Coliziune continentală - Continental collision
În geologie , coliziunea continentală este un fenomen de tectonică a plăcilor care are loc la limite convergente . Coliziunea continentală este o variație a procesului fundamental de subducție , prin care zona de subducție este distrusă, munții produși și două continente suturate împreună. Se știe că coliziunea continentală are loc numai pe Pământ.
Coliziune Continental nu este un eveniment instantaneu, dar poate dura mai multe zeci de milioane de ani înainte de faulteaza și împăturirea cauzate de coliziuni opriri. Coliziunea dintre India și Asia se desfășoară deja de aproximativ 50 de milioane de ani și nu prezintă semne de reducere. Coliziunea dintre Gondwana de Est și Vest pentru a forma Orogenul din Africa de Est a durat aproximativ 100 de milioane de ani de la început (610 Ma) până la sfârșit (510 Ma). Coliziunea dintre Gondwana și Laurasia pentru a forma Pangea a avut loc într-un interval relativ scurt, de aproximativ 50 de milioane de ani.
Zona de subducție: locul coliziunii
Procesul începe pe măsură ce două continente (bucăți diferite de scoarță continentală ), separate printr-un segment de ocean (și scoarță oceanică ), se apropie una de cealaltă, în timp ce scoarța oceanică este consumată încet într-o zonă de subducție . Zona de subducție se întinde de-a lungul marginii unuia dintre continente și se scufundă sub ea, ridicând lanțuri montane vulcanice la o anumită distanță în spatele ei, cum ar fi Anzii din America de Sud astăzi. Subducția implică întreaga litosferă , a cărei densitate este în mare măsură controlată de natura scoarței pe care o poartă. Crusta oceanică este subțire (~ 6 km grosime) și densă (aproximativ 3,3 g / cm³), constând din bazalt , gabru și peridotit . În consecință, cea mai mare parte a scoarței oceanice este subductibilă cu ușurință într-un șanț oceanic . În schimb, crusta continentală este groasă (~ 45 km grosime) și plutitoare, compusă în mare parte din roci granitice (densitate medie de aproximativ 2,5 g / cm³). Crusta continentală este scăzută cu dificultate, dar este scăzută la adâncimi de 90-150 km sau mai mult, după cum reiese din suitele metamorfice de presiune ultra- înaltă (UHP) . Subducția normală continuă atâta timp cât există oceanul, dar sistemul de subducție este întrerupt pe măsură ce continentul purtat de placa descendentă intră în tranșee. Deoarece conține o crustă continentală groasă, această litosferă este mai puțin densă decât mantaua astenosferică subiacentă și subducția normală este perturbată. Arc vulcanic de pe placa superioară se stinge încet. Rezistând la subducție, scoarța se îndoaie în sus și în jos, ridicând munți acolo unde era o șanț. Poziția șanțului devine o zonă care marchează sutura dintre cele două terane continentale . Zonele de sutură sunt adesea marcate de fragmente din scoarța oceanică preexistentă și roci de manta, cunoscute sub numele de ofioliți .
Subducție profundă a scoarței continentale
Crusta continentală pe placa downgoing este profund , ca parte a sub alta a plăcii downgoing în timpul coliziunii, definită ca crustă plutitor intră într - o zonă de subducție. O proporție necunoscută de scoarță continentală subductibilă revine la suprafață ca terane metamorfice cu presiune ultra- înaltă (UHP), care conțin coezit metamorfic și / sau diamant plus sau minus granate neobișnuite bogate în siliciu și / sau piroxeni purtători de potasiu . Prezența acestor minerale demonstrează subducția crustei continentale la cel puțin 90-140 km adâncime. Exemple de terane UHP sunt cunoscute din centura Dabie – Sulu din estul-central al Chinei , Alpii de Vest , Himalaya din India , Masivul Kokchetav din Kazahstan , Masivul Boemiei Europei, Qaidam de Nord din China de Nord-Vest , Regiunea Gneisului de Vest din Norvegia și Mali . Cele mai multe terane UHP constau dintr-o foaie sau scutece imbricate . Faptul că majoritatea teranelor UHP constau din foi subțiri sugerează că tracturile mult mai groase, dominante volumetric, ale crustei continentale sunt subductate mai profund.
