Fenomene të mahnitshme - përhapje dhe subduksion. Subduksion, obduksion, përplasje Zonat e përhapjes dhe subduksionit

Në zonat me përplasje të tipit Himalayan, procesi kryesor i përthithjes së litosferës, i cili siguron reduktimin horizontal të këtyre zonave, është subduksioni kontinental. Ky koncept u prezantua në vitin 1975 nga studiuesi zviceran Albert Bally, i cili, në një artikull jashtëzakonisht konfuz, sugjeroi mundësinë e zhytjes (zhytjes) të butë të kores së ftohtë kontinentale nën një litosferë gjithashtu kontinentale, por të nxehtë dhe, për rrjedhojë, më të gjallë. Tani kjo ide mbështetet nga studime të detajuara gjeofizike.

Oriz. 26. Sistemi global i çarjeve moderne kontinentale dhe oqeanike, zonat kryesore të zhytjes dhe përplasjes, kufijtë kontinentalë pasivë (intraplane). A – çarjet e oqeanit (zonat e përhapjes) dhe thyerjet e transformimit; b – çarjet kontinentale; V – zonat e subduksionit: harku i ishullit dhe kufiri kontinental (vija e dyfishtë); G – zonat e përplasjes; d – kufijtë kontinentalë pasivë; e – transformimi i kufijve kontinental (përfshirë ato pasive); dhe – vektorët e lëvizjeve relative të pllakave litosferike, sipas J. Minster, T. Jordan (1978) dhe K. Chase (1978), me shtesa; në zonat e përhapjes - deri në 15-18 cm / vit në çdo drejtim, në zonat subduksion - deri në 12 cm / vit.

Zonat e çarjes: SA - Mesatlantik; Am-A – Amerikano-Antarktidë; Af-A - Afriko-Antarktidë; USI – Oqeani Indian Jugperëndimor; A-I – Arabo-Indian; VA – Afrika Lindore; Kr - Krasnomorskaya; JVI – Oqeani Indian Juglindor; Av-A – Australiano-Antarktidë; UT - Paqësori Jugor; VT - Paqësori Lindor; AF – Kilian perëndimor; G – Galapagos; Cl – Kalifornian; BH – Rio Grande – Basenet dhe Vargmalet; HF – Gorda – Juan de Fuca; NG – Nansen-Hakkel; M - Momskaya; B - Baikalskaya; R - Rhine.

Zonat e subduksionit: 1 – Tonga-Kermadec, 2 – Hebridean i Ri, 3 – Solomon, 4 – Britanik i ri, 5 – Sunda, 6 – Manila, 7 – Filipine, 8 – Ryukyu, 9 – Mariana, 10 – Izu-Bonin, 11 – Japonez , 12 – Kuril-Kamchatka, 13 – Aleutian, 14 – Malet Cascade, 15 – Amerika Qendrore, 16 – Antilet e Vogla, 17 – Ande, 18 – Antilet Jugore (Skoci), 19 – Eoliane (Kalabriane), 20 – Egje (Cret ), 21 - Mekran.

Sizmiciteti i rajoneve të subduksionit kontinental

Subduksioni i litosferës së ftohtë shoqërohet me sizmicitet të thellë, i cili përcakton zonën e nënshtresës. Në rajonin e Himalajeve, sizmik i thellë vërehet kryesisht në zonën Badakhshan-Pamir, ku njihen burime me thellësi deri në 280 - 300 km. Shpërthimet janë të përqendruara në një zonë me pjerrësi të madhe, mjaft të prerë në skajet, duke kaluar Hindu Kushin, Badakhshan dhe Pamirin Qendror. Në përgjithësi, zona seizofokale zhytet në veriperëndim. Në fund, zona sizmike bëhet vertikale dhe mbi të gjitha kjo i ngjan fundosjes së pllakave të vendosura vertikalisht të kores së rëndë oqeanike në litosferën dhe astenosferën kontinentale.

Një pamje e ngjashme (edhe pse në përmasa më të vogla) vërehet përballë balloreve të Pllakës Arabe, në Zagros, në Alpe dhe në disa vende të tjera. Shpjegimet e hershme për këtë fenomen ishin si më poshtë. Masat kontinentale që iu afruan Euroazisë nga jugu (Hindustani, Arabia, Afrika) ishin segmente të pllakave oqeanike, dhe midis tyre dhe Euroazisë, të paktën deri në Eocen, ekzistonte një pellg oqeanik i njohur si Oqeani Tethys. Rënia e këtij pellgu u shoqërua me zhytjen normale të litosferës oqeanike nën Euroazi dhe vetëm duke filluar nga Oligoceni filloi vetë ndërveprimi i përplasjes. Korja oqeanike e zhytur u shkëput nga korja kontinentale, u shpërtheu në disa pllaka dhe filloi të fundosej pothuajse vertikalisht. Pyetja, pra, është se çfarë ndodhi më pas.

Në kuadrin e idesë së subduksionit kontinental, duke ndjekur segmentin oqean të pllakës, litosfera kontinentale fillon të zbresë. Mundësia e zhytjes përcaktohet nga fakti se në zonën e kontaktit litosferat kontinentale ndërvepruese kanë një lulëzim të ndryshëm: pjesa e sipërme nxehet nga nënshtrimi i mëparshëm oqean-kontinental, dhe ajo e poshtme, e cila mbërriti "në bisht" të oqeanit. një, është i ftohtë. Si rezultat, formohet një strukturë shumëkatëshe, në të cilën përbërësit individualë fillimisht ishin vendosur për një kohë të pacaktuar larg njëri-tjetrit. Në Fig. tregon strukturën e disa strukturave përplasëse malore-palosje të formuara për shkak të subduksionit kontinental.

Oriz. 27. Subduksioni kontinental, Himalajet

Llojet e brezave të palosshme malore të zhvilluara në kufijtë e subduksionit kontinental

Studimi i rripave malor-palosje të zhvilluara në kufijtë e subduksionit kontinental tregon se ato përfshijnë dy grupe të ndryshme, të ndryshme në stilin strukturor, metamorfizmin, shkallën e deformimit pas përplasjes, topografinë, gjeomorfologjinë, si dhe në gjeometrinë dhe përbërjen materiale të lugëve të piemonteve. . Sipas L. Royden, tiparet gjeologjike të secilit grup brezash palosjeje malore janë ndoshta të lidhura me raportin e shkallëve të subduksionit dhe konvergjencës së përgjithshme, dhe, në përputhje me rrethanat, me madhësinë e stresit shtypës horizontal të transmetuar përtej kufirit të subduksionit. Në pamje të parë, nuk është shumë e qartë se si shpejtësia e konvergjencës së pllakave dhe shpejtësia e nënshtrimit mund të ndryshojnë - duket se ky është i njëjti proces dhe shpejtësitë duhet të jenë të barabarta. Megjithatë, çështja është se subduksioni është vetëm një nga mekanizmat për kompensimin ose thithjen e materialit në zonat e përplasjes, mekanizmat e tjerë shoqërohen me formimin e strukturave të ndryshme të ngjeshjes; për këtë dhe arsye të tjera, shpejtësia e lëvizjes së pllakës subduktuese mund të ndryshojë në varësi të thellësisë. Nëse shpejtësia rritet me thellësinë, shkalla e përgjithshme e subduksionit është më e vogël se shkalla e konvergjencës; nëse zvogëlohet, shpejtësia e konvergjencës rritet.

(1) Në kufijtë e subduksionit, ku shkalla e konvergjencës së përgjithshme të pllakës është më e vogël se shkalla e subduksionit, sforcimet e induktuara horizontale të shtypjes janë të vogla dhe deformimi rajonal i pllakës së sipërme ndodh në shtrirjen horizontale. Shprehja tektonike e kufijve të tillë të subduksionit në tërheqje është:

- male topografikisht të ulëta,

- erozion i lehtë ose zhveshje,

- metamorfizmi në temperaturë të ulët ose mungesa e tij

- Përfshirja minimale e shkëmbinjve të bazamentit kristalor në strukturat e përplasjes

- e ulët - në zero - shpejtësia e konvergjencës pas përplasjes

- parathënie anormalisht të thella me një histori të gjatë sedimentimi detar në to

Analiza e të dhënave sizmike dhe të gravitetit përgjatë kufijve të subduksionit në tërheqje (Apeninet, Karpatet, sistemi Helenide) tregon se zhytja kontrollohet nga forcat gravitacionale që lindin nga densiteti i ulët i pllakave të zhytjes në thellësi midis afërsisht 40 dhe 80 km në Karpatet, 50 dhe 150 km. në Apenine, 50 dhe 250 km në Helenide.

(2). Në kufijtë e subduksionit, ku shkalla e konvergjencës së përgjithshme të pllakës është më e madhe se shkalla e subduksionit, transferimi i stresit shtypës horizontal përgjatë kufirit të pllakës është i rëndësishëm dhe deformimi rajonal i pllakës së sipërme ndodh nën shtypjen horizontale. Shprehja tektonike e kufijve të tillë të avancimit të subduksionit është:

- malet topografikisht të larta;

- rripa me palosje;

- sasi e madhe e erozionit dhe zhveshjes;

- daljet e shkëmbinjve shumë të metamorfozuar në sipërfaqe;

- deformime intensive të bazës kristalore deri në thellësi të mesit të kores;

- një histori e zgjatur e akumulimit të melasës në pjesët e përparme të lidhura.

5.2.1 Neotektonika e rajonit të Himalajeve

Analiza e gravitetit dhe të dhënave sizmike përgjatë dy kufijve të avancimit të subduksionit të zhvilluar në litosferën kontinentale të Alpeve Perëndimore dhe Himalajeve (Fig. 27) tregon se paketat e shtytjes u transmetuan në distanca të gjata mbi litosferën e përparme (në lidhje me kufirin e nënshtrimit); ka të ngjarë që lëvizjet përtej kufijve të subduksionit të kontrollohen nga sforcimet me rreze të gjatë që lidhen me lëvizjet globale të pllakave.

Në rajonin e përplasjes së Himalajeve, litosfera kontinentale e ftohtë dhe për këtë arsye më e rëndë, duke lëvizur në bishtin e oqeanit, zhytet nën litosferën më të nxehtë, dhe për këtë arsye më të lehtë dhe më plastike të skajit jugor të Euroazisë, dhe kjo e fundit nxehet pikërisht sepse korja oqeanike më parë ishte zhytur nën të; në të njëjtën kohë, shpejtësia e konvergjencës (konvergjencës) e Indisë dhe Euroazisë tejkalon shpejtësinë e subduksionit (Fig. 27). Me një subduksion të tillë kontinental, zakonisht formohet seria anësore e mëposhtme e strukturave:

Një lug kodër (një analog i një kanali në det të thellë gjatë zhytjes oqean-kontinental) është një strukturë e varur intensivisht që migron në një pllakë të nënshtruar (të ftohtë), zakonisht të mbushur me melasa të trashësisë së lartë, e cila afër qepjes deformohet në palosje monovergjente- paketa shtytëse të ultësirës së ulët;

Më tej, pas shtytjes së fuqishme rajonale ka ultësirë të larta të përbëra nga shkëmbinj para përplasjes, gjithashtu të deformuar intensivisht - ato përfaqësojnë një analog kontinental të një prizmi akrecional;

Pas tyre është një zonë tjetër shtytjeje, që ndan të ashtuquajturën zonë kristalore - një rajon malor i lartë i përbërë nga komplekse shkëmbinjsh shumë të metamorfozuar, duke përfshirë shkëmbinjtë e bodrumit të platformave antike (analog strukturor i një harku ishull);

Në pjesën e prapme të maleve ka pllaja të larta malore, të përbëra, si rregull, nga sedimente të parapërplasjes dhe melasë të gropave ndërmalore, të deformuara në një masë më të vogël se në strukturën malore; shumë shpesh në këto pllaja ndërtohen depresione të vogla të çarjes, pingul me brezin malor dhe, në përputhje me rrethanat, paralel me vektorët e konvergjencës dhe sforcimet e ngjeshjes;

Dhe ato janë të vendosura në depresionin e pasmë ndërmalor; Ndërveprimi i blloqeve të rrafshnaltës dhe i pellgut ndërmalor mund të çojë në formimin e maleve të pasme kufitare dhe strukturave me origjinë nga rrëshqitja, për shembull, pellgjet e rrëshqitjes.

Ngritjet intensive të strukturave malore të përplasjeve të këtij lloji shoqërohen me dy faktorë kryesorë: ngrohjen e kores në zonën e subduksionit së pari oqeanik dhe më pas kontinental dhe deformimin termik të tij, dhe së dyti, akumulimi i litosferës së lehtë kontinentale në zonën e përplasjes. rritje e mprehtë e trashësisë së kores së lehtë dhe ngritja izostatike e saj.

Lartësitë maksimale absolute këtu vërehen në zonën kristalore dhe arrijnë, siç e dini, më shumë se 8 km. Për më tepër, për shkak të shkallës së lartë të zhveshjes, kjo vlerë është afërsisht gjysma e amplitudës totale të ngritjes. Shkalla e gërmimit të shpateve të majës K2 ose Chogori në Karakarum - maja e dytë më e lartë në botë - e përcaktuar nga Foster dhe të tjerët nga gjurmët e kalbjes në apatite dhe zirkone dha një normë mesatare denudimi prej 3-6 mm/vit dhe një zhveshje prerje prej 7000 m me lartësi mesatare të sipërfaqes së ngritur rreth 6000 m Duke marrë parasysh se në pjesën e përparme të Siwalik-ut, baza melastike shtrihet në një thellësi prej 6-8 km, lëvizjet vertikale totale të diferencuara në këtë zonë përplasjeje arrijnë në 22. -24 km gjatë fazës së fundit.

5.2.2 Neotektonika e Kaukazit

Oriz. 28. Shpejtësitë e lëvizjeve horizontale në Turqinë veriore dhe Kaukazin e Madh dhe të Vogël sipas McClusky S. etal, 2000). Tregohet pozicioni i defekteve kryesore aktive.

Oriz. 30. Harta gjeologjike e Kaukazit

Oriz. 31. Seksioni përmes pjesës perëndimore të Kaukazit

Një tjetër strukturë përplasjeje e tipit Himalayan është Kaukazi i mirënjohur. Hartat e paraqitura tregojnë strukturën gjeologjike dhe strukturën më të fundit të Kaukazit. Zonimi më i përafërt neotektonik i Kaukazit mund të jetë si më poshtë. Ekzistojnë dy ngritje gjatësore më të mëdha: Kaukazi i Madh, i përbërë nga komplekset para-paleozoik, paleozoik dhe mezozoik, dhe kaukazi i vogël, i përbërë përgjithësisht nga shkëmbinj më të rinj mezozoik-cenozoik, duke përfshirë ofiolitë dhe vullkanikë të rinj. Këto ngritje janë të ndara nga një sistem depresionesh gjatësore - Rion dhe Kura, të mbushura në shkallë të ndryshme nga shtresa melase të deformuara dhe të zhytura. Të gjithë këta elementë neostrukturorë janë të segmentuar në mënyrë gjatësore dhe segmentet individuale ndryshojnë shumë në strukturën dhe stilin e deformimit.

Lartësitë maksimale të Kaukazit, rreth 5.5 km, kufizohen në masivët e rinj vullkanikë në Kaukazin e Madh - Elbrus dhe Kazbek, niveli minimal është niveli i Detit Kaspik, d.m.th. nën nivelin e detit. Besohet se nga fundi i Miocenit të hershëm - deri në epokën Sarmatiane - në vend të Kaukazit ekzistonte një reliev shumë i niveluar, mbetjet e të cilit u ruajtën në Kaukazin e Vogël (pjesërisht nën efuzivët e Miopliocenit, pjesërisht të gërmuara nga poshtë tyre dhe në zona të caktuara të Kaukazit të Madh Ngritja e një vendi malor, më saktë, deformimi i tij më i fundit, i vonë alpin filloi nga fundi i Sarmatit dhe mbuloi tre faza kryesore.

