континенталната литосфера е до 200 км (120 ми) дебела.[7] Литосферата е релативно ладна и цврста во споредба со основната астеносфера, па така тектонските плочи се движат како цврсти тела на врвот на астеносферата. Поединечните плочи често ги вклучуваат и регионите на океанската литосфера и континенталната литосфера.

Подвлекувачките зони се местата каде студената океанска литосфера тоне назад во обвивката и се рециклира. [5] [8] Тие се наоѓаат на границите на конвергентни плочи, каде што океанската литосфера на една плоча се спојува со помалку густата литосфера на друга плоча. Потешката океанска литосфера е надмината од предниот раб на другата плоча. [5] Превртената плоча тоне под агол од приближно дваесет и пет до седумдесет и пет степени во однос на површината на Земјата.[9] Ова тонење е предизвикано од температурната разлика помеѓу плочата и околната астеносфера, бидејќи постудената океанска литосфера има, во просек, поголема густина. [5] Седиментите и дел од заробената вода се носат надолу од плочата и се рециклираат во длабоката обвивка. [5]

Земјата досега е единствената планета каде што е познато дека се случува подвлекување, а зоните на подвлекување се нејзината најважна тектонска одлика. Подвлекувањето е движечка сила зад тектониката на плочите, и без неа, тектониката на плочите не би можела да се случи. [5] Океанските подвлекувачки зони се наоѓаат долж 55,000 километри на конвергентни маргини на плочата,[10] речиси еднаква на кумулативните 60,000 километри на средноокеански сртови. [5]

Структура на подвлекувачки зони

[уреди | уреди извор]

Комплекс лак-ров

[уреди | уреди извор]

Површинскиот израз на подвлекувачките зони се комплекси на лак-ровови. На океанската страна на комплексот, каде што подвлекувачката плоча најпрво се приближува до зоната на подвлекување, често има надворешен висок ров. Овде плочата малку е плитка пред да се спушти надолу, како последица на цврстината на плочата.[11] Точката каде плочата почнува да се спушта надолу е означена со океански ров. Океанските ровови се најдлабоките делови на океанското дно.

Надвор од ровот се наоѓа предниот дел од преовладувачката плоча. Во зависност од стапките на седиментација, предниот дел може да вклучува аккреционен клин од седименти изгребан од подвлекувачката плоча и насобран на надлежната плоча. Сепак, не сите комплекси со лак-ровови имаат акреционен клин. Акреционерните лакови имаат добро развиен преден слив зад акреционерниот клин, додека предниот слив е слабо развиен кај неакреционерните лакови. [5]

Надвор од предниот слив, вулканите се наоѓаат во долги синџири наречени вулкански лакови. Подвлекувачкиот базалт и седиментот обично се богати со водородни минерали и глини. Дополнително, големи количества вода се внесуваат во пукнатините и фрактурите што се создаваат при свиткување на подвлекувачката плоча надолу.[12] За време на преминот од базалт во еклогит, овие водородни материјали се распаѓаат, создавајќи обилни количества вода, која при толку голем притисок и температура постои како суперкритична течност. [5] Суперкритичната вода, која е топла и поплодна од околната карпа, се издигнува во обвивката, каде што ја намалува температурата на топење на карпата на обвивката, генерирајќи магма преку топење на флукс. [13] Магмите, пак, се издигнуваат како дијапири бидејќи се помалку густи од карпите на плашт. [5] Магмите добиени од плашт (кои првично се базалтни по состав) на крајот можат да стигнат до површината на Земјата, што резултира со вулкански ерупции. Хемискиот состав на лавата што еруптира зависи од степенот до кој базалтот добиен од плашт е во интеракција со Земјината кора или подложува на фракционална кристализација. Лачните вулкани имаат тенденција да произведуваат опасни ерупции бидејќи се богати со вода (од плочата и седиментите) и имаат тенденција да бидат исклучително експлозивни. [5] Кракатау, Невадо дел Руис и планината Везув се сите примери на лачни вулкани. Лаковите се исто така поврзани со повеќето наоѓалишта на руда. [5]

Надвор од вулканскиот лак се наоѓа регија со заден лак чиј карактер силно зависи од аголот на подвлекување на плочата. Онаму каде што овој агол е плиток, плочата за спуштање ја влече прекриената континентална кора, создавајќи подрачје на компресија во која може да има екстензивно превиткување и потисни раседи. Ако аголот на подвлекување е длабок, наместо тоа, кората ќе се затегне, често создавајќи слив со заден лак. [5]

Длабока структура

[уреди | уреди извор]

Комплексот лак-ровот е површински израз на многу подлабока структура. Иако не се директно достапни, подлабоките делови може да се изучуваат со помош на геофизика и геохемија. Зоните на подвлекување се дефинирани со наклонетото подрачје на земјотреси, подрачјето Вадати-Бениоф, која се спушта од ровот и се протега до 660-километарскиот дисконтинуитет. Земјотресите во зоната на подвлекување се случуваат на поголеми длабочини (до 600 километри) отколку на друго место на Земјата (обично помалку од 20 километри длабочина); таквите длабоки земјотреси може да бидат предизвикани од длабоки фазни трансформации, топлинско бегство или кршливост поради дехидратација.[14][15] Сеизмичката томографија покажува дека некои плочи можат да навлезат во долната обвивка [16][17] и да потонат јасно до границата јадро-плашт.[18] Овде, остатоците од плочите на крајот може да се загреат доволно за да се издигнат на површината.[19] [5]

Агол на подвлекување

[уреди | уреди извор]

Подвлекувањето обично се случува под умерено стрмен агол точно на точката на границата на конвергентната плоча. Сепак, познато е дека постојат аномални поплитки агли на подвлекување, како и некои кои се екстремно стрмни.[20]

  • Подвлекувањето на рамна плоча (агол на подвлекување помал од 30°) се случува кога плочата се подвлекува речиси хоризонтално. Релативно рамната плоча може да се протега на стотици километри. Тоа е ненормално, бидејќи густата плоча обично тоне под многу поостар агол. Бидејќи подвлекувањето на плочите до длабочина е неопходно за да се поттикне вулканизмот во зоната на подвлекување, подвлекувањето на рамна плоча може да се повика за да се објаснат вулканските празнини.

