Tektonik çökme - Tectonic subsidence

Tektonik çökme ... batma Dünyanın kabuk büyük ölçekte, kabuk ölçekli özelliklere göre veya jeoit.[1] Hareketi kabuk plakaları ve tarafından oluşturulan konaklama alanları faylanma[2] dahil olmak üzere çeşitli ortamlarda büyük ölçekte çökme yaratmak pasif marjlar, Aulacojens, yay önü havzaları, foreland havzaları kıtalararası havzalar ve ayırma havzaları. Çökmenin meydana geldiği tektonik ortamlarda üç mekanizma yaygındır: uzama, soğutma ve yükleme.[3]

Mekanizmalar

Uzantı

Kabuğu boydan boya uzanan normal faylar Horst ve graben sistemleri

Litosferin normal bir fayda yatay genişlemeye uğradığı veya yırtık merkezi, kabuk, bir sistem tarafından faylanma oluşana kadar gerilecektir. normal hatalar (yaratan Horstlar ve grabenler ) veya bir sistem tarafından listrik hatalar. Bu fay sistemleri, bölgenin genişlemesini sağlarken kalınlığını da azaltır. Daha ince bir kabuk, daha kalın, deforme olmamış kabuğa göre azalır.[3]

Soğutma

Ağırlık, kabuksal bükülmeye ve çökmeye neden olur

Yırtılma sırasında litosferik esneme / incelme, litosferin bölgesel boyunlaşmasına neden olur (alt sınır yükselirken üst yüzeyin yükselmesi azalır). Altta yatan astenosfer, incelmiş manto litosferinin yerini almak için pasif olarak yükselir. Daha sonra, yırtılma / gerilme süresi sona erdikten sonra, bu sığ astenosfer, on milyonlarca yıllık bir süre içinde yavaş yavaş manto litosferine soğur. Manto litosferinin astenosferik mantodan daha yoğun olması nedeniyle, bu soğuma çökmeye neden olur. Soğumaya bağlı bu kademeli çökme, "termal çökme" olarak bilinir.[4]

Yükleniyor

Ağırlık eklenmesi sedimantasyon itibaren erozyon veya orojenik süreçler veya yükleme, kabuk depresyonuna ve çökmeye neden olur. Sedimanlar konaklama mahallerinde mümkün olan en düşük kotta birikir. Sedimantasyon hızı ve büyüklüğü, çökmenin meydana geldiği hızı kontrol eder. Aksine, orojenik dağ inşası, Dünya'nın kabuğunda büyük bir yük oluşturur ve bitişikte eğilme çökmelerine neden olur. litosferik kabuk.[2]

Yitim erozyonu

Ana makale: Yitim erozyonu

Ortamlar

Tektonik olarak inaktif

Bu ortamlar tektonik olarak aktif değildir, ancak kabuğun tektonik özellikleri nedeniyle yine de büyük ölçekli çökme yaşamaktadır.

Kıtalar arası havzalar

Pasif marj oluşumu
Doğrultu atımlı fayların oluşturduğu çekme havza
Çekilebilir bir havzanın kesiti

Kıtalar arası havzalar, tektonik olarak inaktif olan ve herhangi bir levha sınırına yakın olmayan büyük alansal çöküntülerdir.[2] Bu yavaş, uzun ömürlü çöküşü açıklamak için birçok hipotez ortaya atıldı:[2] dağılmasından bu yana uzun vadeli soğutma Pangea, havza kenarındaki deformasyon ile derin yer dinamiklerinin etkileşimi.[5]

Genişletme

Kabuk ayrıldıkça bu ortamlarda tektonik çökme meydana gelebilir.

Pasif marjlar

Başarılı yırtık, bir yayılma merkezi oluşturur[2] okyanus litosfer üretildikçe kıyı şeridinden giderek uzaklaşan bir orta okyanus sırtı gibi. Yırtılmanın bu ilk aşaması nedeniyle, bir pasif marj bitişik kabuktan daha incedir ve bir konaklama alanı oluşturmak için azalır. Deniz dışı tortu birikimi, konaklama alanında alüvyon yelpazeleri oluşturur. Yırtılma ilerledikçe, listrik fay sistemleri oluşur ve daha fazla çökme meydana gelir, bu da bir okyanus havzasının oluşmasına neden olur. Yırtılmanın durmasından sonra, soğutma, kabuğun daha da azalmasına neden olur ve tortu ile yükleme, daha fazla tektonik çökmeye neden olur.[3]

Aulacogens

Aulacogens kıtasal kabuğun tamamen bölünmediği başarısız yarıklarda meydana gelir. Pasif kenarların oluşumu sırasında meydana gelen litosferik ısınmaya benzer şekilde, yayılma meydana geldikçe ısınan litosfer sarkması nedeniyle çökme meydana gelir. Gerilim kuvvetleri durduğunda, soğuma nedeniyle çökme devam eder.[2]

Çarpışma

Tektonik çökme bu ortamlarda plakalar birbiriyle veya birbiriyle çarpışırken meydana gelebilir.