... bta Gorda dhe Gjiri i Kalifornisë. Në segmentin kanadez, kufiri i të njëjtave dy pllaka është Gaja e Mbretëreshës Charlotte, një sistem transformimi i tipit "hark-kreshtë". Zona e subduksionit Aleut demonstron një rast tjetër ku lakimi i harkut në kombinim me drejtimin e subduksionit luan një rol vendimtar: përgjatë harkut nga lindja në perëndim, subduksioni bëhet gjithnjë e më i orientuar në mënyrë të pjerrët dhe, së fundi, në Ishujt Komandant kthehet. në një zhvendosje transformimi

27. Struktura e thellë e zonave të subduksionit.

Subduksioni është një proces në të cilin litosfera kontinentale dhe oqeanike ose litosfera oqeanike dhe oqeanike konvergojnë në një kufi konvergjent. Me kundër-lëvizjen e tyre, një pllakë litosferike më e rëndë (gjithmonë oqeanike) kalon nën tjetrën dhe më pas zhytet në mantel.

Nga fundi i viteve 50. G. Stille sugjeroi që formimi i llogoreve në det të thellë, që shoqërojnë anomalitë negative të gravitetit dhe zonave sizmifokale që shtrihen në mantel, shoqërohet me subduksion të zhdrejtë të kores oqeanike; në një thellësi të caktuar ajo pëson shkrirje, duke krijuar zinxhirë vullkanikë që shtrihen paralelisht me kanalin.

Bazuar në natyrën e seksioneve ndërvepruese të litosferës, zonat e subduksionit ndahen në 2 lloje: zona margjinale-kontinentale (lloji Ande, Sunda dhe japonez) dhe zona oqeanike (lloji Mariana). Të parat formohen aty ku litosfera oqeanike zbret nën kontinent, e dyta - kur ndërveprojnë dy seksione të litosferës oqeanike.

Struktura dhe regjimi i subduksionit të zonave me margjina kontinentale janë të ndryshme. Më e gjata prej tyre, Ande (rreth 8 mijë km), karakterizohet nga zhytja e butë e litosferës së re oqeanike, mbizotërimi i streseve kompresive dhe ndërtimi malor në krahun kontinental.

Harku i Sundas dallohet nga mungesa e sforcimeve të tilla, gjë që bën të mundur rrallimin e kores kontinentale, sipërfaqja e së cilës është kryesisht nën nivelin e oqeanit; Më shumë litosferë e lashtë oqeanike është zhytur nën të, duke shkuar në thellësi në një kënd më të pjerrët.

Zonat e zhytjes të tipit japonez mund të konsiderohen gjithashtu një shumëllojshmëri zonash me margjina kontinentale, një ide e së cilës jepet nga kryqëzimi që kalon përmes Hendekut të Japonisë - Honshu - Detit të Japonisë. Karakterizohet nga prania e një pellgu detar margjinal me zona të kores së sapoformuar të tipit oqeanik ose nënoqeanik. Të dhënat gjeologjike, gjeofizike dhe paleomagnetike bëjnë të mundur gjurmimin e hapjes së detit margjinal të Japonisë pasi një rrip litosfere kontinentale u nda nga kufiri aziatik. Duke u përkulur gradualisht, ai u shndërrua në harkun e ishullit japonez.

Gjatë formimit të zonave të subduksionit të tipit oqeanik (Mariana), litosfera oqeanike më e lashtë (dhe për këtë arsye më e fuqishme dhe më e rëndë) zhytet nën atë më të re, në skajin e së cilës formohet një hark ishull. Shembull: sistemi i Antileve jugore.

28. Kinematika e subduksionit, opsionet kryesore. (një lloj i ngjashëm me modelet e vendosjes)

Baza është rrëshqitja horizontale e dy pllakave litosferike, si dhe ulja gravitacionale e njërës me lëvizje negative në astenosferë.

Tre vektorë kryesorë të lëvizjes: vektorë rrëshqitës të drejtuar horizontalisht (2) dhe një vektor zbritës gravitacional në rënie.

Sipas llogaritjeve, korja oqeanike humbet mbijetesën e saj në një moshë prej 10 milion vjetësh - dendësia e saj rritet në krahasim me astenosferën themelore.

Zhvendosja e kundërt, fyese e menteshës së pllakës subduktuese parandalohet nga pjesa e zhytur e pllakës, e ankoruar në mantel.

Vektorët e lëvizjes horizontale të pllakave litosferike mund të orientohen ose në një kënd të drejtë ose në një kënd të mprehtë ndaj kanalit. Gjatë subduksionit të zhdrejtë, gabimet gjatësore të rrëshqitjes zhvillohen përgjatë kufirit - Harku Sunda

Me shpejtësi të lartë të lëvizjes së pllakës së sipërme+ ku litosfera oqeanike relativisht e lehtë ose e trashë zbret, pllaka e sipërme përparon përtej vijës së menteshës së pllakës së poshtme dhe e mbivendos atë. Formohet një pjesë sipërfaqësore shumë e sheshtë e zonës Benioff, e shprehur në mënyrë karakteristike nën segmentin qendror të Andeve.

Rregulli i ortogonalitetit të subduksionit, shpjegimi dhe përdorimi i tij.

Konvergjenca e pllakave litosferike gjatë subduksionit ndodh në një drejtim që shkurton goditjen e kanalit në një kënd të vogël. (<60 в 80% случаев)

Rezistenca e fërkimit të subduksionit është minimale në një kënd relativ prej 90 dhe rritet kur këndi zvogëlohet në 45, kjo shihet si një justifikim dinamik për ortogonalitetin.

Gjatë Paleogjenit, zhytja e pllakës Farallon ndodhi në kënde gjithnjë e më të mprehta në kufijtë kontinental të Cordillera dhe Ande - ndarja e pllakave Juan de Fuca, Cocos, Nazca - të cilat, si rezultat, u zhytën pothuajse në mënyrë ortogonale.

Nëse ndikimi i jashtëm ndryshon papritur drejtimin, atëherë subduksioni i mëparshëm shuhet dhe fillon një i ri për shkak të një gabimi të transformimit të orientuar.

Rregulli përdoret në rindërtimet paleotektonike për të zgjidhur problemin e kundërt: drejtimi më i mundshëm i konvergjencës së pllakave litosferike përcaktohet përgjatë goditjes së zonës antike të subduksionit.

29. Zonat sizmofokale Benioff. Thellësia e tyre, profilet, strukturat, sforcimet në qendra.

Një manifestim i mrekullueshëm i subduksionit modern janë zonat sizmofokale - një grup burimesh sizmike që shkojnë në mënyrë të pjerrët në thellësi. Burimet sizmike janë të kufizuara në pllakën litosferike subduktuese dhe, së bashku me të, depërtojnë në astenosferë, ndonjëherë duke e kaluar plotësisht atë. Në vitet 1949-1955. X. Benioff nga Instituti i Teknologjisë në Kaliforni përmbledh punën në zonat fokale sizmike. Kjo është arsyeja pse ata u emëruan pas tij.

Thellësia e zonave Benioff. Duke krahasuar vendndodhjen e burimeve të tërmeteve me rezultatet e tomografisë sizmike për të njëjtën zonë subduksioni, mund të bindet se ulja e litosferës në një thellësi të caktuar gjeneron burime dridhjesh elastike dhe më pas vazhdon si një proces aseizmik. Kjo përcaktohet nga një rënie në vetitë elastike të litosferës subduktuese ndërsa ngrohet. Thellësia e zonave Benioff varet kryesisht nga pjekuria e litosferës oqeanike subduktuese, e cila u rrit në trashësi dhe u ftoh me kalimin e moshës.

Rregullatori i dytë i rëndësishëm i thellësisë së zonave Benioff është shkalla e subduksionit. Me shpejtësi të madhe (9-10,5 cm/vit), edhe litosfera me një moshë 80-40 milionë vjet ruan vetitë e saj elastike në thellësi rreth 600 km.

Shembull: thellësia e një prej zonave fokale sizmike më të gjata, Andeve, zvogëlohet nga 600 km në pjesën qendrore të saj në 150-100 km në krahët. Ndryshimet ndodhin në mënyrë diskrete në përputhje me segmentimin e kësaj zone subduksioni.

Shpërndarja vertikale e burimeve sizmike në zonat Benioff është jashtëzakonisht e pabarabartë. Numri i tyre është maksimal në majë të zonës, zvogëlohet në mënyrë eksponenciale në thellësi 250-300 km, dhe më pas rritet, duke dhënë një kulm në intervalin nga 450 në 600 km.

Drejtimi i pjerrësisë së zonave Benioff. Pas të dobëtit, të gjitha zonat Benioff janë të orientuara në mënyrë të pjerrët. Në sistemet me margjina kontinentale, duke përfshirë sistemet komplekse të tipit japonez, pllaka gjithmonë zbret drejt kontinentit, pasi është litosfera oqeanike ajo që zbret. Këtu, gjatë bashkëveprimit konvergjent të dy pllakave të litosferës oqeanike, ajo që është më e vjetër, pra më e trashë dhe më e rëndë, fundoset. Prandaj, zona përkatëse Benioff është e anuar nën litosferën më të re oqeanike, kudo që të jetë.

Profili i zonës Benioff. Pjerrësia e çdo zone fokale sizmike ndryshon me thellësinë në përputhje me konfigurimin e pllakës së gjurmuar nga tomografia sizmike. Këndet e vogla të pjerrësisë në sipërfaqe (35-10°) rriten me thellësinë: në fillim shumë pak, pastaj zakonisht pasohen nga një përkulje e dallueshme, pas së cilës është e mundur një rritje e mëtejshme graduale e pjerrësisë, deri në pothuajse vertikale. Arsyeja e rritjes së pabarabartë të pjerrësisë së pllakës që shtrihet në mantel (dhe zonën sizmifokale) dhe lakimet përkatëse të profilit të saj konsiderohet të jetë ngjeshja e shkëmbinjve të litosferës subduktuese për shkak të kalimit fazor të mineraleve.

Shpërndarja e zonave benioff.

Pranë sipërfaqes- nën kanalin e thellë të detit, dhe shpesh në kornizën e tij oqeanike - vatrat janë të vendosura brenda litosferës, kryesisht në pjesët e sipërme të saj (shtrirje).

Më poshtë, në një thellësi deri në 15 km, subduksioni mund të jetë aseizmik.

Më thellë ku pllaka subduktuese lë kontakt me murin e varur, dhe pastaj zhytet në astenosferë, të gjitha burimet janë gjetur përsëri brenda pllakës.

Më në fund, edhe më thellë zona Benioff vazhdon me një zinxhir burimesh në pjesën e sipërme të litosferës, të formuara gjatë ngjeshjes përgjatë shpatit të pllakës.

Sizmiciteti mbi zonat Benioff përcaktohet kryesisht nga trashësia e litosferës në murin e varur, si dhe shpërndarja dhe intensiteti i rrjedhës së nxehtësisë që kalon nëpër të. Në harqet e ishujve, sizmiciteti mbi zonën Benioff, duke filluar nga llogore, mund të gjurmohet anash për 500 km ose më shumë. Këto janë burime kryesisht të cekëta

30. Struktura e thellë e zonave të subduksionit sipas të dhënave gjeofizike.

Profilizimi sizmik shumëkanalësh bën të mundur marrjen e profileve strukturore të zonave të zhytjes deri në thellësi prej disa dhjetëra kilometrash me rezolucion të lartë. Në profile të tilla dallohet rrafshi kryesor i prishjes së zonës së subduksionit, si dhe struktura e brendshme e pllakave litosferike në të dy anët e këtij rrafshi të thyerjes.

Duke përdorur metodat e tomografisë sizmike, litosfera subduktuese mund të gjurmohet thellë në mantel, pasi kjo litosferë ndryshon nga shkëmbinjtë përreth për shkak se ka veti më të larta elastike (“faktori i cilësisë sizmike”) dhe karakteristikat e shpejtësisë. Profilet tregojnë se si pllaka subduktuese kalon shtresën kryesore astenosferike. Në disa zona, duke përfshirë afër Kamchatka, ajo vazhdon në mënyrë të pjerrët, duke shkuar në mantelin e poshtëm në një thellësi prej 1200 km (Fig. 6.6). Në zona të tjera, veçanërisht në zonën Izu-Bonin, pasi ka arritur në sipërfaqen e mantelit të poshtëm (ku viskoziteti i shkëmbinjve në një thellësi prej 670 km rritet 10-30 herë), litosfera përkulet dhe më pas shkon horizontalisht mbi këtë sipërfaqe . Në përgjithësi, duke përdorur metodat e tomografisë sizmike, u bë e mundur gjurmimi i pjesës së zhytur të pllakave litosferike oqeanike deri në 1800 km të gjata, duke filluar nga kanali i thellë të detit. Bazuar në normat mesatare të subduksionit, ky është rezultat i ndërveprimeve konvergjente gjatë rreth 25 Masë së fundit.

Një informacion jashtëzakonisht i rëndësishëm jepet nga vëzhgimet sizmologjike të vatrave të tërmeteve që ndodhin në pjesën e sipërme të zonave të subduksionit (në thellësi deri në disa qindra kilometra) dhe formojnë zona sizmifokale të fuqishme të pjerrëta - të ashtuquajturat zona Benioff (shih 6.1.4).

31. Anomalitë gravimetrike dhe magnetike mbi zonat e subduksionit, shpërndarja e rrjedhës së nxehtësisë.

Gravimetria: anomalitë e mprehta të gravitetit të shtrira përgjatë zonës së subduksionit, kur e kalojnë atë, zëvendësohen në një sekuencë të rregullt. Përballë kanalit të thellë të detit në oqean, zakonisht gjurmohet një anomali pozitive deri në 40-60 mGl, e kufizuar në bymimin margjinal. Shkaktohet nga përkulja elastike antiklinale e litosferës oqeanike në fillim të zonës së subduksionit. Kjo pasohet nga një anomali negative intensive (120-200, deri në 300 mGal), e cila shtrihet mbi kanalin e thellë të detit, duke u zhvendosur disa kilometra drejt anës së saj ishull-hark. Kjo anomali lidhet me relievin tektonik të litosferës, dhe gjithashtu, në shumë raste, me rritjen e trashësisë së kompleksit sedimentar. Në anën tjetër të kanalit në det të thellë, vërehet një anomali e lartë pozitive (100-300 mGl) mbi murin e varur të zonës së subduksionit. Krahasimi i vlerave të gravitetit të vëzhguar me ato të llogaritura konfirmon se ky maksimum gravitacional mund të jetë për shkak të zhytjes së zhdrejtë të shkëmbinjve më të dendur në astenosferë në krahasim me litosferën e ftohtë. Në sistemet me hark ishull, vazhdimi i profilit të gravitetit zakonisht pasohet nga anomali të vogla pozitive mbi pellgun margjinal të detit.

Vëzhgimet gjeotermale zbulojnë një ulje të rrjedhës së nxehtësisë pasi litosfera relativisht e ftohtë zhytet nën anën e harkut akut (ose kontinental) të kanalit të thellë të detit. Megjithatë, më tej, ndërsa i afrohemi brezit të vullkaneve aktive, rrjedha e nxehtësisë rritet ndjeshëm.

Subduksioni modern reflektohet gjithashtu në të dhënat magnetometrike. Në hartat e anomalive magnetike lineare, pellgjet e tipit oqean dallojnë qartë kufijtë e tyre tektonikë të natyrës së çarjes dhe subduksionit. Nëse, në lidhje me të parën, anomalitë lineare të kores oqeanike janë të qëndrueshme (paralele me to), atëherë kufijtë e subduksionit janë sekantë, ato ndërpresin sistemet e anomalive në çdo kënd, në varësi të ndërveprimit konvergjent të pllakave litosferike.

Kur litosfera oqeanike zhytet në një kanal në det të thellë, intensiteti i anomalive lineare shpesh zvogëlohet disa herë, gjë që supozohet se shpjegohet nga demagnetizimi i shkëmbinjve për shkak të streseve të përkuljes. Në raste të tjera, anomalitë mund të gjurmohen në kufirin konvergjent dhe madje edhe më tej. Në Fig. Figura 6.12 tregon një hartë të fushës magnetike të njërit prej segmenteve të Hendekut të Amerikës Qendrore (16-17° N). Anomalitë lineare të kores oqeanike, e cila është e moshës së Miocenit këtu, zgjaten në drejtimin SE-VP, kryqëzojnë boshtin e kanalit të detit të thellë dhe më pas mund të gjurmohen nën murin e varur të zonës së subduksionit në një shirit rreth 25 km i gjerë. Litosfera oqeanike që shkon në thellësi duket se shkëlqen përmes komplekseve sedimentare të palosur të kufirit kontinental. Edhe më tej, ku zhytet nën një kore të trashë graniti-gneiss, anomalitë lineare humbasin.