Подвлекувањето на рамни плочи е во тек под дел од Андите, предизвикувајќи сегментација на вулканскиот појас на Андите во четири зони. Се верува дека подвлекување со рамна плоча во северниот дел на Перу и регионот Норте Чико во Чиле е резултат на подвлекување на два пловни асеизмички гребени, гребенот Наска и гребенот Хуан Фернандес, соодветно. Околу полуостровот Таитао, подвлекувањето со рамна плоча се припишува на подвлекувањето на Чиле, раширениот гребен.[21][22]

Ларамидната орогенија во Карпестите Планини во САД се припишува на подвлекување на рамни плочи.[23] За време на оваа орогенеза, широк вулкански јаз се појавил на југозападната граница на Северна Америка, а деформацијата се случила многу подалеку во внатрешноста; Во тоа време настанале планинските венци во Колорадо, Јута, Вајоминг, Јужна Дакота и Ново Мексико. Најмасивните земјотреси во зоната на подвлекување е откриено дека се јавуваат во зони на подвлекување на рамни плочи.[24]

  • Подвлекувањето со стрмен агол (агол на подвлекување поголем од 70°) се јавува во зони на подвлекување каде што Земјината океанска кора и литосфера се стари и густи и, според тоа, имаат изгубена пловност. Најстрмното подрачје на потопување се наоѓа во Маријанскиот Ров, каде што океанската кора, од периодот јура, е најстарата на Земјата што ги исклучува офиолитите. Подвлекувањето со стрмен агол е, за разлика од подвлекување со рамна плоча, поврзана со продолжување на кората со заден лак [25], создавајќи вулкански лакови и повлекувајќи фрагменти од континенталната кора подалеку од континентите за да остави зад себе рабно море.

Животен циклус на подвлекувачки зони

[уреди | уреди извор]

Почеток на подвлекувањето

[уреди | уреди извор]

Иако стабилното подвлекување е прилично добро разбрана, процесот со кој се започнува подвлекувањето останува прашање на дискусија и континуирано проучување. Подвлекувањето може да започне спонтано ако погустата океанска литосфера може да се основа и потоне под соседната океанска или континентална литосфера само преку вертикално присилување; алтернативно, постоечките движења на плочите можат да предизвикаат нови зони на подвлекување со хоризонтално принудување на океанската литосфера да пукне и да потоне во астеносферата.[26][27] И двата модели на крајот можат да дадат самоодржливи зони на подвлекување, бидејќи океанската кора се метаморфозира на голема длабочина и станува погуста од околните карпи на обвивката. Компилацијата на настани за иницирање на зоната на подвлекување назад до 100 Ma сугерира иницирање на хоризонтално-присилната зона на подвлекување за повеќето современи зони на подвлекување,[27] што е поддржано од резултатите од нумеричките модели [28][29] и геолошките студии.[30][31] Сепак, некои аналогни модели покажуваат можност за спонтано подвлекување од вродените разлики во густината помеѓу две плочи на одредени локации како пасивни маргини.[32][33] Постојат докази дека ова се случило во системот за подвлекување на Изу-Бонин-Маријана.[34][35] Порано во историјата на Земјата, подвлекувањето најверојатно започнало без хоризонтално присилување поради недостаток на релативно движење на плочата, иако неортодоксниот предлог на А. Јин сугерира дека ударите на метеоритите можеби придонеле за започнување на подвлекување на раната Земја.[36]

Крај на подвлекувањето

[уреди | уреди извор]

Подвлекувањето може да продолжи сè додека океанската литосфера се движи во зоната на подвлекување. Сепак, пристигнувањето на пловната кора во зоната на подвлекување може да резултира со нејзино откажување, со нарушување на надолнината. Доаѓањето на континенталната кора резултира со судир или натрупаност на теренот што го нарушува подвлекувањето. [5] Континенталната кора може да се спушти до длабочини од 100 км (62 mi) или повеќе, но потоа повторно излегува на површина.[37] [5] Пресеци на кора или интраокеански лак поголеми од 15 км (9,3 ми) во дебелина или океанско плато поголема од 30 км (19 ми) во дебелина може да го наруши подвлекување. Сепак, островските лакови спуштени до крај може да предизвикаат само локално нарушување, додека лакот што пристигнува паралелно со подрачјето може да го исклучи. [5] Ова се случило со платото Онтонг Јава и ровот Витаз.[38]

Ефекти

[уреди | уреди извор]

Метаморфизам

[уреди | уреди извор]

Подвлекувачките зони се домаќини на уникатна разновидност на типови на карпи создадени од условите под висок притисок и ниска температура со кои се среќава плочата за спуштање за време на нејзиното спуштање.[39] Метаморфните услови низ кои поминува плочата во овој процес создаваат и уништуваат минерални фази кои носат вода (водени), ослободувајќи вода во обвивката. Оваа вода ја намалува точката на топење на карпите на обвивката, иницирајќи топење.[40] Разбирањето на времето и условите во кои се случуваат овие реакции на дехидратација е клучно за толкување на топењето на обвивката, магматизмот на вулканскиот лак и образувањето на континенталната кора.[41]

