Klin akrecyjny - Accretionary wedge

Schemat geologicznego procesu subdukcji

Akrecyjnej klina lub akrecyjnej pryzmatyczne formy z osadów zrośniętych na non subducting tektoniczne płyty na brzegu płyty zbieżny . Większość materiału w akrecyjnej ogranicznik składa się z osadów morskich zdrapano z downgoing płyty z oceanicznej skorupy , a w niektórych przypadkach klin zawiera erozyjnych produktów wulkanicznych łuk wyspowy uformowanych na płycie nadrzędnym.

Akrecyjnej złożony jest obecny (w nowoczesnych stosowania) lub były klin akrecyjnej. Akrecyjnej kompleksy zazwyczaj składa się z mieszanki turbidyt materiału naziemnej, bazaltu z dnem oceanu i pelagicznych i hemipelagic osadów . Na przykład, większość geologicznej piwnicy w Japonii składa się z akrecyjnej kompleksów.

Materiały w klinie akrecyjnym

Kliny akrecyjne i akrecyjne terrany nie są równoważne płytom tektonicznym, ale raczej są związane z płytami tektonicznymi i akrecją w wyniku zderzenia tektonicznego. Materiały zastosowane w klinach akrecyjnych obejmują:

  • Bazalty z dna oceanicznego – zazwyczaj podwodne wierzchowce zeskrobane z płyty subdukcji
  • Osady pelagiczne – zazwyczaj bezpośrednio przykrywające skorupę oceaniczną płyty subdukcyjnej
  • Osady okopowe – typowo turbidyty, które mogą pochodzić z:
  • Oceaniczny, wulkaniczny łuk wyspy
  • Kontynentalny łuk wulkaniczny i orogen kordylierski
  • Przyległe masy kontynentalne położone wzdłuż strajku (takie jak Barbados ).
  • Materiał transportowany do wykopu grawitacyjnie, a gruz spływa z grzbietu przedniego (olistostromu)
  • Baseny typu piggy-back, czyli małe baseny znajdujące się w zagłębieniu powierzchniowym na pryzmacie akrecyjnym.
  • Materiał odsłonięty w grzbiecie przedarkowym może obejmować fragmenty skorupy oceanicznej lub wysokociśnieniowe skały metamorficzne wypychane z głębiej strefy subdukcji.

Podwyższone regiony w basenach oceanicznych, takie jak liniowe łańcuchy wysp, grzbiety oceaniczne i małe fragmenty skorupy ziemskiej (takie jak Madagaskar lub Japonia), znane jako terrany , są transportowane w kierunku strefy subdukcji i akreowane do obrzeży kontynentów. Od późnego dewonu i wczesnego karbonu, około 360 milionów lat temu, subdukcja pod zachodnim krańcem Ameryki Północnej spowodowała kilka kolizji z terranami, z których każde doprowadziło do powstania gór . Dodanie fragmentaryczne tych naliczeniu terranów dodała średnio 600 km (370 mil) na szerokości wzdłuż zachodniego marginesie północnoamerykańskim kontynencie.

Geometria

Topograficzna ekspresja klina akrecyjnego tworzy wargę, która może zatamować baseny nagromadzonego materiału, które w przeciwnym razie zostałyby przetransportowane do wykopu z płyty nadrzędnej. Kliny akrecyjne są domem dla melanżu , intensywnie zdeformowanych pakietów skał, którym brakuje spójnego wewnętrznego uwarstwienia i spójnego wewnętrznego porządku.

Wewnętrzna struktura klina akrecyjnego jest podobna do tej, którą można znaleźć w cienkościennym pasie oporowym przedpola . Tworzone są serie pchnięć zbliżających się do rowu, przy czym najmłodsze, najbardziej zaburtowe konstrukcje stopniowo podnoszą starsze, bardziej wewnętrzne pchnięcia.