32. Magmatizmi i zonave të subduksionit, modelet e shpërndarjes së tij.

Vendosja: Marrëdhënia hapësinore e brezave të fuqishëm të vullkanizmit modern me llogore në det të thellë, zona Benioff dhe manifestime të tjera të subduksionit është mjaft e qartë. Duke përdorur shembullin e vullkaneve japoneze, u vërtetua se zinxhirët e vullkaneve aktive ndodhen mbi pjesën e thellësisë së mesme të zonës fokale sizmike. Më vonë u bë e qartë se ky është një model që mund të gjurmohet në të gjitha zonat e zhytjes. Thellësia e zonës sizmifokale të prirur nën vullkane varion nga 60 në 350 km, por aktiviteti maksimal magmatik vërehet mbi intervalin 100-200 km. Distanca e vullkaneve nga kanali lidhet në mënyrë të zhdrejtë me prirjen e zonës sizmifokale. Sa më i madh të jetë këndi i pjerrësisë, aq më afër vullkanizmit të llogores ruhet globalisht. Linja që kufizon brezin vullkanik në anën e hendekut quhet fronti vullkanik - 120-250 km nga hendeku i detit të thellë. Në anën e kundërt, kufiri i brezave vullkanikë nuk është aq i mprehtë. Gjerësia totale e brezave vullkanikë të subduksionit varion nga disa dhjetëra kilometra në 175-200 km, në disa vende edhe pak më të mëdha.

Rrënjët e thella: Meqenëse në thellësi të përshtatshme pllaka lëviz midis materialit asthenosferik dhe burimet sizmike ndodhen brenda saj, një ulje e sizmicitetit nën vullkane ka shumë të ngjarë të nënkuptojë një ulje të vetive elastike të litosferës subduktuese gjatë ndarjes së lëngjeve apo edhe shkrirjes së pjesshme. . Ky segment që gjeneron magmë të zonës së subduksionit është rajoni ku proceset e magmës sapo fillojnë të vazhdojnë mbi pllakën subduktuese në pykën e mantelit dhe zbresin deri në dhomat e magmës afër sipërfaqes në bodrumin e vullkaneve. Rrënjët e thella të brezit vullkanik, të shënuara nga një rënie në shpejtësinë dhe karakteristikat elastike të shkëmbinjve, gjurmohen qartë nga tomografia sizmike - deri në sipërfaqen e pllakës.

Specifikat e përbërjes së magmave mbi zonat e subduksionit.

Përbërja e vullkaneve ndikohet nga:

Anësore: kaliumi, rubidiumi, stronciumi rritet me thellësinë e subduksionit, Fe/Mg zvogëlohet

Në drejtim të kanalit, toleiiti (bazalt toleiit, daciti ferruginoz) ia lëshon vendin kalko-alkalinit (alumini bazalt-riolit), në pjesën e pasme të harkut - shoshonitik (shoshonitik bazalt-trakit)

ORE: Au, Cr, Ni, Cu- Zn? Pb, Mo - nën harkun Sn-Wo-U

(ndoshta në të njëjtin vend...)47. Specifikat e përbërjes së magmave mbi zonat e subduksionit.

Formimi i magmave që ushqejnë vullkanizmin e subduksionit përfshin lëndën që ndahet nga litosfera oqeanike subduktuese, nga shkëmbinjtë e pykës astemosferike të vendosura sipër saj, si dhe nga manteli dhe shkëmbinjtë kore të litosferës së murit të varur, e cila shërben si themel të brezit vullkanik. Një tipar i rëndësishëm specifik i formimit të magmës gjatë subduksionit konsiderohet të jetë lëvizja e materies nga korja oqeanike, duke përfshirë mbulesën e saj sedimentare, thellë në maitia, e cila i jep karakteristikat përkatëse gjeokimike magmave të mantelit. Përveç kësaj, sasia e madhe e ujit që futet në këtë rast ndryshon rrënjësisht kushtet e shkrirjes së pjesshme të peridotiteve mbi zonën e subduksionit. Duke gjykuar nga eksperimentet laboratorike, ndarja e drejtpërdrejtë e jo vetëm shkrirjeve bazaltike, por edhe andezitike është e mundur nga manteli "i ujitur". Pavarësisht diversitetit të vullkanikëve subduksion, të cilët përfshijnë një gamë të gjerë shkëmbinjsh të serisë toleitike, kalko-alkaline dhe shoshonite, specifika e tyre gjeokimike në shumë raste bën të mundur dallimin e këtyre shkëmbinjve nga shkëmbinj të ngjashëm vullkanikë me origjinë të tjera.

33. Akrecioni subduksion dhe erozioni subduksion, shprehja e tyre gjeologjike.

Efekti tektonik i bashkëveprimit të pllakave litosferike në zona të ndryshme subduksioni, dhe shpesh në segmentet fqinje të së njëjtës zonë, ndryshon. Në varësi të kësaj, mund të bëhet dallimi midis regjimit të grumbullimit të subduksionit, regjimit të erozionit subduksion (tektonik) dhe gjithashtu regjimit neutral.

Ekziston një mekanizëm tjetër për rritjen e harkut të ishullit ose kufirit kontinental. Një pjesë e materialit sedimentar që shkon në thellësi me pllakën e oqeanit mbetet gjithashtu, duke u ndarë prej saj dhe duke u shtresuar nga poshtë në murin e varur të zonës së subduksionit detaj në brezin e akresionit Shimanto të Kretakut (Japoni).

Erozioni. Regjimi i erozionit subduksion shprehet me prerjen e murit të varur nën veprimin e pllakës litosferike që avancon, duke çuar në thellësi produktet e shkatërrimit. Së bashku me shtimin e subduksionit, është një nga dy mënyrat kryesore tektonike të subduksionit.

Profilet sizmike janë një burim i rëndësishëm informacioni. Në vitin 1986, u bë një interpretim i marrëdhënieve të zbuluara nga profilizimi nën shpatin e harkut të ishullit të Hendekut japonez. Shenja e parë e erozionit: Këtu nuk ka asnjë prizëm modern akrecional. Struktura e murit të varur (harkut të ishullit) tregon erozion tektonik. Kjo është një seri shtresash e epokës Kretake e prirur nga kanali, e cila është e prerë në thellësi nga një sipërfaqe kontakti tektonike me pjerrësi të lehtë: erozioni i murit të varur ndodh nga poshtë. Pasoja e një erozion të tillë konsiderohet të jetë ulja e shpatit ishull-hark, siç përcaktohet nga vrimat e shpimit.

Gjatë zhvillimit afatgjatë, erozioni i subduksionit ndërpret elementët e harkut të ishullit ose kufirit aktiv kontinental më afër kanalit të thellë të detit, ndërsa brezat vullkanikë që vdesin afrohen gjithnjë e më shumë me kufirin konvergjent. 2

2 mekanizma të erozionit:

Erozioni bazal përfshin veprimin mekanik të pllakës subduktuese në sipërfaqen e poshtme të murit të varur të zonës së subduksionit (shih Fig. 6.27, A). Erozioni i këtij krahu ndodh nga poshtë, gjë që çon në një ulje të trashësisë së tij dhe një ulje përkatëse.

Erozioni frontal është prerja e skajit kryesor të një muri të varur nga një pllakë subduktuese, duke kapur dhe përfshirë shkëmbinjtë që përbëjnë këtë skaj në subduksion. Është veçanërisht e dukshme kur një reliev tektonik i disektuar është formuar në një pllakë subduktuese gjatë përkuljes së saj - një sistem grabenësh dhe horsts.

Regjimi i subduksionit neutral - një regjim në të cilin subduksioni nuk shoqërohet as nga akumulimi dhe as erozioni tektonik, ky është një fenomen i rrallë

34. Identifikimi dhe rindërtimi i zonave antike të subduksionit.

Prania e zonave të lashta të subduksionit mund të përcaktohet nga prania e një prizmi akrecional.

Gjithashtu, zonat e subduksionit kanë vullkanizëm specifik. Një tipar i rëndësishëm i formimit të magmës gjatë subduksionit është lëvizja e materies nga korja oqeanike, duke përfshirë mbulesën e saj sedimentare, thellë në mantel, e cila i jep karakteristikat përkatëse gjeokimike magmave të mantelit. Përveç kësaj, sasia e madhe e ujit që futet në këtë rast ndryshon rrënjësisht kushtet e shkrirjes së pjesshme të peridotiteve mbi zonën e subduksionit. Duke gjykuar nga eksperimentet laboratorike, ndarja e drejtpërdrejtë e jo vetëm shkrirjeve bazaltike, por edhe andezitike është e mundur nga manteli "i ujitur".

Mbi zonat e subduksionit ndodhen afeolite anormale.

Ofiolite:

Anomalia e tyre mbi zonat e subduksionit është

Formimi sedimentar i pellgjeve me hark të pasmë karakterizohet nga hiri vullkanik nga brezi magmatik në njërën anë dhe sedimentet kontinentale terrigjene nga kontinenti nga ana tjetër. Trashësia e argjilave pelagite këtu është shumë më e madhe se në oqean.

Drejtimi i subduksionit mund të përcaktohet nga formacionet blushisti dhe shishi jeshil. Blueschists formohen në kushtet e temperaturave më të ulëta dhe presioneve të larta.

35. Obduksioni i litosferës oqeanike dhe mekanizmat e saj të propozuar.

Ndërveprimi normal i litosferave kontinentale dhe oqeanike në kufijtë konvergjentë shprehet me subduksion. Vetëm në vende dhe për një kohë të shkurtër shfaqet një kombinim i kushteve tektonike në të cilat litosfera oqeanike ngrihet dhe shtyhet në kufirin kontinental. Aktualisht, ky proces me sa duket nuk ndodh askund, por një episod relativisht i fundit (Mioceni i vonë - Plioceni) është vendosur në kryqëzimin e kreshtës së përhapjes së Kilit me kufirin aktiv të Andeve. Në kohën e shtytjes, ajo ishte një litosferë relativisht e re, me trashësi mesatare dhe ende pak e ftohur me një densitet mesatar relativisht të ulët dhe për këtë arsye, në përputhje me izostazën, pozicion i lartë hipsometrik– kusht i domosdoshëm për obduksion.

Obduksioni, si rregull, shoqërohet me efektin metamorfik dinamotermik të peridotiteve të nxehta që përbëjnë pjesën e poshtme të pllakës litosferike në shkëmbinj autoktonë.

Mekanizmat e rrëmbimit:

Obduksioni në skajin e një pellgu oqeanik ndodh në kufijtë aktiv dhe pasiv. Ky është një model i obduksionit gjatë përplasjes së një kreshtë të përhapur me një kufi kontinental aktiv. Nëse kreshta shtrihet afërsisht paralelisht me kufirin, atëherë gjatë zhytjes pllaka kontinentale do të mbivendoset me krahun më të afërt dhe do të vijë në kontakt me skajin e ngritur të krahut tjetër, i cili si rezultat mund të përmbyset. Një shembull është thithja e kreshtës së përhapjes së Kilit.

Obduksioni gjatë mbylljes së pellgjeve të tipit oqean. Kushtet gjeologjike të vendndodhjes së shumë fragmenteve të rrëmbyera të litosferës oqeanike pranë qepjeve të thella ofiolite të Mesdheut-Himalayan dhe rripave të tjera të palosshme bëjnë të mundur lidhjen e origjinës së tyre me mbylljen e pellgjeve të vogla oqeanike si Deti i Kuq. Nëse hapja e legenëve të tillë zëvendësohet drejtpërdrejt nga ngjeshja e tyre, atëherë rrjedha e lartë e nxehtësisë favorizon qërimin e pllakave litosferike. Pozicioni i lartë hipsometrik i litosferës së re oqeanike dhe shpatullat e zhytura të kores së holluar kontinentale në skajet e pellgjeve të tilla përhapëse nxisin ngurtësinë. Me mbylljen e plotë të kornizës kontinentale, shtresa strukturore ngrihet dhe shfaqet një pjerrësi në fund të pellgjeve epikontinentale ngjitur, duke siguruar lëvizje të mëtejshme gravitacionale të pllakave të rrëmbyera të litosferës oqeanike, shoqëruar me formimin e olistostromes.

36. Zonat e përplasjes së litosferës kontinentale: relievi, struktura, lëvizjet, vullkanizmi, karakteristikat e thella.

Nëse litosfera kontinentale i afrohet kufirit konvergjent nga të dyja anët, atëherë shkëmbinjtë sialik relativisht të lehtë nuk zhyten në mantel, por hyjnë në ndërveprim mekanik aktiv. Ngjeshja intensive krijon struktura komplekse, trashje të kores dhe ndërtesës malore. Në këtë rast, mund të shfaqet shtresa e brendshme tektonike e litosferës, kur ajo ndahet në pllaka që përjetojnë zhvendosje horizontale dhe deformime joharmonike. , në kufirin konvergjent, në vend të subduksionit, zhvillohet përplasja, d.m.th., përplasja e pllakave litosferike - një regjim gjeodinamik që aktualisht manifestohet kryesisht përgjatë brezit të palosshëm Mesdhe-Himalayan, i cili është i gjatë mijëra kilometra. Përplasja dhe lëvizjet dhe deformimet e shoqëruara janë maksimale në ato segmente të këtij brezi ku skaji jugor i Euroazisë kundërshtohet nga zgjatimet e pllakave kontinentale të Hindustanit dhe Arabisë. Në këto vende formohen shtrëngime (përdredhje) të brezit të palosur.

Ndërtimi madhështor i Himalajeve dhe Tibetit jep një ide të një faze më të pjekur dhe ende shumë aktive të ndërveprimit përplasës të njësive të mëdha kontinentale. Filloi në Paleogjen 50-70 milionë vjet më parë, kur litosfera oqeanike që ndante nënkontinentin Hindustan nga kufiri Euroaziatik u zhyt plotësisht nën të. Pjerrësia e zonës së subduksionit paracaktoi vegjencën jugore të palosjes dhe shtytjes së fazës së përplasjes. Kundërlëvizja e Hindustanit dhe Eurazisë, shpejtësia e të cilave para fillimit të përplasjes arrinte 15-20 cm/vit, vazhdoi edhe në të ardhmen. Në fillim (para Oligocenit) ajo ndodhi me një shpejtësi prej rreth 10 cm / vit, më vonë - 5 cm / vit ose më pak, dhe konvergjenca totale pas fillimit të përplasjes i kaloi 2000 km.

Ndërtimi malor gjatë përplasjes shoqërohet me grumbullimin e melasës së trashë në koritat e përparme dhe ndërmalore.

Lëvizja gjatësore e masave shkëmbore në brezin e përplasjes. Me konvergjencën e pllakave litosferike që janë heterogjene në strukturën e tyre, të përbëra nga pjesë kontinentale dhe oqeanike, si dhe ku kufiri kontinental ndërvepron me disa pllaka dhe mikropllaka të ndryshme, vërehen kalime përgjatë goditjes nga zonat e përplasjes në zonat e zhytjes ose anasjelltas. . Një shembull është vazhdimi i sistemit të përplasjes së Timorit të subduksionit Sunda të diskutuar më sipër. Modeli kompleks strukturor karakteristik i brezit mesdhetar-himalajan shpjegohet nga skicat e parregullta dhe mospërputhja e ndërsjellë gjeometrike e kufijve kontinental që formojnë këtë brez: euroaziatike, nga njëra anë, afrikano-arabe dhe hindustane, nga ana tjetër.

Marrëdhëniet më ekspresive janë në kryqëzimin e segmenteve përplasëse Anadollako-Kaukaziane dhe subduksionit Egje-Qipro, pasi ngjeshja intensive e rripit të palosjes përpara pjesës së përparme të indentuesit arab është ngjitur atje me shtrirje jo më pak intensive dhe të qëndrueshme mbi subduksion. zonë.

Deformimet e përplasjes në një distancë nga kufiri konvergjent. Në kushte të favorshme gjeologjike, deformimet e përplasjes manifestohen jo vetëm në zonën e bashkëveprimit konvergjent të pllakave litosferike, por edhe në një distancë prej saj. Kështu, nën presionin e përplasjes së orogjenit të Alpeve, mbulesa e platformës së përparme u shqye përgjatë shkëmbinjve plastikë të Triasikut kripëmbajtës, u zhvendos dhe u deformua me formimin e sistemit të palosur të maleve Jurassic 50-150 km në veriperëndimi.