Метаморфната фација се одликува со стабилен минерален склоп специфичен за опсегот на притисок-температура и специфичен почетен материјал. Метаморфизмот на зоната на подвлекување се одликува со метаморфна патека со ниска температура, висок ултрависок притисок низ зоните на стабилност на зеолитот, пренит-пумпелитот, синиот шкрилец и еклогитната фација на подвлечената океанска кора.[42] Збировите на фациите на зеолитот и пренит-пумпелитот може или не мора да бидат присутни.[43] Подвлекувачките плочи се составени од базалтичка кора на врвот со пелагични седименти [44] сепак, пелагичните седименти може да се натрупаат на ѕидот што виси на предниот лак и да не се подвлекуваат.[45] Повеќето метаморфни фазни транзиции што се случуваат во рамките на подвлекувачката плоча се поттикнати од дехидратацијата на водородните минерални фази. Распаѓањето на водните минерални фази обично се случува на длабочини поголеми од 10 км.[46] Секоја од овие метаморфни фации е означена со присуство на специфичен стабилен минерален збир, кој ги запишува метаморфните услови што биле претрпени, освен подвлекувачката плоча. Транзициите помеѓу фациите предизвикуваат дехидрирање на водните минерали при одредени услови на притисок-температура и затоа може да се следат до настаните на топење во обвивката под вулканскиот лак.

Вулканска активност

[уреди | уреди извор]

Вулканите што се појавуваат над зоните на подвлекување, како што се планините Света Елена, Етна и планината Фуџи, лежат приближно сто километри од ровот во лачни ланци наречени вулкански лакови. Два вида лакови генерално се забележани на Земјата: островски лакови кои се образуваат на океанската литосфера (на пример, лаковите на островот Маријана и Тонга) и континентални лакови како што е Каскадниот вулкански лак, кои се образуваат долж брегот на континентите. Островските лакови (интраокеански или примитивни лакови) се создаваат со подвлекување на океанска литосфера под друга океанска литосфера (океанско-океанско подвлекување) додека континенталните (лакови на Андите) се образуваат за време на подвлекувањето на океанската литосфера. [5] Пример за вулкански лак кој има и островски и континентален лак се наоѓа зад зоната на подвлекување на Алеутскиот Ров во Алјаска.[47]

Лачниот магматизам се јавува на сто до двесте километри од ровот и приближно на сто километри над плочата што се спушта. Оваа длабочина на генерирање на лачна магма е последица на интеракцијата помеѓу водоводните течности, ослободени од подвлекувачката плоча, и клинот на лачната обвивка што е доволно жежок за да се стопи со додавање на вода. [5] Исто така, било предложено дека мешањето на течности од подвлечената тектонска плоча и стопениот талог веќе се случува на врвот на плочата пред да се случи какво било мешање со плашт.[48]

Лаковите произведуваат околу 10% од вкупниот волумен на магма произведена секоја година на Земјата (приближно 0,75 кубни километри), многу помалку од волуменот произведен во средноокеанските сртови,[49] но тие ја образувале најголемата континентална кора. [5] Лачниот вулканизам има најголемо влијание врз луѓето бидејќи многу лачни вулкани лежат над морското ниво и бурно еруптираат. Аеросолите инјектирани во стратосферата за време на насилни ерупции можат да предизвикаат брзо ладење на климата на Земјата и да влијаат на воздушниот сообраќај. [5]

Земјотреси и цунами

[уреди | уреди извор]
Глобална карта на подвлекувачки зони, со спуштени плочи контурирани по длабочина

Напорите предизвикани од конвергенцијата на плочите во подвлекувачките зони предизвикуваат најмалку три типа земјотреси. Станува збор за длабоки земјотреси, земјотреси со мегатраус и земјотреси со надворешен пораст.

Аномално длабоките настани се одлика на зоните на подвлекување, кои ги произведуваат најдлабоките потреси на планетата. Земјотресите обично се ограничени на плитки, кршливи делови од кората, генерално на длабочини помали од дваесет километри. Меѓутоа, во зоните на подвлекување, земјотресите се случуваат на длабочини дури 700 километри. Овие земјотреси дефинираат наклонети зони на сеизмичност познати како Вадати-Бениоф зони кои ја следат плочата што се спушта. [5]

Девет од десетте најголеми земјотреси во последните 100 години биле земјотреси со мегатраусна зона на подвлекување, во кои бил вклучен и големиот чилеански земјотрес од 1960 година, кој, со јачина од 9,5 M, бил најголемиот земјотрес што некогаш бил регистриран; земјотресот и цунамито во Индискиот Океан во 2004 година; и земјотресот и цунамито во Тохоку во 2011 година. Подвлекувањето на студената океанска кора во обвивката го намалува локалниот геотермален градиент и предизвикува поголем дел од Земјата да се изобличува на покршлив начин отколку што би се случило во нормален геотермален градиент. Бидејќи земјотресите можат да се случат само кога карпата се изобличува на кршлив начин, зоните на подвлекување можат да предизвикаат големи земјотреси. Доколку таков земјотрес предизвика брза деформација на морското дно, постои потенцијал за цунами, како што е земјотресот предизвикан од потопувањето на Индоавстралиската Плоча под Евроазиската Плоча на 26 декември 2004 година, што ги уништило областите околу Индискиот Океан. Често се случуваат и мали потреси кои предизвикуваат мали, нештетни цунами. [5]