Kształt klina jest określony przez to, jak szybko klin ulegnie uszkodzeniu wzdłuż odbytu i wewnątrz; jest to bardzo wrażliwe na ciśnienie płynu w porach . To uszkodzenie spowoduje powstanie dojrzałego klina, który ma równowagowy trójkątny kształt przekroju poprzecznego krytycznego stożka . Gdy klin osiągnie krytyczną zbieżność, zachowa tę geometrię i rozwinie się tylko w większy, podobny trójkąt .

Oddziaływania klinów akrecyjnych

Klin akrecyjny ( Słownik wizualny USGS )

Mówi się, że małe fragmenty skorupy oceanicznej, które są przesunięte nad nadrzędną płytą, są utrudnione. Tam, gdzie tak się dzieje, rzadkie kawałki skorupy oceanicznej, zwane ofiolitami , są zachowane na lądzie. Stanowią cenne naturalne laboratorium do badania składu i charakteru skorupy oceanicznej oraz mechanizmów jej zasiedlania i zachowania na lądzie. Klasycznym przykładem jest ofiolit Coast Range z Kalifornii, który jest jednym z najbardziej rozległych terranów ofiolitowych w Ameryce Północnej. Ta skorupa oceaniczna prawdopodobnie uformowała się w środkowej jury , około 170 milionów lat temu, w reżimie ekstensyjnym w obrębie basenu tylnego lub przedniego łuku. Został później zrośnięty na kontynentalnym krańcu Laurazji.

Podłużne zwężanie się osadów preorogenicznych silnie koreluje z krzywizną podmorskiego czołowego pasa akrecyjnego na obrzeżu Morza Południowochińskiego , co sugeruje, że miąższość osadów preorogenicznych jest głównym elementem sterującym geometrią struktur czołowych. Istniejące wcześniej nachylenie South China Sea, który leży ukośnie przed nacierającą akrecyjnej klina jest utrudnione postępująca przednich fałd w wyniku sukcesywnego zakończenia fałdy przed i wzdłuż strajku stoku South China Sea. Istnienie zbocza Morza Południowochińskiego prowadzi również do uderzenia uderzających fałd z tendencją NNW, aby zawrócić ostrzej do uderzenia NE, równoległego do uderzenia zbocza Morza Południowochińskiego. Analiza pokazuje, że przedorogeniczne niejednorodności mechaniczne/skorupowe i morfologia dna morskiego wywierają silną kontrolę nad rozwojem pasa oporowego w rozpoczynającej się strefie kolizji łuku z kontynentem Tajwan .

W klinach akrecyjnych, sejsmiczność aktywująca nałożone napory może powodować unoszenie się metanu i ropy z górnej skorupy.

Modele mechaniczne, które traktują kompleksy akrecyjne jako krytycznie zwężające się kliny osadu, pokazują, że ciśnienie porowe kontroluje ich kąt zbieżności, modyfikując podstawową i wewnętrzną wytrzymałość na ścinanie. Wyniki niektórych badań pokazują, że ciśnienie porowe w akrecyjnych klinach może być postrzegane jako dynamicznie utrzymywana odpowiedź na czynniki, które wpływają na ciśnienie porowe (terminy źródłowe) oraz te, które ograniczają przepływ (przepuszczalność i długość drogi odpływu). Przepuszczalność osadów i miąższość napływających osadów są najważniejszymi czynnikami, natomiast przepuszczalność uskokowa i podział osadów mają niewielki wpływ. W jednym z takich badań stwierdzono, że wraz ze wzrostem przepuszczalności osadów ciśnienie porowe spada z wartości zbliżonych do litostatycznych do wartości hydrostatycznych i pozwala na wzrost stabilnych kątów stożka od ∼2,5° do 8°–12,5°. Przy zwiększonej miąższości osadu (od 100–8000 m (330–26250 stóp)), zwiększone ciśnienie porowe prowadzi do zmniejszenia stabilnego kąta stożka z 8,4–12,5° do <2,5–5°. Ogólnie rzecz biorąc, niska przepuszczalność i gęsty napływający osad wytrzymują wysokie ciśnienia porowe zgodne z płytko zwężającą się geometrią, podczas gdy wysoka przepuszczalność i rzadki dopływający osad powinny skutkować stromą geometrią. Aktywne brzegi charakteryzujące się znacznym udziałem osadów drobnoziarnistych w odcinku wlotowym, takie jak północne Antyle i wschodnie Nankai , wykazują cienkie kąty zbieżne, podczas gdy te charakteryzujące się większym udziałem turbidytów piaszczystych, takie jak Cascadia , Chile i Meksyk , mają strome kąty stożkowe. Obserwacje z obrzeży czynnych wskazują również na silną tendencję malejącego kąta zbieżności (od >15° do <4°) przy wzroście miąższości osadów (od <1 do 7 km).

