Чилийский хребет
Чилийский хребет , также известный как Чилийское поднятие , представляет собой подводный океанический хребет , образованный границей расходящейся плиты между плитой Наска и Антарктической плитой . Он простирается от тройного соединения плит Наска, Тихого океана и Антарктики до южного побережья Чили . [1] [2] Чилийский хребет легко узнать на карте, поскольку хребет разделен на несколько сегментированных зон разломов , которые перпендикулярны сегментам хребта и имеют ортогональную форму в направлении спрединга. Общая длина сегментов хребта составляет около 550–600 км. [1]
Непрерывно расширяющийся Чилийский хребет сталкивается с южной частью Южно-Американской плиты хребет погружался под полуостров Тайтао . на востоке, и 14 миллионов лет назад (млн лет назад) [1] [2] Коллизия хребтов создала плитовое окно под перекрывающей Южно-Американской плитой с меньшим объемом верхней мантии расплава магмы , о чем свидетельствует резкое снижение скорости потока магмы под отделяющим ее хребтом Чили. [2] [1] [3] В результате субдукции образуется особый тип магматических пород , представленный офиолитами Тайтао — ультраосновной породой, сложенной оливином и пироксеном , обычно встречающейся в океанических плитах . [4] [2] Кроме того, субдукция Чилийского хребта также создает гранит Тайтао на полуострове Тайтао, который появился в виде плутонов . [2] [5]
Чилийский хребет включает спредингового хребта субдукцию , которую стоит изучить, поскольку она объясняет, как зарождение архейской континентальной коры сформировалось из глубокой океанической коры. [4]
История
[ редактировать ]Примерно 14–3 миллиона лет назад серия траншей столкнулась с Чилийским желобом, образовав часть Чилийского хребта. [ нужна ссылка ]
Во время землетрясения Консепсьон в 2010 году (магнитуда 8,8) произошло на хребте. [ нужна ссылка ]
Региональная геология
[ редактировать ]Геология хребта Чили
[ редактировать ]
Геология хребта Чили тесно связана с геологией полуострова Тайтао (к востоку от хребта Чили). Это связано с тем, что хребет Чили погружается под полуостров Тайтао, что приводит к образованию там уникальной литологии . [4] [5] Литологические подразделения будут обсуждаться от самых молодых к самым старым, и в центре нашего внимания будут граниты Тайтао и офиолит Тайтао.
Граниты Тайтао (адакитоподобные породы позднего миоцена)
[ редактировать ]Адакитовый магматизм образуется в результате плавления заднего края плиты Наска. [2] Из-за субдукции Чилийского хребта под Южно-Американскую плиту произошел интрузивный магматизм, в результате которого образовался гранит. [4] Он также образуется в результате частичного плавления субдуцированной океанической коры. [4] [5] Молодая кора Наска (возрастом менее 18 млн лет) теплее, поэтому метаморфизованные субдуцированные базальты плавятся. [5] [4] В обычном срединно-океаническом хребте присутствие летучих веществ , таких как вода, также снижает температуру солидуса . [4] Однако на хребте Чили наблюдается относительно небольшая (20%) степень частичного плавления литосферы, давление и температура частичного плавления менее 10 кбар и выше 650° соответственно. [4] Это происходит потому, что теплая молодая плита Наска препятствовала высокой скорости охлаждения и обезвоживания . Частичное плавление гранита Тайтао создает плутоны, подобные адакитовому плутону Кабо-Рапер . [4]
Характеристики гранитов Тайтао
[ редактировать ]
Адакит представляет собой породу от кислой до средней температуры и обычно имеет известково-щелочной состав. Он также богат кремнеземом. [2] Частичное плавление вызывает превращение субдуцированных базальтов в эклогит и амфиболит , содержащий гранат . [4]
Офиолит Тайтао (подушечная лава, слоистые дайки, габбро, ультраосновные породы позднего миоцена)