Çek-ayır havzaları

Çek-ayır havzaları transboyutlu doğrultu atımlı faylardan oluşan kısa ömürlü çöküntülere sahiptir. Orta dereceli doğrultu atımlı faylar, genişlemeyle salınan kıvrımlar oluşturur ve karşıt duvarlar birbirinden ayrılır. Normal arızalar meydana gelir ve bölgede küçük ölçekli çökmelere neden olur ve arızanın yayılması durduğunda sona erer. Normal faylanma yoluyla kabuk incelmesini takiben arızanın daha fazla yayılamaması durumunda soğutma gerçekleşir.[2]

Forearc havzaları

Volkanik Ark Sistemi.png

Forearc havzaları form dalma bölgeleri tortul malzeme yiten okyanus levhasından kazınırken bir ek prizma yiten okyanus litosferiyle baskın kıtasal plaka arasında. Bu kama ve ilişkili volkanik yay deniz tabanında bir çöküntü bölgesidir. Eklenen prizma ile volkanik yay arasındaki göreceli hareket nedeniyle genişlemeli faylanma meydana gelebilir. Soğuk, su yüklü aşağıya doğru giden plakadan kaynaklanan anormal soğutma etkileri ve buna bağlı kabuk incelmesi altını çizme iş yerinde de olabilir.[2]

Foreland havzaları

Foreland havzası dahil olmak üzere orojenik kama

Foreland havzaları büyük tarafından oluşturulan eğilme çöküntüleridir kıvrım itme deforme olmamış kıtasal kabuğa doğru oluşan tabakalar. Orojenik bir yüke izostatik bir yanıt olarak oluştururlar. Havza büyümesi, yük göçü ve buna karşılık gelen sedimantasyon oranları ile kontrol edilir.[2] Bir havza ne kadar genişse, çökme o kadar büyüktür. Yük ön araziye doğru ilerledikçe ve çökmeye neden olarak bitişik havzada çökme artar. Kat itme kuvvetinden aşınan tortu, bindirme kayışına doğru kalınlaşma katmanları ve itme kayışından uzakta inceltme katmanları ile havzada birikir; bu özelliğe diferansiyel çökme denir.[6]

Referanslar

  1. ^ Makhous, M .; Galushkin, Y. (2005). Sedimanter havzalarda gömü, termal ve olgunlaşma geçmişlerinin havza analizi ve modellemesi. Sürümler TECHNIP. s. 66. ISBN  978-2-7108-0846-6. Alındı 18 Kasım 2011.
  2. ^ a b c d e f g h ben Xie, Xiangyang; Heller Paul (2006). "Levha tektoniği ve havza çökme geçmişi". Amerika Jeoloji Derneği Bülteni. 121 (1–2): 55–64. doi:10.1130 / b26398.1.
  3. ^ a b c Ceramicola, S .; Stoker, M .; Praeg, D .; Shannon, P.M .; De Santis, L .; Hoult, R .; Hjelstuen, B.O .; Laberg, S .; Mathiesen, A. (2005). "İrlanda'dan orta Norveç'e kadar 'pasif' kıta kenarı boyunca anormal Senozoik çökme". Deniz ve Petrol Jeolojisi. 22 (9–10): 1045–67. doi:10.1016 / j.marpetgeo.2005.04.005.
  4. ^ McKenzie, D (1978). "Tortul havzaların gelişimi üzerine bazı açıklamalar". Dünya ve Gezegen Bilimi Mektupları. 40 (1): 25–32. Bibcode:1978E ve PSL..40 ... 25M. CiteSeerX  10.1.1.459.4779. doi:10.1016 / 0012-821X (78) 90071-7.
  5. ^ Heine, Christian; Dietmar Müller, R .; Steinberger, Bernhard; Torsvik, Trond H. (2008). "Dinamik topografya nedeniyle kıta içi havzalarda çökme". Dünya Fiziği ve Gezegen İç Mekanları. 171 (1–4): 252–264. Bibcode:2008PEPI..171..252H. doi:10.1016 / j.pepi.2008.05.008.
  6. ^ Mascle, Alain; Puigdefàbregas, Cai (1998). "Ön ülke havzalarında tektonik ve sedimantasyon: Bütünleşik Havza Çalışmaları projesinin sonuçları". Jeoloji Topluluğu, Londra, Özel Yayınlar. 134 (1): 1–28. Bibcode:1998GSLSP.134 .... 1 milyon. doi:10.1144 / GSL.SP.1998.134.01.02.