Gwałtowne obciążenie tektoniczne mokrego osadu w akrecyjnych klinach prawdopodobnie spowoduje wzrost ciśnienia płynu, aż będzie wystarczające do wywołania szczelinowania dylatacyjnego. Odwadnianie osadów, które zostały wsunięte i narosły pod klinem, może zapewnić dużą, stałą dostawę płynu o wysokim ciśnieniu. Szczelinowanie dylatacyjne utworzy drogi ucieczki, więc ciśnienie płynu prawdopodobnie zostanie zbuforowane do wartości wymaganej do przejścia między pęknięciem ścinającym i ukośnym rozciągającym (dylatacyjnym), które jest nieco wyższe od ciśnienia obciążenia, jeśli maksymalne ściskanie jest prawie poziome. To z kolei buforuje wytrzymałość klina przy wytrzymałości kohezyjnej, która nie jest zależna od ciśnienia i nie będzie się znacznie zmieniać w obrębie klina. W pobliżu czoła klina siła prawdopodobnie odpowiada spójności istniejących uskoków naporu w klinie. Opór na ścinanie u podstawy klina będzie również dość stały i związany z wytrzymałością kohezyjną słabej warstwy osadu, która działa jako podstawowe oderwanie. Założenia te pozwalają na zastosowanie prostego modelu kontinuum plastycznego, który z powodzeniem przewiduje obserwowany delikatnie wypukły stożek klinów akrecyjnych.

Pelayo i Weins postulowali, że niektóre zdarzenia tsunami wynikały z pęknięcia skały osadowej wzdłuż podstawowego odkształcenia klina akrecyjnego.

Cofanie się tylnej części klina akrecyjnego, łukowato nad skałami basenu forearc, jest powszechnym aspektem tektoniki akrecyjnej. Starszy założenie, że sprzęgła jednokierunkowego z akrecyjnej kliny dip tyłu w kierunku łuku, a tym przyrośniętych materiału umieszczane poniżej takich blokadą ruchu wstecznego, stoi w sprzeczności z obserwacjami z wielu aktywnych forearcs wskazujących (1) backthrusting jest powszechne, (2) forearc umywalki są niemal wszechobecne współpracownicy akrecyjnych klinów i (3) podstawa przedraka, gdzie jest sfotografowana, wydaje się odbiegać od pakietu osadowego, zanurzając się pod klinem, podczas gdy leżące nad nim osady są często podnoszone w stosunku do niego. Nacisk wsteczny może być preferowany, gdy podcięcie jest wysokie między grzbietem klina a powierzchnią zagłębienia przedniego, ponieważ podcięcie musi być podtrzymywane przez naprężenie ścinające wzdłuż nasunięcia wstecznego.