[ редактировать ]Вдоль оси хребта Чили расположены магматические породы от основных до ультраосновных. [4] Например, офиолитовый комплекс Тайтао обнаружен на самой западной части полуострова Тайтао (к востоку от хребта Чили), примерно в 50 км к юго-востоку от тройного соединения Чили. Этому способствует перекрытие плиты Наска, возникшее в результате сближения доминирующей южноамериканской плиты и сегмента чилийского хребта Трес-Монтес . [2] [7] Обдукция и надвиг вызывают низкобарический метаморфизм и образуют офиолитовый комплекс. Этот метаморфизм указывает на начало гидротермальных изменений в условиях спрединговых хребтов. [4] [7] Есть также недавняя активность кислой магмы на полуострове Тайтао, которая позволяет сравнить прошлый состав и нынешний состав, а также определить историю магмы. [2] [8]
Характеристики офиолита Тайтао
[ редактировать ]литосфера Тайтао Офиолитовая сверху вниз образует особую последовательность: подушечные лавы , пластинчатый дайковый комплекс, габбро и толщи ультраосновных пород. Для ультраосновных пород было доказано, что ранее произошло как минимум два события плавления. [2] [9]
Термическая конфигурация и структура зоны субдукции влияют на взаимодействие океанической литосферы , донных отложений, эродированных пород вышележащей Южно-Американской плиты и поддугового мантийного клина, а также на химический состав плавящейся магмы. из мантии. [2] В результате субдукции океанических хребтов (Чилийского хребта) под Южно-Американскую плиту, произошедшей начиная с 16 млн лет назад, это вызвало изменение термической конфигурации и геометрии поддугового мантийного клина, создав четко выраженный химический состав магматических генераций. . [2] Это означает, что, понимая состав магмы, можно узнать конкретные условия систем субдукции. [2] Было обнаружено, что окно плиты, образовавшееся в результате субдукции хребта, вызывает образование щелочного базальта . Сближение хребтов и желобов и образование плитных окон способствуют внедрению щелочных базальтов. [2] [6]
| Возраст скал | Виды магматизма | Тип породы | Настройки субдукции | Состав |
|---|---|---|---|---|
| голоцен | / | Конгломерат | / | Переменный состав: обломки пород гранитов Тайтао, офиолит, |
| Поздний миоцен (3,92 млн лет, 5,12 млн лет назад) | Дуговой магматизм | Тайтао Граниты | незначительное частичное плавление измененного базальта (с заднего края плиты Наска) в результате горячей субдукции под вулканической дугой | от среднего до кислого, известково-щелочной , адакиты : высокое соотношение Sr/Y и La/Yb |
| Поздний миоцен (5,19 млн лет назад) | Дуговой магматизм | Тайтао Офиолит | обдукция и поднятие плиты Наска, возникшие в результате сближения доминирующей Южноамериканской плиты и хребта Чили, вызывающие метаморфизм низкого давления. | от основного до ультраосновного, оливина и пироксена |
| Доюрский период | / | Метаосадочный фундамент | / | / |
Батиметрия
[ редактировать ]Исследуется батиметрия хребта Чили – подводная топография, изучающая глубину форм рельефа под уровнем воды. [10] Обнаружено, что большие абиссальные холмы вдоль двух сторон хребта простираются . Абиссальные холмы растут циклично, что вызвано циклическим ростом разломов. Во время циклов разломов расширение хребта Чили вызвало «диффузную» тектоническую деформацию , которая образует множество крошечных разломов. Непрерывное расхождение хребта приводит к концентрации напряжения растяжения , а крошечные разломы соединяются вместе, образуя высокие и длинные разломы масштаба абиссальных холмов. Огромные разломы отталкивают старые и неактивные разломы от оси хребта силой растяжения. Этот процесс повторится снова. Поэтому чем дальше абиссальный холм от оси хребта, тем старше его возраст. [9]
Движение Чилинского хребта
[ редактировать ]
Распространение Чилийского хребта
[ редактировать ]Чилийский хребет образовался в результате расхождения плит Наска и Антарктиды. [4] Он активно распространяется со скоростью около 6,4–7,0 см/год, начиная с 5 млн лет назад и по настоящее время. [4] Формирование расширяющегося хребта Наска-Антарктического позднемиоцена образует Чилийский хребет длиной около 550 км , поскольку существуют различия в скорости сближения плит Наска и Антарктиды. [2] По результатам космических геодезических наблюдений Наска-Южная Америка сближается в четыре раза быстрее, чем Антарктида-Южная Америка. [1] [9]
Кроме того, направление миграции плиты Наска отличается от миграции плит Антарктиды начиная с 3 млн лет назад. Направление движения плиты Наска — ВСВ, а Антарктической плиты — ВЮВ. Чистое расходящиеся движения двух плит способствует расширению Чилийского хребта. [4]