Студијата објавена во 2016 година предложила нов параметар за да се одреди способноста на зоната на подвлекување да генерира мегаземјотреси.[50] Со испитување на геометријата на зоната на подвлекување и споредување на степенот на искривување на подвлекувачките плочи во големите историски земјотреси како што се Суматра-Андаман од 2004 година и земјотресот Тохоку во 2011 година, било утврдено дека јачината на земјотресите во зоните на подвлекување е обратно пропорционална со степенот на кривината на раседот, што значи дека „колку е порамен контактот меѓу двете плочи, толку е поголема веројатноста да се појават мегаземјотреси“.[51]

Земјотресите со надворешен пораст се случуваат кога нормалните раседи кон океанот на зоната на подвлекување се активираат со свиткување на плочата додека се наведнува во зоната на подвлекување .[52] Земјотресот на Самоа во 2009 година е пример за ваков тип на настани. Поместувањето на морското дно предизвикано од овој настан генерира цунами од шест метри во блиската Самоа.

Сеизмичката томографија помогна да се открие подвлечена литосфера, длабоко во плашт каде што нема земјотреси. Околу сто плочи се опишани во однос на длабочината и нивното време и местото на подвлекување.[53] Големите сеизмички дисконтинуитети во обвивката, на 410 километри длабочина и 670 километри, се нарушени со спуштање на ладни плочи во длабоки зони на подвлекување. Некои спуштени плочи се чини дека имаат потешкотии да навлезат во главниот дисконтинуитет што ја означува границата помеѓу горната и долната обвивка на длабочина од околу 670 километри. Други потопени океански плочи потонале до границата јадро-плашт на 2890 км длабочина. Општо земено, плочите се забавуваат за време на нивното спуштање во обвивката, од типичното од неколку сантиметри годишно (до ~ 10см/годишно во некои случаи) во зоната на подвлекување и во најгорната обвивка, до ~1см/годишно во долниот плашт.[53] Ова води кон превиткување или натрупување на плочите на тие длабочини, видливи како задебелени плочи во сеизмичката томографија. Под ~ 1700 km, може да има ограничено забрзување на плочите поради помалата вискозност како резултат на заклучените промени на минералната фаза додека не се приближат и конечно не застанат на границата јадро-плашт.[53] Овде плочите се загреваат од амбиенталната топлина и повеќе не се откриваат ~300 Myr по подвлекувањето.[53]

Орогенеза

[уреди | уреди извор]

Орогенезата е процес на градење на планина. Подвлекувачките плочи може да доведат до орогенеза со доведување на океанските острови, океанските висорамнини и седиментите на конвергентни рабови. Материјалот често не се спушта со останатиот дел од плочата, туку наместо тоа се акредитира (се струга) на континентот, што резултира со егзотични терани. Судирот на овој океански материјал предизвикува згуснување на кората и градење на планини. Акретираниот материјал често се нарекува акреционен клин или призма. Овие аккрециони клинови може да се идентификуваат со офиолити (подигната океанска кора која се состои од седименти, базалти, обвивки, габро и перидотит).[54]

Подвлекувањето исто така може да предизвика орогенеза без внесување океански материјал кој се судира со надмоќниот континент. Кога подвлекувачката плоча се спушта под плиток агол под континентот (наречено „подвлекување на рамна плоча“), подвлекувачката плоча може да има доволно влечење на дното на континенталната плоча за да предизвика горната плоча да се стегне и да доведе до превиткување, расед, згуснување на кората и планинско градење. Подвлекувањето на рамни плочи предизвикува планински градби и вулканизам што се движат на континентот, подалеку од ровот, и е опишано во Северна Америка, Јужна Америка и Источна Азија.[53]

Процесите опишани погоре овозможуваат подвлекувањето да продолжи додека градењето на планината се случува прогресивно, што е во спротивност со орогенезата на судирот континент-континент, што често доведува до прекин на подвлекувањето.

Почетоци на подвлекување на Земјата

[уреди | уреди извор]

Подвлекувањето во современ стил се одликува со ниски геотермални градиенти и поврзано образување на карпи со ниски температури под висок притисок, како што се еклогит и син шкрилец.[55][56] Слично на тоа, карпестите склопови наречени офиолити, поврзани со подвлекување во современ стил, исто така укажуваат на такви услови.[55] Еклогитните ксенолити пронајдени во Северна Кина даваат доказ дека подвлекувањето се случило барем во 1,8 Ga во палеопротерозојскиот период.[55] Сепак, самиот еклогит бил произведен со океанско подвлекување за време на склопувањето на суперконтинентите на околу 1,9-2,0 Ga.

Синиот шкрилец е карпа типична за денешните поставки за подвлекување. Отсуството на шкрилец постар од неопротерозоикот рефлектира повеќе богати со магнезиум состави на Земјината океанска кора во тој период.[57] Овие карпи кои се повеќе богати со магнезиум се метаморфозираат во зелени шкрилци во услови кога современата океанска кора се метаморфозира во сини шкрилци.[57] Древните карпи богати со магнезиум значат дека обвивката на Земјата некогаш била потопла, но не и дека условите за подвлекување биле пожешки. Претходно, се сметало дека недостатокот на преднеопротерозоичен син шкрилец укажува на различен тип на подвлекување.[57] Двете линии на докази ги побиваат претходните концепции за подвлекување во современ стил кои биле иницирани во неопротерозојскиот период пред 1.0 Ga.[55][57]

Историја на истрагата

[уреди | уреди извор]

Хари Хамонд Хес, кој за време на Втората светска војна служел на морнарицата на Соединетите Американски Држави и бил фасциниран на океанското дно, го проучувал Средноатлантскиот гребен и предложил топла стопена карпа да биде додадена на кората на гребенот и да го прошири морското дно нанадвор. Оваа теорија требало да стане позната како ширење на морското дно. Бидејќи обемот на Земјата не се променил во текот на геолошкиот период, Хес заклучил дека постарото морско дно треба да се троши на друго место и предложил дека овој процес се одвива во океанските ровови, каде што кората ќе се стопи и рециклира во плашт на Земјата.[58]

Во 1964 година, Џорџ Плафкер го истражувал земјотресот од Велики петок во Алјаска. Тој заклучил дека причината за земјотресот била реакцијата на мегатрост во Алеутскиот ров, резултат на преклопувањето на континенталната кора од Алјаска со Тихоокеанската кора. Ова значело дека тихоокеанската кора била принудена надолу, или подвлечена, под кората на Алјаска. Концептот на подвлекување би играл улога во развојот на теоријата на тектониката на плочите.

