Vulcanism; s tectonica plăcilor

Amplasarea zonelor vulcanilor încă activi și deja dispăruți arată o ordine bine definită care indică în mod clar limitele plăcilor litosfere. Pe baza mișcărilor lor relative, ei selectează trei tipuri de medii tectonico-vulcanice (Figura 52):

margini de placă divergente: fisuri oceanice și continentale,

curele convergente de subducție a marginilor plăcilor (arcuri și margini continentale active)

zone interioare ale plăcilor litosfere (vulcanismul punctului fierbinte)

80% dintre vulcani sunt asociați cu margini și arcuri continentale active, iar 20% cu văi de fisură în crestele mijlocii ale oceanului. Raportul este inversat atunci când ne uităm la masa și distribuția vulcanicilor care au ieșit la suprafață. Pentru Pământ în ansamblu, rata medie anuală a debitului topit de suprafață este de 4 km³/an, din care aproximativ 70% iese la suprafață pe crestele oceanului mijlociu, 15% din zonele de subducție, 10% din punctele fierbinți și restul de la vulcanii rafturilor continentale.la suprafață.

Figura 52. Mediile tectonice ale plăcilor de formare a topiturii de rocă și producția lor anuală nucleară medie.

Zona de topire a topiturii de rocă este astenosfera dintre litosferă și mezosferă, caracterizată prin unde de cutremur cu viteză mai mică, situate la o adâncime de 50-150 km. Centurile nucleare coezive sub scoarță au fost anterior ipotezate, dar studiile geofizice au arătat că peridotitul astenosferic cu siliciu, bogat în fier și magneziu este solid, dar maleabil în condiții de presiune și temperatură predominante. Modificările stării de echilibru strâns legate de procesele tectonice ale plăcilor: o creștere a temperaturii, o scădere a presiunii sau o modificare a compoziției chimice duc la formarea de mase de magmă, care provoacă erupții vulcanice în cazul unui sistem activ de fractură care pătrunde în suprafaţă.

În cazul văilor de fisură continentale (East African Trench System, Basin and Range Province, SUA), rocile bogate în siliciu apar pe lângă bazalt datorită efectului decisiv al crustei continentale acide la începutul procesului de distilare. În șanțul din Africa de Est, 70% din materialul de suprafață este bazalt și 15% este topit cu SiO2 mai mare.

Regiunile mantalei cu temperatură mai ridicată care se răspândesc sub litosferă sunt numite cauze ale punctului fierbinte. Localizarea vulcanismului în interiorul plăcii este determinată de structura curenților de manta care se ridică de la diferite adâncimi și de crusta în sine. Pot apărea atât plăci de roci oceanice, cât și terestre, dar și sub creasta oceanului mijlociu. Din cele peste o sută de puncte fierbinți, aproximativ 50 se găsesc sub oceane. În vecinătatea penelor mantalei, temperatura crește cu 150-200 ° C, ceea ce joacă un rol semnificativ în subțierea și despicarea crustei de deasupra acesteia. Majoritatea topirilor sunt de natură bazaltică, iar activitatea punctului fierbinte pe uscat a dus deseori la separarea continentelor. Apariția unor cantități mari din prețul rezultat sau bazaltul platoului (Platoul Dean, Platoul Columbia, Islanda) a avut un efect de schimbare climatică de-a lungul istoriei pământului. Capcana bazală siberiană a fost unul dintre cele mai mari evenimente vulcanice din ultimii 500 de milioane de ani de la granița Permian-Triasic, care acoperă și astăzi 2 milioane de km².

Punctele fierbinți sub placa oceanului creează insule - rânduri de insule. Pe măsură ce plăcile litosferei se mișcă, zona vulcanică activă migrează și ea, lăsând o urmă a activității sale acolo în poziția actuală a panoului de manta cu construcția unui alt vulcan activ. Lanțul împăratului de arhipelaguri submarine și insulele Hawaii formează o serie de vulcani de 6.000 de kilometri, sub care placa Pacificului a călătorit cu o rată de 8,5 cm/an în ultimii 60 de milioane de ani. Tânărul vulcan Yellowstone este punctul final final al unui eveniment vulcanic care a început acum 13 milioane de ani în nordul Nevada, care a ajuns la locația actuală prin platoul râului Snake cu o mișcare de 2-3 cm/an.

Crusta oceanică, care este în continuă creștere de-a lungul crestelor oceanului, provoacă în mod necesar tensiuni de compresie în zona de coliziune a plăcilor, unde litosfera oceanică subiacentă este saturată cu apă de mare și pătrunde în materialul mantalei acoperit de sedimente. Topirea rezultată va fi mai bogată în siliciu decât materialul de creastă, formând un arc în cazul unei coliziuni ocean-ocean și o lanț vulcanic continental în cazul unei coliziuni ocean-teren. Principala forță motrice a formării magmei de subducție este conținutul de apă și alte substanțe volatile ale plăcii subiacente, care este, de asemenea, responsabil pentru natura explozivă a vulcanismului. Diferențele minerale și geochimice din rocile vulcanice ale arcurilor și platourilor continentale sunt determinate de faptul că magma formată trebuie să treacă printr-o crustă continentală chiar mai rigidă și mai groasă. Topitura are un „timp mai lung” și mai mult timp pentru a se diferenția printr-o creștere a conținutului de siliciu prin procese de asimilare și cristalizare (Fig. 44, Fig. 46), care pot fi complicate și mai mult prin amestecarea topirilor mantalei și scoarței.

În cazul marginilor convergente ale plăcilor, arcurile insulare clasice (Tonga, Kermadec, Insulele Mariana sau Antilele Mici) se formează prin coliziunea plăcii ocean-ocean. Pe coasta de vest a Pacificului, placa oceanică este adesea subdusă sub fragmente continentale fragmentate (Japonia, Noua Zeelandă și arhipelagul indonezian). Aceste așa-numite arcurile microcontinentale sunt mai late decât arhipelagele clasice, scoarța lor este mai groasă (30 km) și poate continua sub bazinul oceanului. În cazul arhipelagelor, o parte semnificativă a topiturii care iese la suprafață va fi bazalt și va apărea și o proporție mai mică de roci mai diferențiate, bogate în silice. În cazul arcurilor microcontinentale, topirea părții inferioare a scoarței continentale are ca rezultat o topire bogată în Si-, Na-, K, ceea ce determină o creștere a frecvenței activității vulcanice explozive cu formarea calderelor (Taupó, Noua Zeelandă 186, Krakatau 1883,).

Volumul de material care a ieșit la suprafață (km 3 )