| Название пластины | Направление движения | Скорость движения |
|---|---|---|
| плита Наска | 77° восточной долготы (ВСВ) | 6,6–8,5 см/год |
| Антарктическая плита | 100° восточной долготы (ВЮВ) | 1,85 см/год |
Миграция и субдукция Чилийского хребта
[ редактировать ]Начавшаяся субдукция хребта представляет собой косую субдукцию с наклоном 10–12 ° к Чилийскому желобу с 14 млн лет назад. [4] который погружается под юго-восток Южной Патагонии. [1] [4] Таким образом, обнаружено, что как столкновение Наска-Южно-Американской плиты, так и столкновение Антарктической и Южно-Американской плит произошло в одно и то же время, когда хребет Чили отделяется, т.е. сегменты хребта Чили погружаются под Южно-Американскую плиту. [1] образованию плитного окна . Из-за разницы в скорости сходимости предпочтение отдается [1] Окно плиты — это разрыв под Южно-Американской плитой, где перекрывающая Южно-Американская плита имеет лишь небольшую поддерживающую ее литосферную мантию и непосредственно подвергается воздействию горячей астеносферной мантии . [1]
Результаты экспериментов по магнитным аномалиям в океанической коре позволяют предположить, что примерно через 14–10 млн лет назад (поздний миоцен) некоторые сегменты хребта Чили впоследствии были субдуцированы под Южный Патагонский полуостров (расположенный между 48° и 54° ю.ш.). [2] С 10 млн лет назад и по настоящее время Чилийский хребет был разделен на несколько коротких сегментов зонами разломов , а сегменты хребта субдуцированы между 46 ° и 48 ° ю.ш. [2] [1] Вышеупомянутые результаты доказали, что хребет Чили столкнулся с миграцией на север. [2] [9] [4] Таким образом, было обнаружено, что скорость распространения хребта Чили с 23 млн лет назад по настоящее время замедлилась. При этом скорость распространения хребта коррелирует со временем столкновения хребта и траншеи. [1] В некоторых исследованиях были обнаружены разные открытия в отношении скорости распространения, которые показывают, что хребет мог распространяться равномерно в течение примерно 31 км / млн лет, половинная скорость распространения, начиная с 5,9 млн лет назад. [9]
Сопутствующая сейсмичность
[ редактировать ]В рамках проекта субдукции Чилийского хребта (CRSP) сейсмические станции развернуты в тройном стыке Чили (CTJ). [12] Тектоническая в активность и сейсмичность основном обусловлены субдукцией хребта Чили. [13] Окно плиты образуется по мере того, как плиты Наска и Антарктиды продолжают расходиться при столкновении с желобом Чили, образуется разрыв, поскольку образование новой литосферы становится очень медленным. [14] [3] [15] Морская сейсмичность от умеренной до высокой с магнитудой выше 4 обнаруживается на сегментированном хребте Чили, а также в трансформных разломах. [12] Прогнозируется, что субдукция расширяющегося Чилийского хребта под Южной Америкой к северу от Тройного соединения Чили приведет к сейсмическому событию. Более того, внутриплитная сейсмичность на перекрывающей Южно-Американской плите, скорее всего, является результатом деформации системы разломов Ликинье-Офки. [14] [13] [16]
Чилоэ микропланшет
[ редактировать ]Это крошечная плита между плитой Наска и Южно-Американской плитой, она расположена к востоку от хребта Чили. Доказано, что Чилоэская микроплита (рис-5, 6) мигрирует на север относительно Южно-Американской плиты, которая достаточно неподвижна. Бассейн Гольфо -де-Пеньас образовался в результате движения микроплиты Чилоэ на север. [16]
Сейсмичность системы разломов Ликинье-Оки в регионе Айсен
[ редактировать ]Система разломов Ликинье-Оки представляет собой правосторонний сдвиг, разделяющий Микроплиту Чилоэ и Южно-Американскую плиту. [13] Миграция микроплиты Чилоэ на север вдоль разлома Ликинье-Оки создает бассейн Гольфо-де-Пеньас в период позднего миоцена. [16]