Првите геолошки потврди на зборовите „subduct“ датираат од 1970 година, Во обичниот англиски to subduct, или to subduce (од латински subducere, „да води далеку“) се преодни глаголи кои бараат од субјектот да изврши дејство на објект. Геолошкиот термин е „потрошен“, што се случува во геолошки момент кога долната плоча ќе се лизне, иако може да опстои некое време до нејзиното повторно топење и растурање. Во овој концептуален модел, плочата постојано се троши.[59] Идентитетот на субјектот, потрошувачот или агентот на потрошувачката, не се наведува. Некои извори ја прифаќаат оваа конструкција субјект-објект.

Важност

[уреди | уреди извор]

Зоните на подвлекување се важни поради неколку причини:

  • Физика на зоната на подвлекување: Потонувањето на океанската литосфера (седименти, кора, обвивка), според контрастот на густината помеѓу студената и старата литосфера и жешкиот клин на астеносферската обвивка, е најсилната сила (но не и единствената) потребна за погон на плочата и е доминантен начин на конвекција на плашт.
  • Хемија на зоната на подвлекување : подвлечените седименти и кора дехидрираат и ослободуваат течности богати со вода во обвивката, предизвикувајќи топење на обвивката и фракционирање на елементите помеѓу површината и длабоките резервоари на плашт, создавајќи островски лакови и континентална кора. Топлите течности во зоните на подвлекување, исто така, ги менуваат минералните состави на подвлекувачките седименти и потенцијално населувањето на седиментите за микроорганизми.[60]
  • Зоните на подвлекување ги влечат надолу подвлечените океански седименти, океанската кора и литосферата на плашт кои комуницираат со жешката астеносферна обвивка од надјавачката плоча за да произведат топење, наслаги на руда и континентална кора.
  • Зоните на подвлекување претставуваат значителна закана за животите, економската виталност, културните и природните ресурси и квалитетот на животот. Огромните магнитуди на земјотреси или вулкански ерупции, исто така, може да имаат ударни ефекти со глобално влијание.[61]

Зоните на подвлекување, исто така, се сметале за можни места за депонирање на јадрен отпад во кои самото дејство на подвлекување би го однело материјалот во планетарната обвивка, безбедно подалеку од какво било можно влијание врз човештвото или површинската средина. Меѓутоа, тој начин на отстранување во моментов е забранет со меѓународен договор.[62][63][64][65] Понатаму, зоните на подвлекување на плочите се поврзани со многу големи мегатраусни земјотреси, што ги прави ефектите од користењето на која било специфична локација за отстранување непредвидливи и можеби негативни за безбедноста на долгорочното отстранување.[63]