Kolapsi i orogjenëve të përplasjes. Në zhvillimin e strukturave malore përplasëse, faza e ngjeshjes, trashjes dhe ngritjes izostatike të kores së tokës pasohet natyrshëm nga faza e shtrirjes, rrallimit dhe uljes përkatëse të saj (kolapsi orogjenik). Në Alpe, ku shtrirja moderne manifestohet sizmologjikisht, u konstatua se në zonat qendrore të orogjenit ajo filloi 20 milionë vjet më parë dhe për një kohë të gjatë bashkëjetoi me deformimet e ngjeshjes me palosje me shtytje në periferi të strukturës malore.

Rreth pikave të nxehta në grumbull:

Lineariteti i strukturave vullkanike dhe plakja natyrore e Ridge Perandorit në Oqeanin Paqësor e çoi W. J. Morgan në 1971 në krijimin e një modeli të pikës së nxehtë si një anomali termike relativisht e palëvizshme dhe jetëgjatë në mantel. Është një burim magmash të pasuruar me elementë gjurmë dhe ushqen vullkanet në ishujt oqeanikë dhe në brendësi të kontinenteve. Në sipërfaqen e tokës, një pikë e nxehtë reflektohet nga aktiviteti anormalisht i lartë vullkanik, aktualisht ose në të kaluarën. Idealisht, ky është një zinxhir vullkanesh moderne dhe të lashta, mosha e të cilave gradualisht bëhet më e lashtë në një drejtim (gjurmë e një pike të nxehtë, shtëllungë), e cila shoqërohet me "djegien" e një pllake litosferike në lëvizje. Kur pllaka largohet nga pika e nxehtë, vullkani pushon së qeni aktiv, vdes dhe, së bashku me pllakën, largohet nga pika e nxehtë. Një shembull klasik i një gjurme të pikës së nxehtë do të ishte një zinxhir vullkanesh që shtrihet në Oqeanin Paqësor nga Ngritja e Obruchev me male detare të mbivendosura, përbën kreshtën e Perandorit dhe gjurmët në arkipelagun e Ishujve Havai me vullkane aktive (për shembull, Mauna Loa). . Në të njëjtën kohë, kjo ide origjinale filloi të zbatohej në çdo strukturë vullkanike në Oqeanin Botëror, e cila, sipas mendimit të autorit të këtij manuali, nuk është e provuar qartë.

Pikat e nxehta dhe shtëllungat e mantelit

Në vitet 1970, J. Wilson dhe J. Morgan propozuan një hipotezë "pikat e nxehta" Dhe "avionët e mantelit (shtëllungat)". Baza janë vëzhgimet në kreshtat Havai dhe Perandorake në Oqeanin Paqësor. E para prej tyre është një zinxhir ishujsh me vullkane të zhdukur, që përfundon në juglindje me vullkanet aktive të Ishujve Havai. Në fillim ai artikulohet me një zinxhir kodrash vullkanike nënujore të njohura si Kreshta e Perandorit. Kështu, ne shohim një pamje të migrimit të rregullt në kohë dhe hapësirë të qendrave vullkanike. Wilson dhe Morgan e shpjeguan këtë foto me faktin se nën Fr. Hawaii aktualisht po përjeton një avion të nxehtë manteli që depërton nëpër astenosferë dhe litosferë dhe merr një pozicion të palëvizshëm. Pllaka e Paqësorit lëvizi mbi këtë pikë të nxehtë, fillimisht në veriperëndim (Ridge Imperial), dhe më pas, nga 42 milionë vjet, në drejtimin perëndim-veriperëndim, ndërsa avioni i nxehtë "e shpoi" atë dhe krijoi gjithnjë e më shumë vullkane të reja.

Ka rreth 40 pika të nxehta në oqeane dhe kontinente, dhe pothuajse të gjitha janë të lidhura me aktivitetin vullkanik. Karakteristika është magma alkali-bazaltike me origjinë nga manteli i pashteruar, gjë që tregon vendndodhjen e thellë të "rrënjëve" të pikave të nxehta. Nëse vazhdojmë nga stacionariteti i tyre, atëherë është e mundur të përcaktohen lëvizjet jo relative, por "absolute" të pllakave litosferike, të matura në lidhje me pikat e nxehta të ankoruara në mantel.

Ekziston edhe koncepti i supershtëllungave, të cilat shoqërohen me proceset e fragmentimit dhe shpërbërjes së superkontinenteve.

39. Por nuk jam i sigurt.

Ekzistojnë dy mënyra kryesore për krijimin dhe hapjen e zonave të çarjes. Koncepti i riftimit aktiv vjen nga ideja tradicionale e epërsisë së ngjitjes

15. Subduksioni.

Ndërveprimi i pllakave litosferike gjatë kundër-lëvizjes (d.m.th., në kufijtë konvergjentë) krijon procese komplekse dhe të ndryshme tektonike që depërtojnë thellë në mantel. Ato shprehen nga zona të tilla të fuqishme të aktivitetit tektonomagmatik si harqet ishullore, skajet kontinentale të tipit Ande dhe strukturat malore të palosura. Ekzistojnë dy lloje kryesore të ndërveprimit konvergjent të pllakave litosferike: subduksioni dhe përplasja. Subduksioni zhvillohet aty ku litosferat kontinentale dhe oqeanike ose litosferat oqeanike dhe oqeanike konvergojnë në një kufi konvergjent. Me kundër-lëvizjen e tyre, një pllakë litosferike më e rëndë (gjithmonë oqeanike) kalon nën tjetrën dhe më pas zhytet në mantel. Përplasja, d.m.th. Përplasja e pllakave litosferike zhvillohet aty ku litosfera kontinentale konvergjon me atë kontinentale: lëvizja e tyre e mëtejshme është e vështirë, kompensohet nga deformimi i litosferës, trashja dhe "mbushja" e saj në strukturat malore të palosur. Shumë më rrallë dhe për një kohë të shkurtër gjatë konvergjencës, krijohen kushte që fragmente të litosferës oqeanike të shtyhen në skajin e pllakës kontinentale: ndodh pengimi i saj. Me një gjatësi totale të kufijve modernë konvergjentë prej rreth 57 mijë km, 45 prej tyre janë subduksion, 12 të tjerët janë përplasje. Ndërveprimi i obduksionit të pllakave litosferike nuk është vërtetuar askund këto ditë, megjithëse dihen zona ku ka ndodhur një episod obduksioni në një kohë gjeologjike relativisht të fundit.

6.1. Subduksioni: manifestimi i tij, mënyrat dhe pasojat gjeologjike

Në fillim të viteve '30, pasi kishte zbuluar anomali të mprehta negative përgjatë llogoreve të thellë të Indonezisë, F. Vening-Meines arriti në përfundimin se në këto zona aktive palosjet e lëndës së lehtë kore po tërhiqeshin në mantel. Në të njëjtën kohë, F. Lake, duke studiuar formën dhe vendndodhjen e harqeve ishullore, shpjegoi formimin e tyre nga kryqëzimi i sferës së tokës me thyerje të prirura përgjatë të cilave kontinenti aziatik lëviz drejt Oqeanit Paqësor. Së shpejti, K. Wadachi krijoi për herë të parë një zonë sizmifokale të prirur që shtrihej nga kanali i detit të thellë nën zinxhirët vullkanikë të ishujve japonezë, e cila mbështeti supozimin e lidhjes së harqeve ishullore me shtytje (ose shtytje) të mëdha përgjatë periferisë. të Oqeanit Paqësor.

Nga fundi i viteve 50, G. Stille shprehu idenë se formimi i llogoreve në det të thellë, që shoqërojnë anomalitë negative të gravitetit dhe zonave sizmofokale që shtrihen në mantel, shoqërohet me nënshtresim të zhdrejtë të kores oqeanike; në një thellësi të caktuar ajo pëson shkrirje, duke krijuar zinxhirë vullkanikë që shtrihen paralelisht me kanalin.

Kjo skemë ishte tashmë shumë afër konceptit modern të subduksionit si një formë e ndërveprimit konvergjent të pllakave litosferike. Ai u zhvillua në vitet '60, kur u zhvillua një model i subduksionit litosferik. Vetë termi "subduksion" (latinisht nën - nën, ductio - drejtues) u huazua nga gjeologjia alpine: në fillim të viteve '50, A. Amstutz e quajti subduksion lëvizjen dhe tërheqjen në thellësi të disa komplekseve sialike të Alpeve nën të tjera. Në kuptimin e tij të ri, termi "subduksion" u miratua në Konferencën II Penrose dhe që atëherë është përdorur gjerësisht për një nga konceptet themelore të tektonikës së pllakave. Gjatë dekadave të fundit, studimi i subduksionit është bërë një degë e gjerë e gjeotektonikës.

Duhet theksuar se koncepti dhe termi "subduksion" u prezantua për të treguar një proces kompleks të thellë, të panjohur më parë. Subduksioni nuk mund të reduktohet as në "nënshtyrje" ose "ngulje" të pllakave litosferike. Qasja e tyre gjatë subduksionit përbëhet nga vektorët e lëvizjes së dy pllakave kontaktuese dhe vërehet një marrëdhënie e larmishme midis drejtimit dhe madhësisë së këtyre vektorëve. Për më tepër, në rastet kur ndodh ulja e shpejtë gravitacionale e njërës prej pllakave litosferike në astenosferë, ndërveprimi i tyre ndërlikohet nga kthimi prapa i kufirit konvergjent. Është vërtetuar se subduksioni zhvillohet ndryshe në varësi të raportit të vektorëve të lëvizjes së pllakave, moshës së litosferës subduktuese dhe një sërë faktorësh të tjerë.

Meqenëse gjatë subduksionit një nga pllakat litosferike thithet në thellësi, duke mbajtur shpesh me vete formacione sedimentare të kanalit dhe madje edhe shkëmbinj të murit të varur, studimi i proceseve të subduksionit është i mbushur me vështirësi të mëdha. Vëzhgimet gjeologjike pengohen gjithashtu nga uji i thellë i oqeanit mbi kufijtë e subduksionit. Subduksioni modern shprehet në relievin nënujor dhe tokësor, lëvizjet dhe strukturat tektonike, vullkanizmin dhe kushtet e sedimentimit. Struktura e thellë e zonave të subduksionit, manifestimet e saj sizmike dhe gjeotermale studiohen duke përdorur metoda gjeofizike. Për të llogaritur kinematikën e ndërveprimit të subduksionit të pllakave litosferike, përdoren parametrat e lëvizjes së tyre, të përcaktuara në lidhje me akset e përhapjes dhe në koordinatat e pikave të nxehta, si dhe zgjidhjet e mekanizmit fokal direkt në pjesën e sipërme të zonave Benioff. . Vitet e fundit, matjet e drejtpërdrejta të lëvizjes relative të pllakave litosferike duke përdorur metodat e reflektorit lazer dhe interferometrisë radio janë bërë gjithnjë e më të rëndësishme.

6.1.1. Shprehja e zonave të subduksionit në reliev

Vetë metoda e bashkëveprimit konvergjent të pllakave litosferike gjatë subduksionit paracakton asimetrinë e secilës zonë të tillë dhe relievin e saj. Linja e kontaktit aktiv shprehet qartë nga llogore në det të thellë, thellësia e të cilave, si struktura litosferike, varet drejtpërdrejt nga shpejtësia e zhytjes dhe nga dendësia mesatare (d.m.th., mosha) e pllakës subduktuese. Meqenëse llogoret shërbejnë si një kurth sedimenti, kryesisht për turbiditët me origjinë ishullore ose kontinentale, thellësia e tyre shtrembërohet nga sedimentimi, i cili përcaktohet nga kushtet fiziografike. Thellësia e oqeanit mbi llogore moderne ndryshon shumë, është maksimale në Hendekun Mariana (11022 m). Thellësia e llogoreve në lidhje me fryrjen margjinale ngjitur të pllakës subduktuese arrin 4000 m.

Me një gjatësi deri në disa mijëra kilometra, gjerësia e llogoreve zakonisht nuk i kalon 50-100 km. Si rregull, ato janë të përkulura në mënyrë harkore me një konveksitet drejt pllakës subduktuese, më rrallë ato janë të drejta. Hendeqet moderne të detit të thellë shtrihen pingul me drejtimin e subduksionit (subduksioni ortogonal) ose në një kënd të mprehtë në këtë drejtim (subduksioni i zhdrejtë është vendosur mbizotërimi i orientimeve ortogonale dhe të ngjashme).

Profili i llogoreve në det të thellë është gjithmonë asimetrik: muri subduktues është i sheshtë (rreth 5 °), muri i varur është më i pjerrët (deri në 10 dhe madje 20 °). Detajet e relievit ndryshojnë në varësi të gjendjes së stresit të pllakave litosferike, regjimit të subduksionit dhe kushteve të tjera. Në shumë kryqëzime, pjerrësia oqeanike e hendekut është e ndërlikuar nga grabenet gjatësore dhe malet. Fundi i ngushtë dhe i sheshtë i kanalit, ndonjëherë vetëm disa qindra metra i gjerë, përbëhet nga sedimente.

Asimetrike është edhe vendosja e formave të relievit në kornizën e llogoreve në det të thellë. Nga ana e oqeanit, këto janë valëzime të buta margjinale që ngrihen 200-1000 m mbi dyshemenë e oqeanit, duke gjykuar nga të dhënat gjeofizike, valëzimet margjinale përfaqësojnë një kthesë antiklinale të litosferës oqeanike, e cila nuk është e balancuar në mënyrë izostatike dhe mbështetet nga ngjeshja e saj horizontale. . Aty ku ngjitja e fërkimit të pllakave litosferike është e lartë, lartësia e bymesë margjinale është në korrespondencë të drejtpërdrejtë me thellësinë relative të segmentit ngjitur të kanalit.

Në anën e kundërt, mbi krahun e varur ("të afërt") të zonës së nënshtrimit, paralel me kanalin, shtrihen kreshtat e larta ose kreshtat nënujore, të cilat, siç do të tregohet më poshtë, kanë një strukturë dhe origjinë të ndryshme. Nëse zhytja drejtohet drejtpërdrejt nën kufirin kontinental (dhe një hendek i detit të thellë është ngjitur me këtë kufi), zakonisht formohet një kreshtë bregdetare dhe një kreshtë kryesore e ndarë prej saj nga luginat gjatësore, topografia e së cilës mund të ndërlikohet nga ndërtesat vullkanike. . Këto të fundit shoqërohen edhe me subduksion, duke u vendosur në një distancë të caktuar nga kanali i thellë të detit. Andet janë më të fuqishmit dhe më përfaqësuesit e sistemeve malore moderne të kësaj origjine.

Aty ku zona e subduksionit nuk ndodhet në skaj të kontinentit, një palë forma pozitive të tokës me origjinë të ngjashme përfaqësohen nga harqe ishullore. Ky është një hark i jashtëm jo vullkanik (menjëherë pranë hendekut) dhe i ndarë nga depresione, paralelisht me të, një hark i brendshëm kryesor, vullkanik. Ndonjëherë harku i jashtëm i ishullit nuk formohet dhe korrespondon me një kthesë të mprehtë në relievin nënujor në skajin e kanalit të thellë të detit. Shumica e harqeve moderne të ishujve ndodhen në skajin perëndimor të Oqeanit Paqësor: nga harqet Aleutian dhe Kuril-Kamchatka në veri deri në harkun Kermadec në jug. Kjo e fundit shtrihet pothuajse në mënyrë lineare: forma harkore e kreshtave vullkanike dhe jo vullkanike, llogoreve në det të thellë/dhe manifestime të tjera të zonave të subduksionit që arrijnë në sipërfaqe është e përhapur, jo e rastësishme, por jo e detyrueshme.

Meqenëse çdo zonë zhytjeje shkon në thellësi në mënyrë të pjerrët, efekti i saj në murin e varur dhe relievi i tij mund të shtrihet 600-700 km ose më shumë nga kanali, gjë që varet kryesisht nga këndi i prirjes. Në të njëjtën kohë, në përputhje me kushtet tektonike, formohen forma të ndryshme të relievit, të cilat do të diskutohen më poshtë, kur karakterizohen seritë strukturore anësore mbi zonat e subduksionit.