Разлом Ликинье-Оки представляет собой быстроскользящий разлом (с геодезической скоростью 6,8–28 мм/год). [16] Внутриплитная сейсмичность в основном наблюдалась в этой системе разломов. Кроме того, вдоль системы разломов накопилось огромное напряжение от столкновения плит Наска и Южно-Американской плиты. [16] [13] проводились лишь ограниченные сейсмические исследования На протяжении всей истории в регионе Айсен на юге Чили . В 1927 году произошло только событие сейсмической магнитудой выше 7. [13] Это затрудняет определение сейсмичности в районе хребта Чили. Тем не менее, в 2007 году система разломов Ликинье-Оки высвобождает накопленное напряжение, вызванное субдукцией Наски под Южноамериканскую плиту, с магнитудой сейсмичности, достигающей 7 баллов при землетрясении. [16] Недавно в 2004–2005 гг. было зарегистрировано 274 сейсмических события. [16]
Сейсмичность окна патагонской плиты
[ редактировать ]Между 47° и 50° ю.ш. (область с аномально высоким тепловым потоком) существует разрыв внутриплитной сейсмичности, который совпадает с окном патагонской плиты , нарушая большинство сейсмических событий . Локальные сейсмические данные фиксируют лишь сейсмическое событие малой магнитуды (менее 3,4), не связанное с тектоническим процессом. Причина этого в том, что Антарктическая плита подвергается неглубокой субдукции, которая вызывает очень ограниченную сейсмическую деформацию. [16] [14] (Рис-5)
| Регионы | где сосредоточена сейсмичность | глубина резкости (км) | магнитуда сейсмического события | Ориентация максимального напряжения сжатия |
|---|---|---|---|---|
| К северу от тройного перекрестка Чили | внутриплитные сейсмические события сосредоточены вдоль системы разломов Ликинье-Офки | 4–21 | 1.5–6 | ВОСТ-ЗЮЗ (под углом к континентальной окраине Южно-Американской плиты 10° N) |
| К югу от тройного соединения Чили (между 46,5–50 ° ю.ш.) | сейсмические события малонаселены в Южном Патагоне | 12–15 | 5 | ВЮВ-ЗСЗ |
Геологическое образование, связанное с движением Чилийского хребта
[ редактировать ]Последствия субдукции Чилийского хребта
[ редактировать ]Окно плиты Патагонии
[ редактировать ]
Наиболее очевидным последствием субдукции хребта Чили является образование плитового окна. Он образуется, когда сегменты разделяющего Чилийского хребта погружаются под южную часть Южно-Американской плиты. Задний край плиты Наска полностью расплавляется в зоне субдукции, а передний край Антарктической плиты расходится, между двумя плитами создается расширяющийся зазор, поскольку после субдукции расплавляется очень мало коры. В этом случае под окном плиты образуется лишь очень небольшое количество магмы. [3] Мантия в окне плиты гораздо горячее, чем мантия, плавящаяся из литосферной коры, и генерация магмы происходит очень медленно. Это связано с низкой степенью гидратации в зоне субдукции, снижением скорости мантийной конвекции , поскольку производство магмы в зоне субдукции в основном обусловлено гидратацией, которая снижает частичное плавление коры. что затрудняет Над окном плиты образуется разрыв вулканической дуги, поскольку магма, расплавленная из коры, медленно конвектирует, вулканизм . [15] [1] [2] [17] Сегмент хребта между трансформными разломами Тайтао и Дарвина в настоящее время расположен вблизи желоба Чили и сталкивается с Южно-Американской плитой. [1] [3]
Наличие плитового окна под южной частью Южно-Американской плиты было доказано исследованиями, направленными на определение структуры литосферы и верхней мантии вблизи хребта Чили. [3] патагонской . плиты Зафиксирован внутриплитный сейсмический разрыв, совпадающий с расположением окна [14] [8] Экспериментальные результаты P-волн времени пробега томографии показывают, что в прогнозируемом местоположении окна плиты существует зона низкой скорости, мигрирующая на восток с увеличением глубины. [3]
Тектоническая эрозия и внедрение офиолита
[ редактировать ]Помимо образования плитового окна, субдукция Чилийского хребта в Тройное соединение Чили также влияет на полуостров Тайтао . Прежде всего это тектоническая эрозия , неогеновый базальтовый вулканизм и тектонические поднятия в позднем мелу. [2] Обдукция и надвиг плиты Наска, возникшие в результате сближения перекрывающей Южноамериканской плиты и хребта Чили, вызывающие метаморфизм низкого давления, способствовали внедрению офиолитового комплекса . [13] [4]
Тройной перекресток Чили