Przykłady

Obecnie aktywne kliny

Ekshumowane starożytne kliny

  • Zakres wybrzeża chilijskiego między 38 ° S a 43 ° S ( kompleks metamorficzny Bahía Mansa ).
  • Kalabryjski klin akrecyjny w środkowej części Morza Śródziemnego – tektonika neogenu w środkowej części Morza Śródziemnego jest związana z subdukcją i cofaniem się rowu basenu jońskiego pod Eurazją, powodując otwarcie basenów tylnego łuku liguro-prowansalskiego i tyrreńskiego oraz powstanie basenu kalabryjskiego klin akrecyjny. Klin akrecyjny Kalabrii jest częściowo zatopionym kompleksem akrecyjnym położonym na wybrzeżu Morza Jońskiego i ograniczonym bocznie przez skarpy Apulii i Malty.
  • The Olympic Mountains położone w stanie Waszyngton. Góry zaczęły formować się około 35 milionów lat temu, kiedy Płyta Juan de Fuca zderzyła się i została zepchnięta (subdukowana) pod Płyta Północnoamerykańska .
  • Szelf Kodiak w Zatoce Alaski – Geologia Lasu Narodowego Chugach jest zdominowana przez dwie główne jednostki litologiczne, grupę Valdez (późna kreda) i grupę orków (paleocen i eocen). Grupa Valdez jest częścią pasa mezozoicznych skał kompleksu akrecyjnego o długości 2200 km i szerokości 100 km, zwanego terranem Chugach. Ten terrane rozciąga się wzdłuż wybrzeża Alaski od wyspy Baranof na południowo - wschodniej Alasce do wyspy Sanak na południowo-zachodniej Alasce . Grupa Orca jest częścią kompleksu akrecyjnego z epoki paleogenu, zwanego terranem księcia Williama, który rozciąga się przez Prince William Sound na zachód przez obszar wyspy Kodiak , leżący pod większością szelfu kontynentalnego na zachodzie
  • Akrecyjny klin neogenu w pobliżu Półwyspu Kenai , Alaska – akrecja subdukcji i powtarzające się zderzenia terranów ukształtowały zbieżny margines Alaski. Yakutat Terrane zderza się obecnie z obrzeżem kontynentu poniżej środkowej Zatoki Alaski . Podczas neogenu zachodnia część tego Terrane został subdukcji po czym osad klin zrośnięty wzdłuż północno- Aleuty Trench . Ten klin zawiera osady erodowane z obrzeża kontynentalnego i osady morskie przeniesione do strefy subdukcji na płycie Pacyfiku.
  • Franciszkanin Formation of California - Franciszkanki skały w Bay Area wahać w wieku od około 200 milionów do 80 milionów lat. Kompleks franciszkański składa się ze złożonego połączenia półspójnych bloków, zwanych terranami tektonostratygraficznymi, które zostały epizodycznie zeskrobane z subdukcji płyty oceanicznej, wysunięte na wschód i przykryte gontem do zachodniego krańca Ameryki Północnej. Proces ten utworzył sekwencję spiętrzania, w której strukturalnie najwyższe skały (na wschodzie) są najstarsze, a każdy większy klin naporu na zachód staje się młodszy. Jednak w każdym z bloków terranu skały stają się młodsze, ale sekwencja może być powtarzana wielokrotnie przez uskoki naporu.
  • W Apeniny we Włoszech są w dużej mierze pryzma akrecyjna utworzone w wyniku subdukcji. Region ten jest złożony tektonicznie i geologicznie, obejmujący zarówno subdukcję mikropłyty Adrii pod Apeninami ze wschodu na zachód, zderzenie kontynentalne między płytami Eurazji i Afryki, budujące pas gór alpejskich dalej na północ oraz otwarcie basenu tyrreńskiego do zachód.
  • Karpacki pas fliszowy w Czechach , Słowacji , Polsce , Ukrainie i Rumunii reprezentuje od kredy do neogeńskiej cienkościenną strefę pasa oporowego Karpat, który jest naciągnięty na Masyw Czeski i platformę wschodnioeuropejską . Reprezentuje kontynuację alpejskiego fliszu renodanubskiego z jednostki pennickiej .

Zobacz też

Bibliografia

Zewnętrzne linki