Деструктивные границы литосферных плит

курсовая работа

8. Образование окраинных морей

Характерным геоморфологическим элементом конвергентных границ является окраинное море, которое возникает между основной дугой и континентом. Примером их служат Охотское, Японское, Филиппинское, Восточно- и Южно-Китайское, Карибское. Строение коры окраинных морей океаническое или субокеаническое, часто бывает увеличина мощность осадочного, а иногда и габбро-серпентинитового слоев. Общая мощность коры до 35 км. В структуре окраинных морей выделяют два основных элемента: прогиб, расположенный сразу за вулканической дугой (см. рис. 6) (междуговой прогиб, по Д. Каригу), и подводные гряды (третья дуга, по Д.Каригу). Междуговой прогиб, шириной около 200 км, ограничен по краям сбросами. Мощность осадочного чехла не превышает первых сотен метров. Третья дуга сложена вулканическими породами, среди которых встречается много кислых разностей (андезиты, дациты)[1].

Различные окраинные моря развиваются либо в условиях растяжения (дуга отделяется от континента), либо в условиях сжатия (дуга приближается к континенту). Геодинамические особенности формирования окраинных морей определяется главным образом способом их образования и параметрами субдуцирующей плиты.

На происхождение окраинных морей имеются различные точки зрения. Их возникновение объясняется расклинивающим действием мантийных диапиров, астеносферными течениями, наведенной задуговой конвекцией, процессами формирования новых островных дуг.

Одна из наиболее популярных моделей возникновения окраинных морей является модель Карига (рис. 9). Раскрытие окраинных морей объясняется расклинивающим действием мантийных диапиров, поднимающихся в тылу островных дуг благодаря разогреву и тепловому разуплотнению мантийного вещества при трении литосферных плит в зоне Беньофа. Таким образом, согласно представлению Д. Карига, окраинные моря - это новообразованные структуры океана, своеобразные дополнительные центры спрединга в тылу островных дуг. В отличие от типичного океанического спрединга, в окраинных морях этот процесс идет без образования срединных хребтов, и получил название рассеянного спрединга[1].

Рис. 9. Модель мантийного диапира (1), на которой показано положение изотерм (2) и зоны Беньофа (3) (по Д. Каригу).

Еще одной моделью формирования окраинных морей является механизм образования задугового спрединга [2]. При опускании литосферных плит в мантию под собственной тяжестью, в тылу островных дуг возникают напряжения растяжения. Благодаря этим напряжениям, вдоль оперяющих зону поддвига плит разломов (DG на рис. 10. а) может произойти отодвигание тела островной дуги от тыловых частей островодужной плиты. В результате, в тылу такой дуги возникает вторичная рифтовая зона, раздвигание новорожденных плит в которой компенсирует отодвигание тела островной дуги в сторону пододвигаемой океанической плиты (рис. 10. б). При этом избыточное давление островной дуги на пододвигаемую плиту (при h ? 20 км) превышает прочность пород пододвигаемой плиты на сдвиг, деформирует ее и постепенно отодвигает зону поддвига плит в сторону океана.

Л.И. Лобковским и О.Г. Сорохтиным для объяснения возникновения окраинных морей предлагается модель наведенной задуговой конвекции [1]. По их мнению, под островной дугой в астеносфере может возникнуть вторичная наведенная конвекция, которая возбуждается движениями через этот слой океанической плиты, вовлекающий в нисходящий поток и примыкающие к ней объемы астеносферного вещества (рис. 11).

Рис. 10. Механизм образования в тылу островной дуги вторичной рифтовой зоны и спрединг дна задугового бассейна.

Наведенные астеносферные течения будут отклонятся в сторону от направления движения самой плиты. Отток вещества из пограничных с опускающейся плитой участков астеносферы на её подошве будет компенсироваться возникновением вторичных течений вблизи её кровли. В результате, в угловой зоне между подошвой надвигаемой плиты и наклонной поверхностью опускающейся плиты возникнут вторичные, наведенные конвекционные движения по замкнутым траекториям (см. рис. 11). Тепловое и динамическое воздействия наведенной конвекции на вышерасположенную литосферную плиту приводят к её проплавлению и разогреву с раскрытием линии рифтовой долины, вдоль которой начнется процесс спрединга (Филиппинское море).

Рис. 11. Модель строения зоны поддвига плит, иллюстрирующая возникновение вторичной локальной конвекции в слое астеносферы под окраинным бассейном в тылу островной дуги.

Наконец, окраинные моря могут образовываться при закрытии древних океанов за счет надвигания на них активных континтальных окраин или островных дуг. В этом случае формируются внутренние реликтовые морские бассейны с субокеанической корой (Черное море, Южный Каспий).

В реальности все рассмотренные модели происхождения окраинных морей могут существовать в зависимости от конкретной геодинамической ситуации.

Делись добром ;)