Наводи

[уреди | уреди извор]
  1. ↑ Јовановски, М.; Пешевски, И.; Гапковски, Н. (20020). Механика на карпи (PDF). Скопје: Градежен факултет. стр. 134. ISBN 978-608-4510-41-3. Проверете ги датумските вредности во: |year= (help)
  2. ↑ Јовановски, М.; Гапковски, Н.; Пешевски, И.; Аболмасов, Б. (2012). Инженерска геологија (PDF). Скопје: Градежен факултет. стр. 20. ISBN 978-608-4510-13-0.
  3. ↑ Stern, Robert J. (2002), „Subduction zones“, Reviews of Geophysics, 40 (4): 1012, Bibcode:2002RvGeo..40.1012S, doi:10.1029/2001RG000108
  4. ↑ Defant, M. J. (1998). Voyage of Discovery: From the Big Bang to the Ice Age. Mancorp. стр. 325. ISBN 978-0-931541-61-2.
  5. ↑ 5,00 5,01 5,02 5,03 5,04 5,05 5,06 5,07 5,08 5,09 5,10 5,11 5,12 5,13 5,14 5,15 5,16 5,17 5,18 5,19 5,20 5,21 5,22 5,23 5,24 Stern 2002.
  6. ↑ Schmincke, Hans-Ulrich (2003). Volcanism. Berlin: Springer. стр. 13–20. ISBN 9783540436508.
  7. ↑ Rudnick, Roberta L.; McDonough, William F.; O'Connell, Richard J. (April 1998). „Thermal structure, thickness and composition of continental lithosphere“. Chemical Geology. 145 (3–4): 395–411. Bibcode:1998ChGeo.145..395R. doi:10.1016/S0009-2541(97)00151-4.
  8. ↑ Zheng, YF; Chen, YX (2016). „Continental versus oceanic subduction zones“. National Science Review. 3 (4): 495–519. doi:10.1093/nsr/nww049.
  9. ↑ Tovish, Aaron; Schubert, Gerald; Luyendyk, Bruce P. (10 December 1978). „Mantle flow pressure and the angle of subduction: Non-Newtonian corner flows“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 83 (B12): 5892–5898. Bibcode:1978JGR....83.5892T. doi:10.1029/JB083iB12p05892.
  10. ↑ Lallemand, S (1999). La Subduction Oceanique (француски). Newark, New Jersey: Gordon and Breach.
  11. ↑ Whitman, Dean (May 1999). „The Isostatic Residual Gravity Anomaly of the Central Andes, 12° to 29° S: A Guide to Interpreting Crustal Structure and Deeper Lithospheric Processes“. International Geology Review. 41 (5): 457–475. Bibcode:1999IGRv...41..457W. doi:10.1080/00206819909465152.
  12. ↑ Fujie, Gou; и др. (2013). „Systematic changes in the incoming plate structure at the Kuril trench“. Geophysical Research Letters. 40 (1): 88–93. Bibcode:2013GeoRL..40...88F. doi:10.1029/2012GL054340.
  13. ↑ Schmincke 2003.
  14. ↑ Frolich, C. (1989). „The Nature of Deep Focus Earthquakes“. Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 17: 227–254. Bibcode:1989AREPS..17..227F. doi:10.1146/annurev.ea.17.050189.001303.
  15. ↑ Hacker, B.; и др. (2003). „Subduction factory 2. Are intermediate-depth earthquakes in subducting slabs linked to metamorphic dehydration reactions?“ (PDF). Journal of Geophysical Research. 108 (B1): 2030. Bibcode:2003JGRB..108.2030H. doi:10.1029/2001JB001129. Архивирано од изворникот (PDF) на 2017-08-09. Посетено на 2022-02-10.
  16. ↑ Domeier, Mathew; Doubrovine, Pavel V.; Torsvik, Trond H.; Spakman, Wim; Bull, Abigail L. (28 May 2016). „Global correlation of lower mantle structure and past subduction“. Geophysical Research Letters. 43 (10): 4945–4953. Bibcode:2016GeoRL..43.4945D. doi:10.1002/2016GL068827. PMC 6686211. PMID 31413424.
  17. ↑ Faccenna, Claudio; Oncken, Onno; Holt, Adam F.; Becker, Thorsten W. (2017). „Initiation of the Andean orogeny by lower mantle subduction“. Earth and Planetary Science Letters. 463: 189–201. Bibcode:2017E&PSL.463..189F. doi:10.1016/j.epsl.2017.01.041.
  18. ↑ Hutko, Alexander R.; Lay, Thorne; Garnero, Edward J.; Revenaugh, Justin (2006). „Seismic detection of folded, subducted lithosphere at the core–mantle boundary“. Nature. 441 (7091): 333–336. Bibcode:2006Natur.441..333H. doi:10.1038/nature04757. PMID 16710418.
  19. ↑ Li, Mingming; McNamara, Allen K. (2013). „The difficulty for subducted oceanic crust to accumulate at the Earth's core-mantle boundary“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 118 (4): 1807–1816. Bibcode:2013JGRB..118.1807L. doi:10.1002/jgrb.50156.
  20. ↑ Zheng, YF; Chen, RX; Xu, Z; Zhang, SB (2016). „The transport of water in subduction zones“. Science China Earth Sciences. 59 (4): 651–682. Bibcode:2016ScChD..59..651Z. doi:10.1007/s11430-015-5258-4.
  21. ↑ Sillitoe, Richard H. (August 1974). „Tectonic segmentation of the Andes: implications for magmatism and metallogeny“. Nature. 250 (5467): 542–545. Bibcode:1974Natur.250..542S. doi:10.1038/250542a0.
  22. ↑ Jordan, Teresa E.; Isacks, Bryan L.; Allmendinger, Richard W.; Brewer, Jon A.; Ramos, Victor A.; Ando, Clifford J. (1 March 1983). „Andean tectonics related to geometry of subducted Nazca plate“. GSA Bulletin. 94 (3): 341–361. Bibcode:1983GSAB...94..341J. doi:10.1130/0016-7606(1983)94<341:ATRTGO>2.0.CO;2.
  23. ↑ W. P. Schellart; D. R. Stegman; R. J. Farrington; J. Freeman; L. Moresi (16 July 2010). „Cenozoic Tectonics of Western North America Controlled by Evolving Width of Farallon Slab“. Science. 329 (5989): 316–319. Bibcode:2010Sci...329..316S. doi:10.1126/science.1190366. PMID 20647465.