6.1.2. Pozicioni tektonik dhe llojet kryesore të zonave të subduksionit

Vendndodhja aktuale e zonave të subduksionit është shumë e natyrshme. Shumica e tyre janë të kufizuara në periferi të Oqeanit Paqësor. Sistemet e subduksionit të Antileve të Vogla dhe Jugore, megjithëse ndodhen në Atlantik, janë të lidhura ngushtë në origjinën e tyre me evolucionin e strukturave të kornizës së Paqësorit, me përkuljen dhe depërtimin e tyre larg në lindje në hapësirat e lira që hapen midis kontinentet e Amerikës së Veriut, Amerikës së Jugut dhe Antarktidës. Sistemi i subduksionit Sunda është më i pavarur, megjithatë, ai gjithashtu graviton drejt ansamblit strukturor të Unazës së Paqësorit. Kështu, aktualisht, të gjitha zonat e subduksionit që kanë marrë zhvillim të plotë dhe karakteristik janë në një mënyrë ose në një tjetër të lidhura me këtë brez më të fuqishëm të veprimtarisë tektonike moderne. Vetëm disa zona subduksioni relativisht të vogla, të cekëta dhe specifike (të tilla si Egjeu, Eoliani) zhvillohen në pellgun e Mesdheut - kjo relike e Oqeanit Tethys Mesozoik-Cenozoik. Marzhi verior i Tethys është trashëguar gjithashtu nga zona e subduksionit të Mekranit.

Gjeologjia historike na lejon të kuptojmë modelin e lartpërmendur të vendndodhjes moderne të zonave të subduksionit. Në fillim të Mesozoikut, ata thuajse kompletuan superkontinentin e atëhershëm të unifikuar Pangea, nën të cilin litosfera e oqeanit përreth Panthalassa u zhyt. Më pas, ndërsa superkontinenti gradualisht shpërbëhej dhe fragmentet e tij lëviznin në mënyrë centrifugale, zonat e subduksionit vazhduan të zhvillohen përpara pjesës së përparme të masave kontinentale në lëvizje. Këto procese nuk kanë të ndalur deri më sot. Meqenëse Oqeani Paqësor modern është hapësira e mbetur nga Panthalassa, zonat e zhytjes që shfaqen në kornizën e tij janë, si të thuash, fragmente të unazës së subduksionit që rrethonte Pangean. Aktualisht ato janë të vendosura afërsisht në vijën e rrethit të madh të sferës së tokës, dhe me kalimin e kohës gjeologjike, ndërsa zona e Oqeanit Paqësor vazhdon të tkurret, ato ndoshta do të konvergojnë edhe më afër kornizës së tij.

Zonat e subduksionit mesdhetar nuk kanë sisteme të lidhura përhapëse dhe duket se mbështeten nga mbyllja e Oqeanit Tethys, një degë e madhe e Panthalassa.

Natyra e seksioneve ndërvepruese të litosferës përcakton ndryshimet midis dy llojeve kryesore tektonike të zonave të subduksionit: diferencë kontinentale (Andean) dhe oqeanike (Mariana) e para formohet aty ku litosfera oqeanike nënshtrohet nën kontinent, e dyta -. gjatë bashkëveprimit të dy seksioneve të litosferës oqeanike.

Struktura dhe regjimi i subduksionit të zonave margjinale kontinentale janë të ndryshme dhe varen nga shumë kushte. Më e gjata prej tyre, Ande (rreth 8 mijë km), karakterizohet nga zhytja e butë e litosferës së re oqeanike, mbizotërimi i streseve kompresive dhe ndërtimi malor në krahun kontinental. Harku i Sundas dallohet nga mungesa e sforcimeve të tilla, gjë që bën të mundur rrallimin e kores kontinentale, sipërfaqja e së cilës është kryesisht nën nivelin e oqeanit; Më shumë litosferë e lashtë oqeanike është zhytur nën të, duke shkuar në thellësi në një kënd më të pjerrët.

Lloji japonez i zonës së zhytjes mund të konsiderohet gjithashtu një shumëllojshmëri e zonës margjinale-kontinentale, një ide e së cilës jepet nga kryqëzimi që kalon përmes Hendekut të Japonisë - Deti Honshu-Japoni Karakterizohet nga prania e një kufiri pellg detar me kore të sapoformuar të tipit oqeanik ose nënoqeanik. Të dhënat gjeofizike dhe paleomagnetike bëjnë të mundur gjurmimin e hapjes së detit margjinal të Japonisë pasi një rrip litosfere kontinentale u nda nga kufiri aziatik. Duke u përkulur gradualisht, u kthye në harkun e ishullit japonez me një bazë kontinentale sialike, d.m.th. në harkun e ishullit eisial. Më poshtë do t'i rikthehemi pyetjes se përse në disa raste zhvillimi i zonës së subduksionit margjinal-kontinental çon në hapjen e detit margjinal, ndërsa në të tjera kjo nuk ndodh.

Gjatë formimit të zonave të subduksionit të llojit oqeanik (Mariana), litosfera oqeanike më e lashtë (dhe për këtë arsye më e fuqishme dhe më e rëndë) zhytet nën atë më të re, në skajin e së cilës (në bazë simatike) formohet. ensimatigërvishti harkun e ishullit. Një shembull i zonave të tilla të zhytjes, së bashku me Mariana, mund të jenë sisteme të tilla të harkut ishullor si Izu-Bopin, Tonga-Kermadec dhe Lntil Jugor. Asnjë nga këto zona subduksioni, të paktën kohët e fundit, nuk u formua në mes të oqeanit: ato gravitojnë drejt një paragjeneze komplekse strukturash në kornizën e oqeanit.

Në të gjitha rastet e konsideruara, litosfera e tipit oqeanik është e zhytur. Procesi vazhdon ndryshe kur litosfera kontinentale i afrohet kufirit konvergjent në të dyja anët. Ai përfshin një kore të trashë dhe me densitet të ulët. Prandaj, konvergjenca zhvillohet këtu si një përplasje, e cila shoqërohet me delaminim tektonik dhe deformim kompleks të pjesës së sipërme të litosferës. Shumë zona përplasjeje janë asimetrike sizmikisht të theksuara nënshtresa dhe rënia e pllakave të kores kontinentale. Ky është aktiviteti aktual tektonik i Himalajeve në kryqëzimin e pllakave kontinentale të Euroazisë dhe Hindustanit. Ne do ta konsiderojmë këtë kategori të kufijve konvergjentë si një lloj përplasjeje.

Megjithatë, në shumicën e rasteve, subduksioni A ka një natyrë tektonike të ndryshme dhe, siç vërehet nga A. Bally, shoqërohet me një subduksion më të thellë të litosferës oqeanike. Zhvillohet në pjesën e pasme të strukturave malore margjinale-kontinentale, ku litosfera që zbret nga oqeani është në gjendje të ushtrojë presion mbi kontinentin, duke gjeneruar gabime të kundërta dhe shtytje të drejtuara larg oqeanit. Një shembull janë shfrytëzimet e zinxhirëve Subandian, Malet Shkëmbore. Është e mundur që, nën ndikimin e subduksionit të thellë, të ndodhë edhe një ulje e autoktonit kontinental të shtytjeve të tilla të lidhura. Zona të ngjashme të subduksionit A, të vendosura mbi zona të fuqishme të nënshtrimit kontinental, janë më të mundshme dytësore ndaj tyre. Ato përshtaten në paragjenezën strukturore të kufirit kontinental.

6.1,3. Shprehja gjeofizike e zonave të subduksionit

Metodat e sizmicitetit, sizmologjisë, gravimetrisë, magnetometrisë, tingullit magnetotelurik, gjeotermisë, që plotësojnë njëra-tjetrën, japin informacion të drejtpërdrejtë për gjendjen e thellë të materies dhe strukturën e zonave të subduksionit, të cilat mund të gjurmohen me ndihmën e tyre deri në mantelin e poshtëm. Profilizimi sizmik me shumë kanale bën të mundur marrjen e profileve strukturore të zonave të subduksionit deri në thellësi prej disa dhjetëra kilometrash me rezolucion të lartë. Në profile të tilla dallohet zhvendosja kryesore e zonës së subduksionit, si dhe struktura e brendshme e pllakave litosferike në të dy anët e kësaj strukture.

Ndërveprimi konvergjent i litosferës në zonën e subduksionit krijon sforcime që prishin ekuilibrin izostatik dhe ruajnë lakimin e pllakave litosferike dhe relievin tektonik përkatës. G ravimetri zbulon anomali të mprehta të gravitetit, të cilat shtrihen përgjatë zonës së subduksionit, dhe kur e kalojnë atë, ndryshojnë në një sekuencë të rregullt. Përballë kanalit të thellë të detit në oqean, zakonisht gjurmohet një anomali pozitive deri në 40-60 mGl, e kufizuar në bymimin margjinal. Besohet se shkaktohet nga përkulja elastike antiklinale e litosferës oqeanike në fillim të zonës së subduksionit. Kjo pasohet nga një anomali negative intensive (120-200, më rrallë deri në 300 mGl), e cila shtrihet mbi kanalin e thellë të detit dhe zhvendoset disa kilometra drejt anës së saj ishullore (ose kontinentale). Kjo anomali lidhet me relievin tektonik të litosferës, dhe gjithashtu, në shumë raste, me një rritje të trashësisë së kompleksit sedimentar. Në anën tjetër të kanalit të detit të thellë, vërehet një anomali e lartë pozitive (1C0-300 mGl) mbi murin e varur të zonës së subduksionit. Një krahasim i vlerave të gravitetit të vëzhguar me ato të llogaritura konfirmon se kjo maksimum gravitacional mund të jetë për shkak të zhytjes së zhdrejtë të shkëmbinjve më të dendur në astenosferë nga litosfera relativisht e ftohtë. Në sistemet me hark ishull, vazhdimi i profilit të gravitetit zakonisht pasohet nga anomali të vogla pozitive mbi pellgun margjinal të detit.

Subduksioni modern shprehet edhe në të dhëna magjistarnitometria. Hartat e anomalive magnetike lineare të pellgjeve të tipit oqean dallojnë qartë kufijtë e tyre tektonikë të natyrës së çarjes dhe subduksionit. Nëse, në lidhje me të parën, anomalitë lineare të kores oqeanike janë të qëndrueshme (paralele me to), atëherë kufijtë e subduksionit janë sekantë, ato ndërpresin sistemet e anomalive në çdo kënd, në varësi të ndërveprimit konvergjent të pllakave litosferike.

Vëzhgimet gjeotermale zbulojnë një ulje të rrjedhës së nxehtësisë ndërsa litosfera relativisht e ftohtë fundoset nën anën e harkut ishullor (ose kontinental) të kanalit të thellë të detit. Megjithatë, më tej, ndërsa i afrohemi brezit të vullkaneve aktive, rrjedha e nxehtësisë rritet ndjeshëm. Besohet se energjia e çliruar në thellësi si rezultat i fërkimit të subduksionit, ngjeshjes adiabatike dhe transformimeve ekzotermike të mineraleve kryhet atje.

Kështu, të dhënat nga metoda të ndryshme gjeofizike janë në përputhje mjaft të mirë me njëra-tjetrën, ato shërbyen si bazë për një model të subduksionit litosferik, i cili u kontrollua dhe u rafinua pasi këto të dhëna u plotësuan.

6.1.4. Zonat Benioff

Manifestimi më shprehës i subduksionit modern është, siç u përmend më lart, zonat fokale sizmike që shkojnë në mënyrë të pjerrët në thellësi. Në mesin e viteve '30, K. Wadachi krijoi zonën e parë të tillë pranë Japonisë, dhe në dekadën e ardhshme (1938-1945) B. Gutenberg dhe C. Richter publikuan informacione për shumicën e zonave fokale sizmike të mbetura. Përmbledhja globale e këtyre autorëve krijoi shumë interes. Tashmë në vitin 1946, në veçanti, u shfaq një artikull nga petrologu dhe vullkanologu i famshëm A. N. Zavaritsky "Disa fakte që duhen marrë parasysh në ndërtimet tektonike", ku u zhvillua ideja për rolin parësor, përcaktues të zonave të thella sizmikisht aktive në lidhje. ndaj atyre që vërehen sipër tyre pranë sipërfaqes proceset tektonike dhe vullkanike, të cilat janë dytësore në këtë kuptim.

Në vitet 1949-1955. H. Benioff i Institutit të Teknologjisë në Kaliforni botoi gjeneratën e ardhshme të punimeve sintetike mbi zonat fokale sizmike. Në ato vite, koncepti i "tektonikës së re globale" po piqej, krijuesit e së cilës përdorën gjerësisht punën e H. Benioff në zonat sizmifokale dhe filluan t'i quajnë ato "zona Benioff". Emri i ka rrënjët në terminologjinë gjeologjike dhe gjeofizike, ndërsa K. Wadati i njihet përparësia dhe i bëhet haraç zbulimit themelor të këtij shkencëtari.

Deri më sot, është grumbulluar një material i gjerë mbi strukturën dhe karakteristikat e zonave fokale sizmike Benioff. Vendndodhja e burimeve të tërmeteve, madhësia e tyre, si dhe rezultatet e zgjidhjes së mekanizmit të tyre fokal merren parasysh, duke lejuar që dikush të gjykojë orientimin e akseve kryesore të stresit. Vendndodhja e vatrave të thella zakonisht përshkruhet në harta (d.m.th., në projeksion në një plan horizontal), si dhe në "profile" tërthore dhe gjatësore të zonës Benioff. Çdo "profil" i tillë është një projeksion i burimeve sizmike në një sipërfaqe vertikale. Për të ndërtuar një "profil" tërthor, merret një segment i caktuar i zonës Benioff dhe fokuset brenda saj projektohen në një plan vertikal të orientuar në kryqin e goditjes së zonës. Ndonjëherë ky plan vertikal është i orientuar në drejtimin e subduksionit, i cili mund të ndodhë në kënde të ndryshme ndaj goditjes së zonës. "Profili" gjatësor i zonës Benioff merret duke projektuar burimet sizmike në një sipërfaqe vertikale që ndjek përgjatë zonës fokale sizmike, duke u përkulur me të.

Thellësia e zonave Benioff. Duke krahasuar vendndodhjen e burimeve të tërmeteve me rezultatet e tomografisë sizmike për të njëjtën zonë subduksioni, mund të bindet se ulja e litosferës në një thellësi të caktuar gjeneron një burim dridhjesh elastike dhe më pas vazhdon si një proces aseizmik. . Kjo ndoshta përcaktohet kryesisht nga një rënie në vetitë elastike të litosferës nënshtruese ndërsa ngrohet. Thellësia e zonave Benioff varet kryesisht nga vëllimi. menjëherë nga pjekuria e litosferës oqeanike subduktuese, e cila rriti trashësinë e saj dhe u ftoh me kalimin e moshës.

Rregullatori i dytë i rëndësishëm i thellësisë së zonave Benioff është shkalla e subduksionit.

Thellësia e vëzhguar e zonave Benioff ndryshon gjerësisht si nga një zonë në tjetrën ashtu edhe përgjatë goditjes së së njëjtës zonë. Në veçanti, thellësia e një prej zonave më të gjata fokale sizmike, Andeve, zvogëlohet nga 600 km në pjesën qendrore të saj në 150-100 km në krahët.

Shpërndarja vertikale e burimeve sizmike në zonat Benioff është jashtëzakonisht e pabarabartë. Numri i tyre është maksimal në majë të Zonës, zvogëlohet në mënyrë eksponenciale në thellësi 250-300 km, dhe më pas rritet, duke dhënë një kulm në intervalin nga 450 në 600 km.

Drejtimi i pjerrësisë së zonave Benioff. Të gjitha zonat Benioff janë të orientuara në mënyrë të pjerrët. Në sistemet e kufirit kontinental, duke përfshirë sistemet e ndërtuara komplekse të tipit japonez, ato gjithmonë zbresin drejt kontinentit, pasi është litosfera oqeanike ajo që zbret.