[ редактировать ]Тройной стык Чили — это пересечение Наски, Антарктиды и Южно-Американской плиты. Положение соединения со временем меняется и зависит от того, погружается ли спрединговый хребет или трансформный разлом под Южно-Американскую плиту. Когда спрединговый хребет погружается, Тройное соединение смещается на север; но если зона разлома погружается, Тройное соединение смещается на юг. [1] Соединение сместилось к северу с момента начала субдукции хребта Чили, начиная с 17 млн лет назад после разрыва тройного соединения Наска-Антарктика-Феникс . [2] С тех пор Тройной перекресток Чили занял свое нынешнее положение на западе полуострова Тайтао . [14] До 10 млн лет назад Тройной перекресток Чили достигал южной части полуострова Тайтао. В настоящее время температура Тройного соединения Чили на глубине 10–20 км прогнозируется на уровне 800–900 °C. [18] [13]
Гребневые топоры
[ редактировать ]Оси хребта представляют собой среднюю часть хребта, где формируются новые корки. Центральная ось хребта Чилийского хребта простирается в направлении северо-северо-запада (ССВ). Оси хребтов также известны как топографические осевые рифтовые долины . С помощью данных спутниковой альтиметрии и магнитных данных вблизи осей хребтов обнаружены гравитационные минимумы. [1]
Зоны разрушения
[ редактировать ]
Его также называют зонами разломов . Это трансформные разломы , которые разделяют хребет Чили на сегменты, в результате чего вся ось хребта наклоняется на юго-восток. [9] [1] Зоны разломов простираются с востока на северо-восток (ВСВ). Общая длина смещения оси Чилийского хребта составляет 1380 км, что обусловлено 18 разломными зонами, среди которых имеются также 2 сложные системы разломов. Самыми длинными зонами разломов являются разломы Чилоэ длиной 234 км и самый короткий разлом Гуафо (39 км). [9] Путем различных исследований магнитных и батиметрических данных установлено расположение зон разломов. При этом основные зоны разломов обследованы батиметрическим методом и определены как впадины. Те же батиметрические данные также обнаружили зоны разломов на Восточно-Тихоокеанском поднятии, а также Срединно-Атлантический хребет с низкой скоростью распространения . [1] [8] [9]
Сегментация Чилийского хребта
[ редактировать ]Хребет Чили разделен на множество коротких расширяющихся сегментов, которые имеют разную длину и расстояние смещения. В следующем разделе будут обсуждаться 7 сегментов. [9] [1] Из таблицы ниже видно, что длина сегментов спрединговых хребтов составляет примерно от 20 до 200 км, смещения внутри сегментов составляют от 10 до 1100 км. Всего на северном хребте имеется 10 сегментов хребта первого порядка (N1-N10), 5 сегментов хребта первого порядка (V1-V5) в зоне Вальдивийского разлома , 5 сегментов хребта первого порядка (S1-S5). в южном гребне. Более того, оба сегмента N9 и S5 разделены на две части непреобразованными смещениями. В таблице выше приведены более длинные, регулярные и менее сложные неисправности: N1, N5, N8, N9N, N9S, N10, V4, S5N и S5S.
Морфология песочных часов
[ редактировать ]Глубокие контуры расположены вдоль концов сегмента, а неглубокие — в центре сегмента. Центр сегмента уже, а осевые впадины, расположенные на концах сегмента, шире. Это формирует морфологию песочных часов. (Рис-8) [9]
Зона разлома Вальдивия
[ редактировать ]Оно расположено в середине хребта Чили (рис-1, 2, 7) и разделяет хребет на северную и южную части, выявлено путем изучения батиметрических и магнитных профилей, а также обнаружения гравитационных аномалий. [4] Зона разлома Вальдивия привела к смещению северного и южного хребтов Чили более чем на 600 км в восточно-западном направлении. Между зоной разлома Вальдивия имеется шесть зон разломов. [1]
| Название сегмента | Длина (км) | Количество заказов (Кол-во песочных часов) | Расположение относительно Чилийского хребта | Морфология |
|---|---|---|---|---|
| N1 | 70 | Первый порядок | Самый северный; длиной 1000 км Ограничен трансформными зонами разломов как на севере, так и на юге. | Асимметричные песочные часы , Хребет - параллельные абиссальные холмы, присутствующие по обе стороны осевой долины. |