  24. ↑ Bletery, Quentin; Thomas, Amanda M.; Rempel, Alan W.; Karlstrom, Leif; Sladen, Anthony; De Barros, Louis (2016-11-24). „Fault curvature may control where big quakes occur, Eurekalert 24-NOV-2016“. Science. 354 (6315): 1027–1031. Bibcode:2016Sci...354.1027B. doi:10.1126/science.aag0482. PMID 27885027. Посетено на 2018-06-05.
  25. ↑ Lallemand, Serge; Heuret, Arnauld; Boutelier, David (8 September 2005). „On the relationships between slab dip, back-arc stress, upper plate absolute motion, and crustal nature in subduction zones“ (PDF). Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 6 (9): Q09006. Bibcode:2005GGG.....609006L. doi:10.1029/2005GC000917.
  26. ↑ Stern, R.J. (2004). „Subduction initiation: spontaneous and induced“. Earth and Planetary Science Letters. 226 (3–4): 275–292. Bibcode:2004E&PSL.226..275S. doi:10.1016/j.epsl.2004.08.007.
  27. ↑ 27,0 27,1 Crameri, Fabio; Magni, Valentina; Domeier, Mathew; Shephard, Grace E.; Chotalia, Kiran; Cooper, George; Eakin, Caroline M.; Grima, Antoniette Greta; Gürer, Derya (2020-07-27). „A transdisciplinary and community-driven database to unravel subduction zone initiation“. Nature Communications (англиски). 11 (1): 3750. Bibcode:2020NatCo..11.3750C. doi:10.1038/s41467-020-17522-9. ISSN 2041-1723. PMC 7385650. PMID 32719322.
  28. ↑ Hall, C.E.; и др. (2003). „Catastrophic initiation of subduction following forced convergence across fracture zones“. Earth and Planetary Science Letters. 212 (1–2): 15–30. Bibcode:2003E&PSL.212...15H. doi:10.1016/S0012-821X(03)00242-5.
  29. ↑ Gurnis, M.; и др. (2004). „Evolving force balance during incipient subduction“. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 5 (7): Q07001. Bibcode:2004GGG.....5.7001G. doi:10.1029/2003GC000681. Архивирано од изворникот на 2022-02-10. Посетено на 2022-02-10.
  30. ↑ Keenan, Timothy E.; Encarnación, John; Buchwaldt, Robert; Fernandez, Dan; Mattinson, James; Rasoazanamparany, Christine; Luetkemeyer, P. Benjamin (2016). „Rapid conversion of an oceanic spreading center to a subduction zone inferred from high-precision geochronology“. PNAS. 113 (47): E7359–E7366. Bibcode:2016PNAS..113E7359K. doi:10.1073/pnas.1609999113. PMC 5127376. PMID 27821756.
  31. ↑ House, M. A.; Gurnis, M.; Kamp, P. J. J.; Sutherland, R. (September 2002). „Uplift in the Fiordland Region, New Zealand: Implications for Incipient Subduction“ (PDF). Science. 297 (5589): 2038–2041. Bibcode:2002Sci...297.2038H. doi:10.1126/science.1075328. PMID 12242439.
  32. ↑ Mart, Y., Aharonov, E., Mulugeta, G., Ryan, W.B.F., Tentler, T., Goren, L. (2005). „Analog modeling of the initiation of subduction“. Geophys. J. Int. 160 (3): 1081–1091. Bibcode:2005GeoJI.160.1081M. doi:10.1111/j.1365-246X.2005.02544.x.CS1-одржување: повеќе имиња: список на автори (link)
  33. ↑ Goren, L.; E. Aharonov; G. Mulugeta; H. A. Koyi; Y. Mart (2008). „Ductile Deformation of Passive Margins: A New Mechanism for Subduction Initiation“. J. Geophys. Res. 113: B08411. Bibcode:2008JGRB..11308411G. doi:10.1029/2005JB004179.
  34. ↑ Stern, R.J.; Bloomer, S.H. (1992). „Subduction zone infancy: examples from the Eocene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California arcs“. Geological Society of America Bulletin. 104 (12): 1621–1636. Bibcode:1992GSAB..104.1621S. doi:10.1130/0016-7606(1992)104<1621:SZIEFT>2.3.CO;2.
  35. ↑ Arculus, R.J.; и др. (2015). „A record of spontaneous subduction initiation in the Izu–Bonin–Mariana arc“ (PDF). Nature Geoscience. 8 (9): 728–733. Bibcode:2015NatGe...8..728A. doi:10.1038/ngeo2515.
  36. ↑ Yin, A. (2012). „An episodic slab-rollback model for the origin of the Tharsis rise on Mars: Implications for initiation of local plate subduction and final unification of a kinematically linked global plate-tectonic network on Earth“. Lithosphere. 4 (6): 553–593. Bibcode:2012Lsphe...4..553Y. doi:10.1130/L195.1.
  37. ↑ Ernst, W. G. (June 1999). „Metamorphism, partial preservation, and exhumation of ultrahigh‐pressure belts“. Island Arc. 8 (2): 125–153. doi:10.1046/j.1440-1738.1999.00227.x.
  38. ↑ Cooper, P. A.; Taylor, B. (1985). „Polarity reversal in the Solomon Islands arc“ (PDF). Nature. 314 (6010): 428–430. Bibcode:1985Natur.314..428C. doi:10.1038/314428a0. Посетено на 4 December 2020.
  39. ↑ Zheng, Y.-F., Chen, Y.-X., 2016. Continental versus oceanic subduction zones. National Science Review 3, 495-519.
  40. ↑ „How Volcanoes work – Subduction Zone Volcanism“. San Diego State University Department of Geological Science. Архивирано од изворникот на 2018-12-29. Посетено на 2022-02-10.
  41. ↑ Mibe, Kenji; и др. (2011). „Slab melting versus slab dehydration in subduction zones“. Proceedings of the National Academy of Sciences. 108 (20): 8177–8182. doi:10.1073/pnas.1010968108. PMC 3100975. PMID 21536910.
  42. ↑ Zheng, Y.-F., Chen, R.-X., 2017. Regional metamorphism at extreme conditions: Implications for orogeny at convergent plate margins. Journal of Asian Earth Sciences 145, 46-73.