Profili i zonës Benioff. Pjerrësia e secilës zonë fokale sizmike ndryshon me thellësinë, duke përcaktuar kështu profilin e saj tërthor. Këndet e vogla të pjerrësisë në sipërfaqe (35-10°) rriten me thellësinë: në fillim shumë pak, më pas zakonisht pasohen nga një përkulje e dallueshme, e ndjekur nga një rritje e mëtejshme graduale e pjerrësisë, pothuajse deri në të gjithë shumëllojshmërinë e profileve ndodhet natyrshëm midis dy ekstremeve llojet e tyre

Aktiviteti maksimal sizmik është i përqendruar në segmentin tjetër të zonave Benioff, ku gjenerohet nga ndërveprimi konvergjent i dy pllakave litosferike.

6.1.5. Shprehja gjeologjike e zonave të subduksionit

Studimi i zonave moderne të subduksionit na lejon të gjykojmë shprehjen e këtij procesi në sedimentim, deformime tektonike, magmatizëm dhe metamorfizëm. Kjo nga ana tjetër siguron çelësin për një rindërtim aktual të zonave antike të subduksionit.

Subduksioni dhe sedimentimi. Relievi tektonik i krijuar nga subduksioni paracakton vendosjen natyrale të pellgjeve sedimentare me formacione karakteristike. Veçantia e grumbullimit të sedimentit në kanalin e thellë të detit, ku kalon kufiri konvergjent i pllakave litosferike dhe fillon subduksioni, meriton vëmendje të veçantë.

Seritë anësore të pellgjeve sedimentare ndryshojnë në varësi të llojit tektonik të zonës së subduksionit. Në vendosjen e kufirit kontinental të tipit Ande, duke filluar nga oqeani, ndiqni llogore në det të thellë, pellgje ballore dhe të pasme. Hendeku karakterizohet nga depozitime fliskoide, turbidite terrigjene dhe tuface. Materiali që i kompozon vjen nga shpati kontinental dhe shpesh përmban produkte erozionesh të bazamentit granit-metamorfik. Transporti gjatësor përgjatë kanalit në distanca të gjata është karakteristik. Basenet ballore dhe të pasme (koritë) shërbejnë si vend për grumbullimin e shtresave kontinentale dhe të cekëta detare me pamje melase deri në disa kilometra të trasha. Në këtë rast, pellgu ballor, i vendosur midis kreshtave bregdetare (jo vullkanike) dhe kryesore (vullkanike), është i mbushur në mënyrë asimetrike: nga njëra anë me material klastik, nga ana tjetër - me materiale klastike dhe vullkanike. Pellgu i pasmë, i cili në pozicionin e tij është një piemonte, i thellë, merr gjithashtu produkte të shkatërrimit të kreshtës kryesore dhe materialit të tij vullkanik. Aty ndodh edhe rrënimi nga ngritjet intrakontinentale të kratonit.

Në vendosjen e harqeve ishullore modifikohet rreshti anësor i pellgjeve dhe mbushja e tyre. Depozitimet fliskoide të kanalit të thellë të detit përmbajnë këtu më pak material terrigjen. Përpara harqeve enzimatike, produktet e shkatërrimit të gabroideve, ultrabaziteve dhe shkëmbinjve të tjerë të litosferës oqeanike shfaqen nëse dalin në shpatin e harkut ishullor të kanalit. Formohet si ballor në harqet ishullore Unë do të parashikojpishinë e keqe, e cila është e mbushur me depozitime detare, përfshirë fliskoide, tufa-sedimentare me trashësi të madhe. Thellë zhvillohet si një e pasme prapa-hark osepishinë me hark, ku sedimentet e trasha detare, duke përfshirë flishoidet, grumbullohen në një bazë kontinentale të holluar ose në koren e oqeanit të sapoformuar. Kështu, formacionet molasoide të cekëta-detare dhe kontinentale të skajeve të sistemeve kontinentale zëvendësohen në sistemet e harkut ishullor nga ujërat më të thella, kryesisht fliskoide. Të dyja karakterizohen nga prania e materialit vullkanogjen, përbërja e të cilit varet nga lloji tektonik i zonës së subduksionit, i cili do të diskutohet më poshtë në seksionin mbi magmatizmin.

Vendndodhja tektonike e akumulimit të sedimentit në kanalin e thellë të detit është unike. Pavarësisht nga kohëzgjatja e ekzistencës së zonës së subduksionit, ajo përmban vetëm sedimente shumë të reja, pleistocene dhe holocenike, trashësia e të cilave zakonisht nuk i kalon disa qindra metra. Në këtë drejtim, ato kontrastojnë me mbushjen sedimentare të lugëve ngjitur të kufirit kontinental ose harkut të ishullit, ku edhe diapazoni i moshës edhe trashësia janë shumë më të mëdha. Të shtrirë pothuajse horizontalisht, sedimentet e llogores së detit të thellë mbështeten në anën e saj oqeanike dhe në anën e saj kontinentale (ose të harkut të ishullit) raportet varen nga regjimi tektonik i subduksionit. Në disa raste, si, për shembull, në Hendekun e Amerikës Qendrore në brigjet e Guatemalës, ata lëvizin nën murin e varur dhe përfshihen në subduksion, duke mos përjetuar pothuajse asnjë deformim. Në raste të tjera, përkundrazi, pranë kufirit konvergjent, sedimentet e kanalit të detit të thellë fitojnë një strukturë gjithnjë e më komplekse (në fund të fundit një lamela izoklinale të palosur), duke u bashkuar me të ashtuquajturën pykë akrecionale. Këto janë marrëdhëniet në pjesën veriore të të njëjtës llogore të Amerikës Qendrore në brigjet e Meksikës.

Kështu, specifika e akumulimit të sedimentit në një kanal në det të thellë në çdo rast është se nënshtresa e kores në lëvizje, e zhytur nën kufirin kontinental (ose harkun e ishullit), si një rrip transportieri, heq materialin sedimentar që hyn në kanal, duke krijuar hapësirë. për reshje gjithnjë e më të reja. Këto marrëdhënie janë shumë ekspresive në Hendekun e Japonisë në brigjet e Honshu, ku ato u hartuan nga automjetet zhytëse gjatë kërkimeve nën programin Kaiko. Në veçanti, aty masat nënujore të rrëshqitjes së dheut që vijnë nga shpati ishull-hark përfshihen në subduksion dhe nuk formojnë ndonjë grumbullim të rëndësishëm në fund të kanalit.

Nëse në basenet e zakonshme të sedimentimit trashësia e sedimenteve varet në masë të madhe nga ulja e fundit, atëherë në kanalet e detit të thellë faktorët fizikë dhe gjeografikë që kontrollojnë furnizimin me material terrigjen janë të parët. Në këtë drejtim, Hendeku Kilio-Peruan është tregues, praktikisht i lirë nga reshjet në segmentin ngjitur me shkretëtirën Atacama dhe gradualisht fiton mbushjen e tij të zakonshme në veri dhe jug, ku klima bëhet e lagësht dhe furnizimi me material klastik nga kontinenti është normalizuar. Një shembull tjetër i dukshëm është Hendeku i Puerto Rikos, pjesa më jugore e së cilës është e bllokuar nga sedimentimi i rëndë pasi rrjedhjet e mëdha nga delta e Orinokos drejtohen atje. Në veri, ndërsa largoheni nga ky burim i fuqishëm, trashësia e sedimenteve në llogore zvogëlohet.

6.1.6. Kinematika e subduksionit

Shumëllojshmëria e relievit, struktura e thellë, gjendja e stresit dhe magmatizmi i zonave të subduksionit, seria e tyre strukturore anësore përcaktohet nga bashkëveprimi i shumë faktorëve, ndër të cilët, siç u përmend më lart, roli i parametrave kinematikë të subduksionit është i rëndësishëm. Përkundër faktit se subduksioni i referohet kryesisht ndërveprimit konvergjent të pllakave, është e rëndësishme të merret parasysh i gjithë grupi i këtyre parametrave. Midis tyre, shpejtësia e konvergjencës nuk është kritike në shumë raste.

Parametrat kinematikë të subduksionit. Modelet kinematike të subduksionit bazohen në vektorët e shpejtësisë së lëvizjeve "absolute": rrëshqitja horizontale e dy pllakave litosferike ndërvepruese, si dhe ulja gravitacionale e njërës prej tyre me lëvizjen e saj negative në astenosferë. Në rastin e fundit, merret parasysh edhe rrokullisja përkatëse e menteshës së pllakës subduktuese (vija e saj e përkuljes në kanal). Në bazë të vektorëve të shpejtësive "absolute", përcaktohen lëvizjet relative të pllakave përgjatë zonës së zhvendosjes së zonës së subduksionit, si dhe deformimet që i plotësojnë ato (palosjet dhe zhvendosjet e gabimeve: gërshërët, thyerjet dhe shtytjet e kundërta, çarjet dhe përhapja) në pllakën litosferike në avancim.

Përballë, zhvendosja fyese e menteshës së pllakës subduktuese mendohet se rezistohet nga pjesa e zbritur e pllakës, e "ankoruar" në mantel. Me një zhvendosje të tillë, ajo do të përmbytej dhe do të përmbysej, megjithatë, për aq sa mund të gjykohet nga të dhënat gjeofizike, kjo nuk ndodh. Një lëvizje fyese e litosferës subduktuese (dhe menteshës së saj) së bashku me materialin asthenosferik përreth nuk mund të përjashtohet.

Me shpejtësi të lartë të lëvizjes së pllakës së sipërme, dhe gjithashtu aty ku litosfera oqeanike relativisht e lehtë ose e trashë është e zhytur, pllaka e sipërme përparon përtej vijës së menteshës së pllakës së poshtme dhe e mbivendos atë. Formohet një pjesë sipërfaqësore shumë e sheshtë e zonës Benioff, e shprehur në mënyrë karakteristike nën segmentin qendror të Andeve. Strukturat e stresit dhe të ngjeshjes shfaqen në të dy pllakat litosferike.

Përkundrazi, aty ku litosfera e lashtë dhe e rëndë zbret, janë të mundshme kushte në të cilat krahu i varur mbetet prapa kthimit të menteshes në lëvizjen e tij. Hapësira përkatëse ndodh përgjatë zonave të dobësuara mbi sipërfaqen e subduksionit, ku hapen pellgjet me hark të pasmë ose brenda harkut. Kjo përcaktohet nga vektori i zhvendosjes relative të pjesës ballore të pllakës litosferike që avancohet .

Nëse po krijohet vazhdimisht kaq shumë shtrat i ri i detit dhe Toka nuk po zgjerohet (dhe ka prova të shumta për këtë), atëherë diçka në koren globale duhet të shembet për të kompensuar. Kjo është pikërisht ajo që po ndodh në skajet e pjesës më të madhe të Oqeanit Paqësor. Këtu pllakat litosferike bashkohen dhe në kufijtë e tyre njëra nga pllakat që përplasen zhytet nën tjetrën dhe shkon thellë në Tokë. Zona të tilla të përplasjes së pllakave quhen zona subduksioni (subduksion, zhytje e një pllake nën një tjetër); në sipërfaqen e Tokës ato janë të shënuara nga kanale të thella oqeanike (llogore) dhe vullkane aktive (Fig. 5.4). Zinxhirët e mëdhenj të vullkaneve që formojnë të ashtuquajturën Unazë të Zjarrit që shtrihen përgjatë brigjeve të Oqeanit Paqësor - Andeve, Ishujt Aleutian, si dhe vullkanet e Kamchatka, Japonia dhe Ishujt Mariana - të gjitha i detyrohen ekzistencës së tyre fenomeni i subduksionit.

Oriz. 5.4. Një seksion kryq skematik i një zone subduksioni (lart, jo në shkallë) tregon një pllakë litosferike që zbret në mantelin e thellë dhe vullkane aktive mbi të. Në pjesën e poshtme të figurës, pikat përshkruajnë pozicionet e vatrave të tërmetit të regjistruara nën Hendekun Tonga në pjesën jugperëndimore të Oqeanit Paqësor. Së bashku, ata shënojnë vendndodhjen e pllakës zhytëse në një thellësi prej afërsisht 700 kilometrash. Shenjat në shkallën horizontale tregojnë distancën nga ulluqi. Përpiluar me përdorim të pjesshëm të Figurës 4-10 nga P. J. Willey's How the Earth Works. Shtëpia botuese "John Wiley and Sons", 1976.

Askush nuk mund të thotë saktësisht se si fillon subduksioni kur dy pllaka fillojnë të lëvizin më pranë njëra-tjetrës, por çelësi i ndërveprimit të tyre duket të jetë dendësia e shkëmbinjve. Korja e dendur oqeanike mund të pësojë subduksion, duke u zhdukur në thellësitë e Tokës pothuajse pa lënë gjurmë, ndërsa kontinente relativisht të lehta mbeten gjithmonë në sipërfaqe. Kjo është arsyeja pse dyshemetë e oqeanit janë gjithmonë të rinj dhe kontinentet janë të vjetra: fundi i detit jo vetëm që formohet vazhdimisht në defektet e kreshtave të oqeanit, por gjithashtu shkatërrohet vazhdimisht në zonat e zhytjes. Siç e kemi parë tashmë, pjesë të kontinenteve janë pothuajse katër miliardë vjet të vjetra, ndërsa pjesët më të vjetra të shtratit të detit nuk janë më të vjetra se 200 milionë vjet. Një nga përhapësit e parë të idesë së lëvizjes kontinentale i krahasoi kontinentet me shkumën e grumbulluar në sipërfaqen e një tenxhere me supë të valë - një krahasim i gjallë, megjithëse jo shumë i saktë.

Realiteti i subduksionit konfirmohet nga tërmetet që e shoqërojnë atë. Megjithëse sizmiciteti është një tipar karakteristik i të gjitha llojeve të kufijve të pllakave, vetëm zonat e zhytjes karakterizohen nga tërmete të thella që ndodhin në thellësi 600 kilometra ose më shumë. Tërmetet e thella njiheshin shumë përpara se tektonika e pllakave të fitonte popullaritet. Në vitin 1928, sizmologu japonez K. Wadachi raportoi tërmete që ndodhën afër Japonisë në një thellësi prej disa qindra kilometrash. Rreth njëzet vjet më vonë, një tjetër gjeofizik, Hugo Benioff, tregoi se në pjesë të tjera të botës ka "gabime të mëdha", të shënuara nga tërmete të shpeshta, të cilat zhyten thellë në mantel nga kanalet e oqeanit, sikur i vazhdojnë ato në thellësi. Ai përshkroi disa gabime të tilla, të vendosura përgjatë bregut perëndimor të Amerikës së Jugut dhe në jugperëndim të Oqeanit Paqësor në Hendekun Tonga. Këto zona nuk u interpretuan si zona subduksioni në atë kohë dhe vetëm më vonë u bë e qartë se këto zona gjigante me pjerrësi të sheshtë me sizmik të shtuar ndoqën nga afër rrugën e pllakave që zhyten në mantel (Figura 5.4). Tërmetet ndodhin sepse pjesët e pllakave oqeanike që zhyten në mantelin e nxehtë mbeten relativisht të ftohta, në kontrast me shkëmbinjtë e mantelit përreth, dhe mbeten aq të brishta edhe në thellësi të mëdha saqë mund të shfaqen çarje në to, duke shkaktuar tërmete. Disa nga tërmetet më të thella mund të ndodhin gjithashtu sepse mineralet në pjesët subduktuese të pllakave bëhen të paqëndrueshme nën presionet e larta të cilave u nënshtrohen atje dhe shemben papritmas, duke formuar minerale më të dendura ndërsa ndryshojnë në mënyrë dramatike vëllimin e tyre.