| N5 | 95 | Первый порядок | Смещение к востоку от N1 на 250 км; Ограничен «псевдоразломами» между южным концом N5 и северным концом N6, которые смещены на 20 км к востоку. | Асимметричные песочные часы (расположены в коротких вулканических цепочках ) |
| N8 | 65 | Первый порядок | Сдвиг к востоку от N9 на протяжении 80 км, ограничен трансформным разломом N7 на севере и трансформным разломом со смещением N9 на 80 км. | Более очевидные песочные часы (более глубокий центр сегмента, локальный минимум находится в самой мелкой части сегмента) |
| N9 | 140 | Второй порядок (N9N и N9S) | Смещение к востоку от N8 на 80 км и смещение к востоку от N10 на 25 км, N9 разбито на две части непреобразованным смещением (N9N и N9S), связанным с преобразованным смещением на севере и преобразованным смещением N9 на 80. км на юге | |
| Н9Н | 110 | Связан на юге с NTO, которая находится на расстоянии 8 км к востоку от N9S. | Две очевидные песочные часы (глубокая, широкая осевая впадина) | |
| Н9С | 30 | Полупесочные часы (мелкая структура песочных часов) | ||
| №10 | 95 | Первый порядок | Смещено к западу от N9 на протяжении 25 км, ограничено трансформным разломом, который смещен к западу от N9 на севере, и зоной разлома Вальдивия на юге, которая смещена на 600 км в восточно-западном направлении. | Песочные часы (уменьшение рельефа к центру спрединга, т.е. к середине сегмента гребня) |
| V4 | 20 | Первый порядок | В зоне Вальдивийского разлома, ограниченной сегментами трансформных разломов N10 и S5 на севере и юге, длина сегментов очень короткая. | / |
| С5 | 115 | Второй порядок (S5N и S5S) | Ограничен трансформным разломом Вальдивия на севере и трансформным разломом на юге, который смещает следующий сегмент на 60 км к востоку. | Песочные часы |
| С5Н | 70 | Песочные часы | ||
| С5С | 45 | Более очевидные песочные часы (внутренний угол южной части более мелкий, чем внешний угол) |
Взаимодействие между Чилийским хребтом и Чилийским желобом
[ редактировать ]геофизический и геотермический Был изучен анализ в районе Тройного соединения на юге Чили. Магнитные и батиметрические данные были зарегистрированы на хребте Чили, что указывает на небольшую трансформацию конфигурации расширяющегося хребта, когда хребет сближается с желобом. [13] [8] [14]
На доминирующую Южно-Американскую плиту преимущественно влияет столкновение хребтов. Чили-Перуанский желоб становится круче и уже, когда Чилийский хребет погружается. [8] Сегмент хребта Чили в зоне разлома Тайтао сталкивается с южным концом желоба. Столкновение гребня также может быть связано с процессом обдукции на склон желоба, обращенного к суше. Измеряются геотермальные данные вдоль южного Тройного соединения. Анализ теплового потока в зоне столкновения траншеи показал высокую величину теплового импульса (345 мВт/м2). 2 ), связанный с субдукцией хребта Чили в нижней части желоба. [8] Кроме того, за счет применения отражателей, имитирующих дно (BSR), более убедительное доказательство существования сильного теплового потока под склоном траншеи , поскольку более широкий диапазон сетки наблюдений за тепловым потоком показан с севера на юг от Тройного соединения. . [8] Кроме того, предполагаемый кондуктивный тепловой поток согласуется с данными о тепловом потоке из BSR. [8] [12]
Важность субдукции спредингового хребта
[ редактировать ]Понимание субдукции спредингового хребта имеет решающее значение, поскольку оно контролирует эволюцию континентальной коры. Субдукция Чилийского хребта под Чилийский желоб представляет собой подходящий аналог зарождения архейской континентальной коры в результате плавления глубокой океанической коры. [4] Это связано с тем, что субдукция Чилийского хребта является единственным в мире примером того, что доминирующая плита является континентальной. Также можно изучить корреляции между горными породами в прошлом. Также можно изучить взаимодействие гребневых траншей. [4]
Кроме того, из-за наличия окна патагонской плиты и обдукции плиты Наска геологические процессы, происходившие в разные периоды, неодинаковы. [4] Следовательно, субдукция Чилийского хребта не соответствует униформистскому принципу (геологический процесс, происходящий сейчас, аналогичен тому, что происходил в прошлом). [19]
Другой пример распространения субдукции хребта.