  43. ↑ Winter, John D. (2010). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. стр. 541–548. ISBN 978-0-321-59257-6.
  44. ↑ Reynolds, Stephen (2012-01-09). Exploring Geology. McGraw-Hill. стр. 124. ISBN 978-0073524122.
  45. ↑ Bebout, Grey E. (May 31, 2007). „Metamorphic Chemical Geodynamics of Subduction“. Earth and Planetary Science Letters. 260: 375. Bibcode:2007E&PSL.260..373B. doi:10.1016/j.epsl.2007.05.050.
  46. ↑ Peacock, Simon M. (1 January 2004). „Thermal Structure and Metamorphic Evolution of Subducting Slabs“. Во Eiler, John (уред.). Inside the subduction factory. Geophysical Monograph Series. 138. American Geophysical Union. стр. 12–15. ISBN 9781118668573.
  47. ↑ Carver, Gary; Plafker, George (19 March 2013). „Paleoseismicity and Neotectonics of the Aleutian Subduction Zone-An Overview“. Geophysical Monograph Series: 43–63. doi:10.1029/179GM03. ISBN 9781118666395.
  48. ↑ „Volcanic arcs form by deep melting of rock mixtures: Study changes our understanding of processes inside subduction zones“. ScienceDaily (англиски). Посетено на 2017-06-21.
  49. ↑ Fisher, Richard V.; Schmincke, H.-U. (1984). Pyroclastic rocks. Berlin: Springer-Verlag. стр. 5. ISBN 3540127569.
  50. ↑ Bletery, Quentin; Thomas, Amanda M.; Rempel, Alan W.; Karlstrom, Leif; Sladen, Anthony; Barros, Louis De (2016-11-25). „Mega-earthquakes rupture flat megathrusts“. Science (англиски). 354 (6315): 1027–1031. Bibcode:2016Sci...354.1027B. doi:10.1126/science.aag0482. ISSN 0036-8075. PMID 27885027.
  51. ↑ „Subduction zone geometry: Mega-earthquake risk indicator“. ScienceDaily (англиски). Посетено на 2017-06-21.
  52. ↑ Garcia-Castellanos, D.; M. Torné; M. Fernàndez (2000). „Slab pull effects from a flexural analysis of the Tonga and Kermadec Trenches (Pacific Plate)“. Geophys. J. Int. 141 (2): 479–485. Bibcode:2000GeoJI.141..479G. doi:10.1046/j.1365-246x.2000.00096.x.
  53. ↑ 53,0 53,1 53,2 53,3 53,4 „Atlas of the Underworld | Van der Meer, D.G., van Hinsbergen, D.J.J., and Spakman, W., 2017, Atlas of the Underworld: slab remnants in the mantle, their sinking history, and a new outlook on lower mantle viscosity, Tectonophysics“. www.atlas-of-the-underworld.org (англиски). Посетено на 2017-12-02.
  54. ↑ Matthews, John A., уред. (2014). Encyclopedia of Environmental Change. 1. Los Angeles: SAGE Reference.
  55. ↑ 55,0 55,1 55,2 55,3 Xu, Cheng; Kynický, Jindřich; Song, Wenlei; Tao, Renbiao; Lü, Zeng; Li, Yunxiu; Yang, Yueheng; Miroslav, Pohanka; Galiova, Michaela V. (2018). „Cold deep subduction recorded by remnants of a Paleoproterozoic carbonated slab“. Nature Communications. 9 (1): 2790. Bibcode:2018NatCo...9.2790X. doi:10.1038/s41467-018-05140-5. PMC 6050299. PMID 30018373.
  56. ↑ Stern, Robert J. (2005). „Evidence from ophiolites, blueschists, and ultrahigh-pressure metamorphic terranes that the modern episode of subduction tectonics began in Neoproterozoic time“. Geology. 33 (7): 557–560. Bibcode:2005Geo....33..557S. doi:10.1130/G21365.1.
  57. ↑ 57,0 57,1 57,2 57,3 Palin, Richard M.; White, Richard W. (2016). „Emergence of blueschists on Earth linked to secular changes in oceanic crust composition“. Nature Geoscience. 9 (1): 60. Bibcode:2016NatGe...9...60P. doi:10.1038/ngeo2605.
  58. ↑ Wilson, J. Tuzo (December 1968). „A Revolution in Earth Science“. Geotimes. 13 (10): 10–16.
  59. ↑ „What is a tectonic plate?“. U.S. Geological Survey (USGS). 1999.
  60. ↑ Tsang, Man-Yin; Bowden, Stephen A.; Wang, Zhibin; Mohammed, Abdalla; Tonai, Satoshi; Muirhead, David; Yang, Kiho; Yamamoto, Yuzuru; Kamiya, Nana (2020-02-01). „Hot fluids, burial metamorphism and thermal histories in the underthrust sediments at IODP 370 site C0023, Nankai Accretionary Complex“. Marine and Petroleum Geology. 112: 104080. doi:10.1016/j.marpetgeo.2019.104080. ISSN 0264-8172.
  61. ↑ „USGS publishes a new blueprint that can help make subduction zone areas more resilient“. www.usgs.gov (англиски). Посетено на 2017-06-21.
  62. ↑ Hafemeister, David W. (2007). Physics of societal issues: calculations on national security, environment, and energy. Berlin: Springer Science & Business Media. стр. 187. ISBN 978-0-387-95560-5.
  63. ↑ 63,0 63,1 Kingsley, Marvin G.; Rogers, Kenneth H. (2007). Calculated risks: highly radioactive waste and homeland security. Aldershot, Hants, England: Ashgate. стр. 75–76. ISBN 978-0-7546-7133-6.
  64. ↑ „Dumping and Loss overview“. Oceans in the Nuclear Age. Архивирано од изворникот на June 5, 2011. Посетено на 18 September 2010.
  65. ↑ „Storage and Disposal Options. World Nuclear Organization (date unknown)“. Архивирано од изворникот на July 19, 2011. Посетено на February 8, 2012.

Надворешни врски

[уреди | уреди извор]
Wikibooks
Wikibooks
Англиските Викикниги нудат повеќе материјал на тема:
Бранови






Кружење
Плима и осека
Земјишни облици
Тектоника на плочите
Океански зони
Морско ниво
Звук
Останато
Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Подвлекување&oldid=5279377“