Në kontrast me shpërthimet relativisht të qeta të llavës bazaltike përgjatë akseve të divergjencës së pllakave, vullkanizmi karakteristik i zonave të subduksionit shpesh manifestohet shumë dhunshëm. Ndërsa aktiviteti vullkanik i kësaj Toke krijon vullkane mahnitëse të bukura, si mali Fuji i Japonisë, ai gjithashtu kontribuon në shumë nga fatkeqësitë që kanë pllakosur historinë e Tokës. Shembuj të fatkeqësive të tilla përfshijnë varrimin e qytetit të lashtë romak të Pompeit nën një shtresë hiri të nxehtë vullkanik të hedhur nga vullkani afër Vezuvit, shkatërrimi masiv i gjithë jetës në zonë nga shpërthimi i vullkanit Krakatoa në Indonezi në 1883, dhe më së fundi shpërthimi i malit Pinatubo në Ishujt Filipine në 1991. Pse vullkanizmi ekziston në zonat e subduksionit? Në kapitullin 2, ne sugjeruam një përgjigje të mundshme: pllakat oqeanike përmbajnë ujë. Uji grumbullohet në shtresat e trasha të sedimentit që grumbullohen në dyshemenë e oqeanit ndërsa lëviz nga vendi i formimit në kreshtat deri në shkatërrimin e tij në zonat e subduksionit. Përveç kësaj, gjatë këtij udhëtimi të gjatë, disa minerale në koren bazaltike reagojnë me ujin e detit për të formuar minerale të tjera, me ujë. Edhe pse gjatë përplasjeve të pllakave një pjesë e këtij sedimenti gërvishtet nga pllaka zbritëse dhe hidhet në tokë, pjesa tjetër bartet në mantel në thellësi të konsiderueshme. Ndërsa këto sedimente zbresin përgjatë zonës së subduksionit, pjesa më e madhe e ujit të lirë që përmbahet në poret midis kokrrave shtrydhet nga presioni i rritur dhe kthehet në sipërfaqe. Por një pjesë e tij mbetet, si uji i lidhur në strukturën e mineraleve të kores. Përfundimisht, rritja e temperaturës dhe presionit e nxjerr këtë ujë nga shkëmbinjtë dhe depërton në mantel në majë të zonës së subduksionit. Është ky proces që shkakton vullkanizmin. Në ato thellësi ku uji nxirret nga poret dhe nga vetë mineralet, manteli përreth është tashmë mjaft i nxehtë dhe shtimi i ujit ul temperaturën e shkrirjes së shkëmbinjve aq sa për të filluar shkrirja. Ky parim duhet të jetë i njohur për banorët e qyteteve veriore, të cilët spërkasin kripë në rrugë në dimër për të ulur temperaturën e shkrirjes së akullit.

Në të gjitha zonat e zhytjes së Tokës, vullkanizmi aktiv ndodh në mënyrë të pashmangshme në afërsisht të njëjtën lartësi mbi pllakën zbritëse, përkatësisht rreth 150 kilometra. Kjo është afërsisht thellësia në të cilën shkatërrohen mineralet që përmbajnë ujë,

lëshimi i ujit i cili nxit shkrirjen. Lloji tipik shkëmbor për këtë mjedis është andeziti, i cili e ka marrë emrin, siç mund ta merrni me mend, nga emri i vargmalit në Amerikën e Jugut (Andet), ku ky shkëmb është shumë i zakonshëm. Eksperimentet laboratorike tregojnë se andeziti është pikërisht lloji i shkëmbit që do të pritej të formohej nëse shkëmbinjtë e mantelit do të shkriheshin në prani të ujit të lëshuar nga një pllakë e zhytur; ky ujë shpjegon gjithashtu natyrën shpërthyese, të dhunshme të vullkanizmit, karakteristikë e zonave të subduksionit. Ndërsa magma i afrohet sipërfaqes së tokës, uji i tretur dhe përbërësit e tjerë të paqëndrueshëm zgjerohen me shpejtësi në përgjigje të uljes së presionit; ky zgjerim ka shpesh karakterin e një shpërthimi.

Shumë nga tërmetet më të mëdha ndodhin përgjatë zonave të zhytjes. Kjo nuk është për t'u habitur kur mendon se çfarë ndodh në këto zona: dy pjesë gjigante të kores së tokës, secila rreth 100 kilometra e trashë, përplasen me njëra-tjetrën, me një pjatë të shtyrë nën tjetrën. Fatkeqësisht, disa zona pranë zonave të subduksionit janë shumë të populluara. Mund të parashikojmë me 100% siguri se tërmete të mëdha shkatërruese do të vazhdojnë të ndodhin në zona të tilla; Ky nuk ka gjasa të jetë shumë ngushëllim përballë perspektivës së ngjarjeve katastrofike si tërmeti i Kobes në Japoni në fillim të vitit 1995.

Megjithatë Toka është një planet dinamik; Edhe zonat e subduksionit nuk zgjasin përgjithmonë, të paktën për sa i përket kohës gjeologjike. Përfundimisht ata pushojnë së punuari, dhe të tjerët formohen diku. Cilat ngjarje mund të ndalojnë procesin e subduksionit?

Më shpesh, kjo është një përplasje midis kontinenteve pasi korja oqeanike që ekzistonte midis tyre është konsumuar nga procesi i subduksionit. Le të kujtojmë se shumë shpesh pllakat litosferike përbëhen nga kore kontinentale dhe oqeanike. Ndërsa vetë pllaka mund të jetë indiferente ndaj natyrës së pasagjerëve të saj, nuk mund të thuhet e njëjta gjë për një zonë zhytjeje. Thjesht nuk është në gjendje të gëlltisë koren kontinentale me densitetin e saj të ulët. Pra, kur një pellg oqeani mbyllet përfundimisht për shkak të subduksionit, dy pjesë të kores kontinentale thjesht përplasen dhe bashkohen së bashku; ndalesa e subduksionit. Një skicë e thjeshtuar e një procesi të tillë është paraqitur në Fig. 5.5. Nuk është aq e thjeshtë sa mund t'ju bëjë të besoni përshkrimi i mësipërm; Në një rast tipik, përplasja midis kontinenteve shoqërohet me vullkanizëm të fuqishëm, metamorfizëm dhe ndërtim malor dhe kërkon një kohë shumë të gjatë.

Ndoshta shembulli më i shquar i një procesi të tillë nga e kaluara e afërt është përplasja midis Indisë dhe Azisë, e përshkruar më në detaje në Kapitullin 11, e cila krijoi Himalajet. Njëherë e një kohë, në atë që tani janë Himalajet, kishte një zonë zhytjeje përgjatë së cilës pllaka në jug po zhytej në veri nën Azi, dhe midis Azisë dhe kontinentit të Indisë, i cili ndodhej në jug, kishte një oqeanit. Shkëmbinjtë e Himalajeve dhe Rrafshnaltës Tibetiane tregojnë se kjo situatë vazhdoi për një kohë shumë të gjatë, gjatë së cilës shumë fragmente të vogla të kores së gjallë kontinentale, të transportuara së bashku me këtë pllakë oqeanike, mbërritën nga jugu në zonën e subduksionit dhe u mbërthyen në skaji jugor i Azisë. Por gradualisht fundi i oqeanit u zhyt nga zona e zhytjes, si rezultat i së cilës India u tërhoq në veri. Midis 50 dhe 60 milion vjet më parë, një cep i këtij kontinenti arriti në zonën e zhytjes dhe filloi të shtypte kundër Azisë. Inercia e lëvizjes së saj bëri që pjesa veriore e Indisë të rrëshqiste nën pjesën jugore të pllakës aziatike, duke formuar një pjesë të kores kontinentale dy herë më të trashë se kudo tjetër në botë. Sedimentet u larguan nga skajet e dy kontinenteve afër njëri-tjetrit përpara përplasjes së tyre, ishujt vullkanikë që ekzistonin përgjatë skajeve të tyre dhe vetë shkëmbinjtë e kontinenteve u kapën në një përplasje gjigante, të grimcuar në një sistem palosjesh paralele, të thyera në blloqe nga një sistem gabimesh dhe të metamorfizuara. Si rezultat, u formuan vargmali më i lartë malor dhe pllaja më e madhe në Tokë.

Oriz. 5.5. Seksion kryq skematik që tregon se si procesi i zhytjes mund të mbyllë një pellg oqean dhe të shkaktojë përplasjen e kontinenteve, duke formuar sisteme të mëdha malore si Himalajet.

Vendi i madh malor i Himalajeve konsiderohet ende një kufi me pllaka, sepse ka ende lëvizje relative midis Azisë dhe Indisë. Ky vend është ende në rritje; Tërmetet janë mjaft të zakonshme atje. Në të vërtetë, tërmetet që lehtësojnë stresin e kores ndodhin sot larg zonës së përplasjes, veçanërisht në Kinë, si rezultat i faktit se pjesë të Azisë u ngjeshën dhe u kthyen drejt lindjes, ndërsa të dy pllakat nxituan drejt njëra-tjetrës. Sidoqoftë, përfundimisht, kur lëvizja relative midis dy kontinenteve të ndarë më parë të pushojë, Himalajet do të njihen si një zonë qepjeje joaktive e vendosur brenda kontinentit. Por kur kjo të ndodhë, diçka tjetër do të duhet të largohet për të akomoduar zonën e re të shtratit të detit që formohet përgjatë kreshtës së oqeanit që shtrihet shumë në jug (Figura 5.2). Studimet e shtratit të detit pranë Sri Lankës në vitet e fundit tregojnë se një zonë e re zhytjeje mund të jetë duke u formuar në jug të ishullit, e cila do të zgjidhë enigmën gjeometrike.

Përplasjet kontinent-kontinent si ajo që prodhoi Himalajet duket se ndodhin rregullisht gjatë historisë gjeologjike. Edhe pse malet e larta që ata krijuan janë gërryer prej kohësh, gjurmët e ngjarjeve të tilla mund të dallohen në shkëmbinjtë e lashtë nga fakti se ato formojnë vija karakteristike të gjata shkëmbinjsh shumë të metamorfozuar të përafërsisht të së njëjtës moshë. Një shembull i mirë i një zone të tillë është provinca e Granville në Amerikën e Veriut lindore (Fig. 4.3), e cila ishte, pa dyshim, në kohët e lashta shumë e ngjashme me Himalajet e sotme.

Në versionin klasik, subduksioni ndodh në rast të një përplasjeje të dy pllakave oqeanike, ose oqeanike dhe kontinentale. Megjithatë, në dekadat e fundit është zbuluar se gjatë përplasjes së pllakave litosferike kontinentale, një pllakë litosferike shtyhet edhe nën një tjetër, ky fenomen quhet subduksion kontinental. Por në të njëjtën kohë, asnjë nga pllakat nuk zhytet në mantel për shkak të densitetit të ulët të kores kontinentale. Si rezultat, pllakat tektonike grumbullohen dhe grumbullohen për të formuar struktura të fuqishme malore. Një shembull klasik janë Himalajet.

Sipas teorisë së tektonikës së pllakave, mekanizmi i subduksionit (shkurtimi dhe shkatërrimi i kores oqeanike) kompensohet me përhapjen - mekanizmi i formimit të kores së re oqeanike në kreshtat mes oqeanit: Vëllimi i kores oqeanike të zhytur në zonat e subduksionit është e barabartë me vëllimin e kores që del në zonat e përhapjes. Në të njëjtën kohë, në zonat e subduksionit ka një grumbullim të vazhdueshëm të kores kontinentale për shkak të grumbullimit, d.m.th., zhveshjes dhe shtypjes intensive të mbulesës sedimentare nga pllaka subduktuese. Ngrohja e kores subduktuese është gjithashtu arsyeja e zhvillimit të gjerë të vullkanizmit përgjatë margjinave aktive kontinentale. Më e famshmja në këtë drejtim është Unaza e Zjarrit e Paqësorit. Thithja në shkallë të gjerë e kores oqeanike përgjatë periferisë së Oqeanit Paqësor tregon një proces tkurrjeje (mbylljeje) të këtij pellgu oqean më të vjetër ekzistues në planet. Procese të ngjashme kanë ndodhur në të kaluarën. Kështu, Oqeani i lashtë Tethys filloi të tkurret nga Mesozoiku dhe tani ka pushuar së ekzistuari me formimin e pellgjeve të mbetura, të njohura tani si detet Mesdheu, Zi, Azov dhe Kaspik.

Zonat më të famshme të zhytjes ndodhen në Oqeanin Paqësor: Ishujt Japonez, Ishujt Kuril, Kamchatka, Ishujt Aleutian, bregdeti i Amerikës së Veriut, bregdeti i Amerikës së Jugut. Gjithashtu zonat e subduksionit janë ishujt Sumatra dhe Java në Indonezi, Antilet në Detin e Karaibeve, Ishujt Sandwich Jugor, Zelanda e Re etj.

Klasifikimet e zonave të subduksionit

Ekzistojnë 4 lloje të zonave të subduksionit bazuar në karakteristikat strukturore:

Ande
Sunda;
Marian;
japoneze;

Zona e subduksionit e tipit Ande (Andean).- një zonë që formohet ku litosfera e re oqeanike lëviz nën kontinent me shpejtësi të madhe dhe me një kënd të butë (rreth 35-40º në horizont). Seria strukturore anësore nga oqeani në kontinent përfshin: kreshtën margjinale - llogore - kreshtë bregdetare (nganjëherë një ngritje ose tarracë nënujore) - pellg frontal (luginë gjatësore) - kreshtë kryesore (vullkanike) - pellg i pasmë (lug ultësirë). Karakteristikë e bregut lindor të Oqeanit Paqësor.

Zona e subduksionit të tipit Sunda- një zonë ku ndodh nënshtypja e litosferës së lashtë oqeanike, e cila shtrihet në thellësi në një kënd të pjerrët nën koren e holluar kontinentale, sipërfaqja e së cilës është kryesisht nën nivelin e oqeanit. Seria strukturore anësore përfshin: dallgëzim margjinal – llogore – hark ishullor jo vullkanik (i jashtëm) – pellg i paraarkut (lug) – hark vullkanik (i brendshëm) – pellg harku i pasmë (margjinal (deti margjinal)). Harku i jashtëm është ose një prizëm akrecional ose një projeksion bodrum i një muri të varur të një zone subduksioni.

Zona e subduksionit të tipit Mariana- një zonë e formuar kur dy seksione të litosferës oqeanike janë nënshtruar. Seria strukturore anesore perfshin: fryrje marxhinale - llogore (ka mjaft material terrigjen) - kreshta bregdetare, hark jo vullkanik - pellg i paraarkut (si ballor) - hark vullkanik enzimatik - pellg mbrapa-hark (ose nder- hark si një pellg me hark prapa në një lëvore oqeanike të holluar kontinentale ose të sapoformuar).
Zona e subduksionit e tipit japonez- zona e nënshtrimit të litosferës oqeanike nën harkun e ishullit ensialik. Seria strukturore anësore përfshin: kreshtën margjinale - llogore - kreshtë bregdetare (nganjëherë një ngritje ose tarracë nënujore) - pellg ballor (lugina gjatësore) - kreshtë kryesore (vullkanike) - pellg me hark të pasëm (margjinal, det margjinal) me kore të sapoformuar të tip oqeanik ose nënoqeanik .

Llojet e listuara të zonave të subduksionit shpesh kombinohen në mënyrë konvencionale në 2 grupe bazuar në karakteristikat morfologjike:

Paqësori Lindor - kjo përfshin zonën e tipit Ande. Karakterizohet nga prania e një kufiri aktiv kontinental.
Paqësori perëndimor - kjo përfshin lloje të tjera të zonave të zhytjes. Karakterizohet nga zhvillimi në skajin e varur të një harku ishull vullkanik.

Elementet kryesore strukturore

Prerje tërthore Zonat e subduksionit të Paqësorit Perëndimor bie në sy:

llogore e detit të thellë
pjerrësia e forearkut

llogore e detit të thellë

Distanca nga boshti i hendekut në frontin vullkanik është 100-150 km (në varësi të këndit të prirjes së zonës së zhytjes, në skajet aktive kontinentale distanca arrin 350 km). Kjo distancë korrespondon me një thellësi zhytjeje të pllakës prej 100-150 km, ku fillon formimi i magmës. Gjerësia e zonës vullkanike është rreth 50 km, me gjerësinë totale të të gjithë zonës së aktivitetit tektonik dhe magmatik 200-250 km (në kufijtë aktivë kontinental deri në 400-500 km).