[ редактировать ]Субдукция хребта Кула-Фараллон/Воскресенский
[ редактировать ]Субдукция хребта Кула-Фараллон/Воскресенский началась в позднем мелу-палеоцене, в настоящее время он расположен в комплексе Чугач на Аляске, где в настоящее время наблюдается мафит-ультраосновной метаморфизм высокой степени. [4] Субдукция хребта контролирует магматизм границы Северной Америки. [4]
См. также
[ редактировать ]Ссылки
[ редактировать ]- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час я дж к л м н тот п д р с т в v Теббенс, Сан-Франциско; Канде, Южная Каролина; Ковач, Л.; Парра, Дж.К.; Лабрек, JL; Вергара, Х. (10 июня 1997 г.). «Хребет Чили: тектоническая основа» . Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 102 (Б6): 12035–12059. Бибкод : 1997JGR...10212035T . дои : 10.1029/96jb02581 . ISSN 0148-0227 .
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час я дж к л м н тот п д р с т в v В Рамирес де Арельяно, Кристобаль; Кальдерон, Маурисио; Ривера, Хубер; Валенсуэла, Маурисио; Фаннинг, К. Марк; Паредес, Элиот (октябрь 2021 г.). «Неогеновый патагонский магматизм между разрывом плиты Фараллон и субдукцией хребта Чили» . Журнал южноамериканских наук о Земле . 110 : 103238. Бибкод : 2021JSAES.11003238R . дои : 10.1016/j.jsames.2021.103238 . ISSN 0895-9811 .
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г Руссо, РМ; ВанДекар, Джон К.; Конт, Диана; Мокану, Виктор И.; Гальего, Алехандро; Мерди, Рут Э. (2010). «Субдукция хребта Чили: строение и течение верхней мантии» . GSA Сегодня : 4–10. дои : 10.1130/gsatg61a.1 . ISSN 1052-5173 .
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час я дж к л м н тот п д р с т в v В х и С аа Бургуа, Жак; Лагабриэль, Ив; Мартин, Эрве; Дайман, Жером; Фрутос, Хосе; Цистернас, Мария Евгения (2016), Обзор обдукции офиолита преддуговой дуги, образования адакитоподобных форм и развития плитовых окон в районе тройного соединения Чили: униформитарная основа субдукции спрединговых хребтов , Pageoph Topical Volumes, Cham: Springer International Publishing, стр. . 3217–3246, номер номера : 10.1007/978-3-319-51529-8_2 , ISBN. 978-3-319-51528-1 , получено 10 ноября 2021 г.
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж Анма, Рио; Орихаси, Юдзи; Ике, Шин, Ки-Чеол; Комия, Цуёси; Кагашима, Сибуя, Таказо; хребта » ? субдукции образовались « Тайтао в результате Чили Граниты HDL : 2241/104215 . ISSN 0024-4937
- ^ Перейти обратно: а б Велозу, Эухенио Э; Анма, Ре; Ямаджи, Ацуши (январь 2009 г.). «Размещение офиолитов и эффекты субдукции активной системы хребта Чили: гетерогенные режимы палеонапряжения, зафиксированные в офиолитах Тайтао (Южное Чили)» . Андская геология . 36 (1). дои : 10.4067/s0718-71062009000100002 . ISSN 0718-7106 .
- ^ Перейти обратно: а б Велозу, Эухенио Э; Анма, Ре; Ямаджи, Ацуши (январь 2009 г.). «Размещение офиолитов и эффекты субдукции активной системы хребта Чили: гетерогенные режимы палеонапряжения, зафиксированные в офиолитах Тайтао (Южное Чили)» . Андская геология . 36 (1). дои : 10.4067/s0718-71062009000100002 . ISSN 0718-7106 .
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час Канде, Южная Каролина; Лесли, РБ; Парра, Дж.К.; Хобарт, М. (1987). «Взаимодействие между Чилийским хребтом и Чилийским желобом: геофизические и геотермальные данные» . Журнал геофизических исследований . 92 (B1): 495. Бибкод : 1987JGR....92..495C . дои : 10.1029/jb092ib01p00495 . ISSN 0148-0227 .
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час я дж к л м н Хауэлл, Сэмюэл М.; Ито, Гарретт; Бен, Марк Д.; Мартинес, Фернандо; Олив, Жан-Артур; Эскартин, Хавьер (июнь 2016 г.). «Магматическое и тектоническое расширение на хребте Чили: свидетельства мантийного контроля сегментации хребта» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 17 (6): 2354–2373. Бибкод : 2016GGG....17.2354H . дои : 10.1002/2016gc006380 . hdl : 1912/8312 . ISSN 1525-2027 . S2CID 53126550 .