Orogenie și colaps
O orogenie este în curs când munții încep să crească în zona de coliziune. Există alte moduri de formare a munte și de orogenie, dar cu siguranță coliziunea continentală este una dintre cele mai importante. Precipitațiile și ninsoarea cresc pe munte pe măsură ce acestea cresc, probabil cu o rată de câțiva milimetri pe an (la o rată de creștere de 1 mm / an, se poate forma un munte înalt de 5.000 m în 5 milioane de ani, o perioadă de timp mai mică mai mult de 10% din durata de viață a unei zone tipice de coliziune). Se formează sisteme fluviale , iar ghețarii pot crește pe cele mai înalte vârfuri. Eroziunea se accelerează pe măsură ce munții se ridică, iar volumele mari de sedimente sunt vărsate în râuri, care duc sedimentele departe de munți pentru a fi depuse în bazinele sedimentare din zonele joase din jur. Rocile crustale sunt afectate de sedimente și centura montană se extinde pe măsură ce crește în înălțime. Se dezvoltă și o rădăcină crustală, așa cum este cerut de izostazie ; munții pot fi înalți dacă sunt acoperiți de o crustă mai groasă. Îngroșarea crustei se poate întâmpla ca urmare a scurtării crustei sau atunci când o crustă o răstoarnă pe cealaltă. Îngroșarea este însoțită de încălzire, astfel încât crusta devine mai slabă pe măsură ce se îngroașă. Crusta inferioară începe să curgă și să se prăbușească sub masa montană în creștere, formând rupturi în apropierea creastei lanțului muntos. Crusta inferioară se poate topi parțial , formând granite anatectice care apoi se ridică în unitățile suprapuse, formând intruziuni de granit . Îngroșarea crustei oferă unul dintre cele două feedback-uri negative asupra creșterii muntelui în zonele de coliziune, celălalt fiind eroziunea. Noțiunea populară conform căreia eroziunea este responsabilă pentru distrugerea munților este doar pe jumătate corectă - fluxul vâscos al mantei inferioare slabe reduce și eliberarea în timp, mai ales odată ce coliziunea este completă și cele două continente sunt complet suturate. Convergența între continente continuă, deoarece scoarța este încă trasă de litosfera oceanică care se scufundă în zona de subducție, de ambele părți ale coliziunii, precum și sub continentul care se opune.
Ritmul construcției montane asociat coliziunii este măsurat prin datarea radiometrică a rocilor magne sau a unităților care au fost metamorfozate în timpul coliziunii și prin examinarea înregistrării sedimentelor vărsate din munții în creștere în bazinele înconjurătoare. Ritmul convergenței antice poate fi determinat prin măsurători paleomagnetice , în timp ce rata actuală de convergență poate fi măsurată cu GPS .
Efecte de câmp îndepărtat
Efectele coliziunii sunt resimțite cu mult dincolo de locul imediat de coliziune și construcție de munte. Pe măsură ce convergența dintre cele două continente continuă, regiunea de îngroșare și înălțime a crustei va deveni mai largă. Dacă există o față liberă oceanică, blocurile crustale adiacente se pot deplasa spre ea. Ca un exemplu în acest sens, coliziunea Indiei cu Asia a forțat regiuni mari de crustă să se deplaseze spre sud pentru a forma Asia de Sud-Est modernă . Un alt exemplu este coliziunea Arabiei cu Asia , care stoarce placa Anatoliană ( Turcia actuală ). Drept urmare, Turcia se deplasează spre vest și sud în Marea Mediterană și se îndepărtează de zona de coliziune. Aceste efecte pe câmpul îndepărtat pot duce la formarea de rifturi și văi de rupere, cum ar fi cea ocupată de Lacul Baikal , cel mai adânc lac de pe Pământ.
Zone de coliziune cu fosile
Coliziunile continentale sunt o parte critică a ciclului supercontinent și s-au întâmplat de mai multe ori în trecut. Zonele antice de coliziune sunt adânc erodate, dar pot fi încă recunoscute, deoarece acestea marchează situri de deformare intensă, metamorfism și activitate plutonică, care separă tracturile de scoarță continentală care au istorii geologice diferite înainte de coliziune. Vechile zone de coliziune sunt denumite în mod obișnuit „zone de sutură” de către geologi, deoarece aici sunt două continente anterioare unite sau suturate împreună.
Referințe
- Ernst, WG (2006). „Conservarea / exhumarea complexelor de subducție de înaltă presiune”. Lithos . 92 (3-4): 321-335. Cod Bib : 2006Litho..92..321E . doi : 10.1016 / j.lithos.2006.03.049 .
- Ernst, WG; Maruyama, S. Wallis; Wallis, S. (1997). „Exhumarea rapidă a scoarței continentale metamorfozate cu presiune ultraînaltă, condusă de flotabilitate” . Lucrările Academiei Naționale de Științe . 94 (18): 9532-9537. Cod Bib : 1997PNAS ... 94.9532E . doi : 10.1073 / pnas.94.18.9532 . PMC 23212 . PMID 11038569 .
- O'Brien, PJ (2001). "Subducție urmată de coliziune; exemple alpine și himalayane". Fizica Pământului și interioarele planetare . 127 (1-4): 277-291. Bibcode : 2001PEPI..127..277O . doi : 10.1016 / S0031-9201 (01) 00232-1 .
- Toussaint, G .; Burov, E .; Avouac, J.-P. (2004). „Evoluția tectonică a unei zone de coliziune continentală: un model numeric termomecanic” (PDF) . Tectonica . 23 (6): TC6003. Bibcode : 2004Tecto..23.6003T . doi : 10.1029 / 2003TC001604 .
- Song, SG (2014). „Orogeneza continentală de la subducția oceanelor, coliziunea / subducția continentului, la prăbușirea orogenului și reciclarea orogenilor: Exemplul centurii UHPM din North Qaidam, nord-vestul Chinei”. Recenzii despre știința pământului . 129 (3-4): 59-84. Bibcode : 2014ESRv..129 ... 59S . doi : 10.1016 / j.earscirev.2013.11.010 .