Pjerrësia e forearkut

Pjerrësia e paraarkut përfshin 2 elementë kryesorë:

Prizma akrecionale
Tarracë e përparme

Subduksioni dhe magmatizmi

Kuptimi

Shihni gjithashtu

Shkruani një përmbledhje në lidhje me artikullin "Zona e nënshtrimit"

Shënime

Lidhjet

Fragment që përshkruan Zonën e Subduksionit

Pierre vuri re se si pas çdo gjyleje që godiste, pas çdo humbjeje, ringjallja e përgjithshme u ndez gjithnjë e më shumë.
Sikur nga një re bubullima që po afrohej, gjithnjë e më shpesh, më e lehtë dhe më e ndritshme, rrufeja e një zjarri të fshehur, flakërues u ndez në fytyrat e të gjithë këtyre njerëzve (sikur në kundërshtim me atë që po ndodhte).
Pierre nuk e priste me padurim fushën e betejës dhe nuk ishte i interesuar të dinte se çfarë po ndodhte atje: ai ishte zhytur plotësisht në soditjen e këtij zjarri gjithnjë e më të ndezur, i cili në të njëjtën mënyrë (ai ndjeu) po ndizte në shpirtin e tij.
Në orën dhjetë ushtarët e këmbësorisë që ishin para baterisë në shkurre dhe përgjatë lumit Kamenka u tërhoqën. Nga bateria shihej se si ata vrapuan pranë saj, duke mbajtur të plagosurit në armë. Një gjeneral me grupin e tij hyri në tumë dhe, pasi foli me kolonelin, shikoi me zemërim Pierre, zbriti përsëri, duke urdhëruar mbulesën e këmbësorisë të vendosur pas baterisë të shtrihej në mënyrë që të ishte më pak i ekspozuar ndaj të shtënave. Pas kësaj, në radhët e këmbësorisë, në të djathtë të baterisë, u dëgjuan një daulle dhe britma komanduese dhe nga bateria shihej se si gradat e këmbësorisë lëviznin përpara.
Pierre shikoi përmes boshtit. Një fytyrë në veçanti i ra në sy. Ishte një oficer që, me një fytyrë të re të zbehtë, ecte mbrapa, duke mbajtur një shpatë të ulur dhe shikonte përreth i shqetësuar.
Rreshtat e ushtarëve të këmbësorisë u zhdukën në tym dhe dëgjoheshin britmat e tyre të gjata dhe të shtënat e shpeshta. Pak minuta më vonë, prej andej kaluan turma të plagosurish dhe barela. Predhat filluan të godasin baterinë edhe më shpesh. Disa njerëz shtriheshin të papastër. Ushtarët lëviznin më të zënë dhe më të gjallë rreth armëve. Askush nuk i kushtoi më vëmendje Pierre. Një ose dy herë i bërtitën me inat se ishte në rrugë. Oficeri i lartë, me një fytyrë të vrenjtur, lëvizte me hapa të mëdhenj e të shpejtë nga një armë në tjetrën. Oficeri i ri, i skuqur edhe më shumë, i urdhëroi ushtarët edhe më me zell. Ushtarët qëlluan, u kthyen, ngarkuan dhe e bënë punën e tyre me tension të tensionuar. Ata kërcenin duke ecur, si mbi burime.
Një re bubullima kishte hyrë brenda dhe zjarri që Pierre kishte parë u dogj me shkëlqim në të gjitha fytyrat e tyre. Ai qëndroi pranë oficerit të lartë. Oficeri i ri vrapoi te oficeri i moshuar, me dorën në shako.
- Kam nderin të raportoj, zoti kolonel, janë vetëm tetë akuza, do të urdhëronit që të vazhdoni të qëlloni? pyeti ai.
- Buckshot! - Pa u përgjigjur, bërtiti oficeri i lartë, duke parë nëpër ledh.
Papritur diçka ndodhi; Oficeri gulçoi dhe, duke u përkulur, u ul në tokë, si një zog i qëlluar në fluturim. Gjithçka u bë e çuditshme, e paqartë dhe e turbullt në sytë e Pierre.
Njëra pas tjetrës, topat fishkëllenin dhe goditnin parapetin, ushtarët dhe topat. Pierre, i cili nuk i kishte dëgjuar më parë këto tinguj, tani i dëgjonte vetëm këto tinguj. Në anën e baterisë, në të djathtë, ushtarët vraponin, duke bërtitur "Hurray", jo përpara, por prapa, siç i dukej Pierre.
Topi goditi buzën e boshtit para të cilit Pierre qëndronte, spërkati tokë dhe një top i zi shkëlqeu në sytë e tij dhe në të njëjtën çast u përplas në diçka. Milicia që kishte hyrë në bateri vrapoi prapa.
- Të gjitha me buckshot! - bërtiti oficeri.
Nënoficeri vrapoi te oficeri i lartë dhe me një pëshpëritje të frikësuar (pasi një kupëmbajtësi i raporton pronarit të tij në darkë se nuk kërkohet më verë) tha se nuk kishte më akuza.
- Grabitës, çfarë po bëjnë! - bërtiti oficeri, duke iu kthyer Pierre. Fytyra e oficerit të lartë ishte e skuqur dhe e djersitur, sytë e tij të vrenjtur shkëlqenin. – Vraponi te rezervat, sillni kutitë! - bërtiti ai, duke parë me zemërim rreth Pierre dhe duke u kthyer nga ushtari i tij.
"Unë do të shkoj," tha Pierre. Oficeri, pa iu përgjigjur, eci në drejtimin tjetër me hapa të gjatë.
– Mos gjuaj... Prit! - bërtiti ai.
Ushtari, i cili u urdhërua të shkonte për akuzat, u përplas me Pierre.
"Eh, mjeshtër, nuk ka vend për ty këtu," tha ai dhe vrapoi poshtë. Pierre vrapoi pas ushtarit, duke shkuar rreth vendit ku ishte ulur oficeri i ri.
Njëri, tjetri, një top i tretë fluturoi mbi të, duke goditur përpara, nga anët, nga pas. Pierre vrapoi poshtë. "Ku po shkoj?" - u kujtua befas, duke vrapuar tashmë drejt kutive të gjelbra. Ai ndaloi, i pavendosur nëse do të kthehej prapa apo përpara. Papritur një tronditje e tmerrshme e hodhi përsëri në tokë. Në të njëjtin moment, shkëlqimi i një zjarri të madh e ndriçoi atë dhe në të njëjtin çast një bubullimë shurdhuese, kërcitje dhe fishkëllimë i ra në veshët e tij.
Pierre, pasi u zgjua, ishte ulur në anën e pasme të tij, duke mbështetur duart në tokë; kutia që ai ishte afër nuk ishte aty; vetëm dërrasat e djegura të gjelbra dhe lecka ishin shtrirë në barin e djegur, dhe kali, duke tundur boshtin e tij me fragmente, u largua me galop dhe tjetri, si vetë Pierre, u shtri në tokë dhe bërtiti në mënyrë të zhurmshme, të zgjatur.

Pierre, i pavetëdijshëm nga frika, u hodh dhe vrapoi përsëri te bateria, si streha e vetme nga të gjitha tmerret që e rrethuan.
Ndërsa Pierre po hynte në llogore, vuri re se nuk u dëgjuan të shtëna në bateri, por disa njerëz po bënin diçka atje. Pierre nuk kishte kohë të kuptonte se çfarë lloj njerëzish ishin. Ai pa kolonelin e lartë të shtrirë me shpinë në mur, sikur po shqyrtonte diçka më poshtë, dhe pa një ushtar që vuri re, i cili, duke u shkëputur nga njerëzit që e mbanin për dore, bërtiti: "Vëllezër!" – dhe pa diçka tjetër të çuditshme.
Por ai nuk kishte ende kohë të kuptonte se koloneli ishte vrarë, se ai që bërtiste "vëllezër!" Ishte një i burgosur, të cilit para syve, një tjetër ushtar e kishte goditur me bajonetë pas shpine. Sapo vrapoi në llogore, një burrë i dobët, i verdhë, me fytyrë të djersitur, me uniformë blu, me shpatë në dorë, vrapoi drejt tij duke bërtitur diçka. Pierre, duke u mbrojtur instinktivisht nga shtytja, pasi ata, pa e parë, ikën nga njëri-tjetri, nxorën duart dhe e kapën këtë njeri (ishte një oficer francez) me njërën dorë nga supi, me tjetrin nga krenarët. Oficeri, duke lëshuar shpatën e tij, kapi Pierre nga jaka.
Për disa sekonda, ata të dy shikonin me sy të frikësuar fytyra të huaja për njëri-tjetrin dhe të dy ishin të humbur për atë që kishin bërë dhe çfarë duhej të bënin. “Unë jam rob apo ai është rob nga unë? - mendoi secili prej tyre. Por, padyshim, oficeri francez ishte më i prirur të mendonte se ishte zënë rob, sepse dora e fortë e Pierre, e shtyrë nga frika e pavullnetshme, e shtrëngoi fytin e tij gjithnjë e më fort. Francezi donte të thoshte diçka, kur papritmas një top top fishkëlliu poshtë dhe tmerrësisht mbi kokat e tyre, dhe Pierre iu duk se koka e oficerit francez ishte shqyer: ai e përkuli aq shpejt.
Pierre gjithashtu uli kokën dhe lëshoi duart. Pa menduar më se kush e zuri kë rob, francezi vrapoi përsëri te bateria dhe Pierre zbriti tatëpjetë, duke u penguar mbi të vdekurit dhe të plagosurit, të cilët dukej se po i kapnin këmbët. Por, para se të kishte kohë të zbriste, drejt tij u shfaqën turma të dendura ushtarësh rusë të arratisur, të cilët, duke u rrëzuar, duke u penguar dhe duke bërtitur, vrapuan të gëzuar dhe të dhunshëm drejt baterisë. (Ky ishte sulmi që Ermolov ia atribuoi vetes, duke thënë se vetëm guximi dhe lumturia e tij mund ta arrinin këtë sukses, dhe sulmi në të cilin ai gjoja hodhi kryqet e Shën Gjergjit që ishin në xhepin e tij mbi tumë.)
Francezët që zunë baterinë vrapuan. Trupat tona, duke bërtitur "Hurray", i çuan francezët aq shumë prapa baterisë, saqë ishte e vështirë t'i ndalonte.
Të burgosurit u morën nga bateria, duke përfshirë një gjeneral francez të plagosur, i cili ishte i rrethuar nga oficerë. Turma të plagosurish, të njohur dhe të panjohur për Pierre-n, rusët dhe francezët, me fytyra të shpërfytyruara nga vuajtjet, ecnin, zvarriteshin dhe nxitonin nga bateria me barela. Pierre hyri në tumë, ku kaloi më shumë se një orë, dhe nga rrethi familjar që e pranoi, ai nuk gjeti askënd. Këtu kishte shumë të vdekur, të panjohur për të. Por ai njohu disa. Oficeri i ri u ul, ende i përkulur, në buzë të boshtit, në një pellg gjaku. Ushtari fytyrëkuq ende po dridhej, por nuk e hoqën.
Pierre vrapoi poshtë.
“Jo, tani do ta lënë, tani do të tmerrohen nga ajo që bënë!” - mendoi Pierre, duke ndjekur pa qëllim turmat e barelave që lëviznin nga fusha e betejës.
Por dielli, i errësuar nga tymi, qëndronte ende lart dhe përpara, dhe veçanërisht në të majtë të Semyonovsky, diçka po vlonte në tym dhe zhurma e të shtënave, të shtënat dhe topave jo vetëm që nuk u dobësuan, por u intensifikuan në pikë dëshpërimi, si një njeri që, duke e sforcuar veten, bërtet me të gjitha forcat.

Veprimi kryesor i Betejës së Borodinos u zhvillua në hapësirën prej njëmijë pikësh midis flusheve të Borodin dhe Bagration. (Jashtë kësaj hapësire, nga njëra anë, rusët bënë një demonstrim nga kalorësia e Uvarovit në mesditë; nga ana tjetër, pas Uticës, pati një përplasje midis Poniatowskit dhe Tuchkovit; por këto ishin dy veprime të veçanta dhe të dobëta në krahasim. me atë që ndodhi në mes të fushëbetejës ) Në fushën midis Borodinit dhe flusheve, pranë pyllit, në një zonë të hapur dhe të dukshme nga të dyja anët, veprimi kryesor i betejës u zhvillua, në mënyrën më të thjeshtë, të zgjuar. .
Beteja filloi me një kanonadë nga të dy palët nga disa qindra armë.
Pastaj, kur tymi mbuloi të gjithë fushën, në këtë tym u zhvendosën dy divizione (nga pala franceze) në të djathtë, Dessay dhe Compana, në fléches, dhe në të majtë regjimentet e Zëvendës Mbretit në Borodino.
Nga redoubt Shevardinsky, mbi të cilin qëndronte Napoleoni, ndezjet ishin në një distancë prej një milje, dhe Borodino ishte më shumë se dy milje larg në një vijë të drejtë, dhe për këtë arsye Napoleoni nuk mund të shihte se çfarë po ndodhte atje, veçanërisht pasi tymi u shkri. me mjegullën, fshehu të gjithë terrenin. Ushtarët e divizionit të Dessay-t, të synuar drejt flusheve, ishin të dukshëm vetëm derisa zbritën nën luginën që i ndante nga skuqjet. Sapo zbritën në luginë, tymi i të shtënave të topave dhe pushkëve në blicët u bë aq i trashë sa mbuloi të gjithë ngritjen e asaj ane të luginës. Diçka e zezë shkëlqeu nëpër tym - ndoshta njerëzit, dhe ndonjëherë shkëlqimi i bajonetave. Por nëse ata ishin në lëvizje apo në këmbë, nëse ishin francezë apo rusë, nuk mund të shihej nga redoubti i Shevardinskit.
Dielli doli shkëlqyeshëm dhe i anoi rrezet e tij drejt e në fytyrën e Napoleonit, i cili po shikonte nga poshtë dorës së tij skuqjet. Tymi shtrihej përpara blicit dhe herë dukej se tymi lëvizte, herë dukej se trupat po lëviznin. Nga të shtënat ndonjëherë dëgjoheshin britmat e njerëzve, por ishte e pamundur të dihej se çfarë po bënin atje.
Napoleoni, duke qëndruar në tumë, shikoi në oxhak dhe nëpër rrethin e vogël të oxhakut pa tym dhe njerëz, herë të tijtë, herë rusë; por ku ishte ajo që pa, nuk e dinte kur e shikoi përsëri me syrin e tij të thjeshtë.
Ai doli nga tuma dhe filloi të ecte përpara dhe mbrapa para tij.
Herë pas here ndalonte, dëgjonte të shtënat dhe shikonte në fushëbetejë.
Jo vetëm nga vendi poshtë ku qëndronte, jo vetëm nga tuma mbi të cilën tani qëndronin disa nga gjeneralët e tij, por edhe nga vetë ndezjet në të cilat tani ishin bashkë dhe në mënyrë alternative rusët, francezët, të vdekurit, të plagosurit dhe ushtarë të gjallë, të frikësuar apo të shqetësuar, ishte e pamundur të kuptohej se çfarë po ndodhte në këtë vend. Për disa orë në këtë vend, mes të shtënave të pandërprera, pushkëve dhe topave, së pari shfaqeshin rusë, herë francezë, herë këmbësorë, herë ushtarë kalorës; u shfaqën, ranë, qëlluan, u përplasën, duke mos ditur se çfarë të bënin me njëri-tjetrin, bërtitën dhe vrapuan prapa.
Nga fusha e betejës, adjutantët e tij të dërguar dhe komandantët e marshalëve të tij kërcenin vazhdimisht te Napoleoni me raporte mbi ecurinë e çështjes; por të gjitha këto raporte ishin të rreme: edhe sepse në vapën e betejës është e pamundur të thuhet se çfarë po ndodh në një moment të caktuar, dhe sepse shumë adjutantë nuk arritën në vendin e vërtetë të betejës, por përçuan atë që dëgjuan nga të tjerët; dhe gjithashtu sepse ndërsa adjutanti po udhëtonte nëpër dy ose tre milje që e ndanin nga Napoleoni, rrethanat ndryshuan dhe lajmet që ai mbante tashmë po bëheshin të pasakta. Kështu një adjutant doli me galop nga mëkëmbësi me lajmin se Borodino ishte pushtuar dhe ura për në Kolocha ishte në duart e francezëve. Adjutanti e pyeti Napoleonin nëse do të urdhëronte që trupat të lëviznin? Napoleoni urdhëroi të rreshtoheshin në anën tjetër dhe të prisnin; por jo vetëm ndërsa Napoleoni jepte këtë urdhër, por edhe kur adjutanti sapo ishte larguar nga Borodino, ura tashmë ishte rimarrë dhe djegur nga rusët, pikërisht në betejën në të cilën Pierre mori pjesë në fillimin e betejës.