- ^ «батиметрия» . Национальное географическое общество . 24 марта 2011 г. Проверено 05 октября 2021 г.
- ^ Сталь, Рон; Глоппен, Тор Гуннар (11 сентября 1980 г.). «Формирование бассейна поздней Каледонии (девона), Западная Норвегия: признаки сдвиговой тектоники во время заполнения» . Седиментация в подвижных зонах косо-сдвигов : 79–103. дои : 10.1002/9781444303735.ch6 . ISBN 9780632006076 .
- ^ Перейти обратно: а б с Гальего, А.; Руссо, РМ; Конт, Д.; Мокану, VI; Мерди, RE; Вандекар, Джей Си (5 июля 2010 г.). «Сейсмическая шумовая томография в районе субдукции Чилийского хребта» . Международный геофизический журнал . 182 (3): 1478–1492. Бибкод : 2010GeoJI.182.1478G . дои : 10.1111/j.1365-246x.2010.04691.x . ISSN 0956-540X .
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час Агурто-Децель, Ганс; Ритброк, Андреас; Батай, Клаус; Миллер, Мэтью; Ивамори, Хикару; Пристли, Кейт (апрель 2014 г.). «Распределение сейсмичности в районе тройного соединения Чили, регион Айсен, юг Чили» . Журнал южноамериканских наук о Земле . 51 : 1–11. Бибкод : 2014JSAES..51....1A . дои : 10.1016/j.jsames.2013.12.011 . ISSN 0895-9811 .
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час Суарес, Родриго; Сью, Кристиан; Гильоне, Матиас; Гийом, Бенджамин; Рамос, Мигель; Мартинод, Джозеф; Барберон, Ванеса (август 2021 г.). «Сейсмотектонические последствия субдукции хребта Южного Чили под Патагонские Анды» . Терра Нова . 33 (4): 364–374. Бибкод : 2021TeNov..33..364S . дои : 10.1111/тер.12521 . ISSN 0954-4879 . S2CID 233929593 .
- ^ Перейти обратно: а б Элтон, Дон (1991), «Экспериментальная фаза петрологии базальтов срединно-океанических хребтов» , Oceanic Basalts , Бостон, Массачусетс: Springer US, стр. 94–115, doi : 10.1007/978-1-4615-3540-9_6 , ISBN 978-1-4613-6571-6 , получено 8 октября 2021 г.
- ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час я дж к Де Паскаль, Грегори П.; Фруд, Мелани; Пенна, Иванна; Германнс, Реджинальд Л.; Сепульведа, Серхио А.; Монкада, Дэниел; Персико, Марио; Истон, Габриэль; Вильялобос, Анджело; Гутьеррес, Франциско (29 марта 2021 г.). «Быстрое скольжение внутривулканической дуги, разлом земной коры Ликинье-Офки над погруженным хребтом Чили» . Научные отчеты . 11 (1): 7069. Бибкод : 2021NatSR..11.7069D . doi : 10.1038/s41598-021-86413-w . ISSN 2045-2322 . ПМЦ 8007613 . ПМИД 33782456 .
- ^ Георгиева, В.; Галлахер, К.; Собчик А.; Собель, ER; Шильдген, ТФ; Элерс, Т.А.; Стрекер, MR (апрель 2019 г.). «Влияние плитового окна, щелочного вулканизма и оледенения на историю похолодания термохронометра в Патагонских Андах» . Письма о Земле и планетологии . 511 : 164–176. Бибкод : 2019E&PSL.511..164G . дои : 10.1016/j.epsl.2019.01.030 . ISSN 0012-821X . S2CID 135231683 .
- ^ АНМА, РЁ; ОРИХАСИ, ЮДЗИ (20 апреля 2013 г.). «Выделение расплава на небольшую глубину из-за субдукции хребта: возраст магматических и обломочных цирконов LA-ICPMS U-Pb из тройного соединения Чили и полуострова Тайтао, чилийская Патагония» . Геохимический журнал . 47 (2): 149–165. Бибкод : 2013GeocJ..47..149A . дои : 10.2343/geochemj.2.0243 . ISSN 0016-7002 .
- ^ «Униформизм» . Национальное географическое общество . 27 января 2020 г. Проверено 12 ноября 2021 г.
