Daha çox

7.3: Yer qabığında stress - Geosciences


GİRİŞ

Nəhəng litosfer plitələri planetin kürə səthində qeyri -bərabər hərəkət edir və nəticədə zəlzələlərə səbəb olur. Bu fəsil, plitələr tektonikası səbəbindən meydana gələn iki növ geoloji fəaliyyətdən bəhs edir: dağ tikintisi və zəlzələlər. Birincisi, stresə məruz qaldıqda qayaların nə ola biləcəyini nəzərdən keçirəcəyik.

Stressin səbəbləri və növləri

Stress bir cisimə tətbiq olunan qüvvədir. Geologiyada stress, bir qayaya yerləşdirilən vahid sahəyə düşən qüvvədir. Materiallara dörd növ stress təsir edir.


Şəkil 1. Stress bu süxurların qırılmasına səbəb oldu.

  • Dərin basdırılmış bir qaya yuxarıdakı bütün materialların ağırlığı ilə aşağı itələyir. Qaya hərəkət edə bilmədiyi üçün deformasiya oluna bilməz. Buna deyilir məhdudlaşdırıcı stress.
  • Sıxılma qayaları bir -birinə sıxaraq qayaların qatlanmasına və ya qırılmasına (qırılmasına) səbəb olur (şəkil 1). Sıxılma, konvergent plitə sərhədlərində ən çox görülən stressdir.
  • Ayrılan daşlar altındadır gərginlik. Gərginlik altında olan daşlar uzanır və ya parçalanır. Gərginlik, fərqli plaka sərhədlərindəki əsas stress növüdür.
  • Qüvvələr paralel olsa da əks istiqamətdə hərəkət edərsə, stress deyilir kəsmək (şəkil 2). Kəsmə gərginliyi, transformasiya plitələrinin sərhədlərində ən çox görülən stressdir.

Stress bir materialın şəklini dəyişməsinə səbəb olduqda, keçmişdir gərginlik və yadeformasiya. Deformasiya olunmuş qayalar geoloji cəhətdən aktiv ərazilərdə çox yayılmışdır.


Şəkil 2. Qayalarda qırılma. Ağ kvars damarı kəsmə ilə uzadılmışdır.

Bir qayanın stresə reaksiyası qaya tipinə, ətrafdakı temperatura və qayanın altında olan təzyiq şərtlərinə, qaya stres altında qalma müddətinə və stres növünə bağlıdır.

Qayaların artan stresə üç mümkün cavabı var (şəkil 3 -də göstərilmişdir):

  • elastik deformasiya: stres aradan qaldırıldıqda qaya orijinal formasına qayıdır.
  • plastik deformasiya: stres aradan qaldırıldıqda qaya orijinal formasına qayıtmır.
  • qırıq: qaya qırılır.


Şəkil 3. Artan streslə süxur: (1) elastik deformasiyaya, (2) plastik deformasiyaya və (3) qırıqlığa məruz qalır.

Sizcə, hansı şəraitdə qaya qırılma ehtimalı daha yüksəkdir? Yer qabığının dərinliyində və ya səthində qırılma ehtimalı daha yüksəkdirmi? Bəs tətbiq olunan stress tədricən deyil, kəskin olarsa?

  • Yer səthində qayalar ümumiyyətlə olduqca tez parçalanır, ancaq temperaturun və təzyiqin daha yüksək olduğu qabığın dərinliyində süxurların plastik şəkildə deformasiya olma ehtimalı daha yüksəkdir.
  • Çəkiclə vurmaq kimi qəfil stresin, rok qırma ehtimalı daha yüksəkdir. Zamanla tətbiq olunan gərginlik çox vaxt plastik deformasiyaya səbəb olur.

Geoloji quruluşlar

Çöküntü süxurları müəyyən qaydalara riayət etdikləri üçün bir bölgənin geoloji tarixini deşifr etmək üçün vacibdir.

  1. Çöküntü süxurları ən qədim təbəqələri altda, ən gəncləri isə yuxarıda meydana gəlir.
  2. Çöküntülər yatay şəkildə əmələ gəlir, buna görə də çöküntü qaya təbəqələri, kül düşməsi kimi bəzi vulkanik süxurlar kimi, üfüqi olur.
  3. Yatay olmayan çöküntü qaya təbəqələri deformasiya olunur.

Bir qayanın orijinal üfüqi, ən qədimdən altdakı mövqeyindən necə fərqləndiyini görərək yaşadığı deformasiyanı izləyə bilərsiniz (şəkil 4a). Bu deformasiya, streslərdən yaranan kıvrımlar, birləşmələr və qüsurlar kimi geoloji quruluşlar meydana gətirir (şəkil 4b). Yuxarıda sadalanan qaydalardan istifadə edərək, aşağıdakı geoloji sütunun geoloji tarixini anlamağa çalışın.


Şəkil 4. (a) Böyük Kanyonda qaya təbəqələri bir təbəqə tortu kimi açılır. Hər bir təbəqə müəyyən bir mühitdə - bəlkə də göl yatağında, dayaz dəniz sahilində və ya qum təpəsində yığılmış çöküntülərdən hazırlanmışdır. (b) Böyük Kanyonun bu geoloji sütununda, "Laylı Paleozoyik Qayalar" sütununun çöküntü süxurları (təbəqələr 1 -dən 11 -ə qədər) hələ də üfüqi vəziyyətdədir. Grand Canyon Supergroup süxurları (12-15 -ci təbəqələr) əyilmiş vəziyyətdədir. Vişnu Basement Qayaları çöküntü deyil (16-18 -ci süxurlar). Ən qədim təbəqələr aşağıdadır və ən gənc təbəqələr yuxarıdadır.

Qıvrımlar

Sıxılma gərginliyi altında plastik olaraq deformasiya olunan süxurlar parçalanır qıvrımlar (şəkil 5). Orijinal formasına qayıtmırlar. Qayalar daha çox stres yaşayırsa, daha çox qatlanmağa və ya hətta qırıqlara məruz qala bilərlər.


Şəkil 5. Qar, Yuta əyalətinin Provo Kanyonunda bu qayalarda açılan qatını vurğulayır.

Üç növ kıvrım görünür.

Daşlar dairəvi bir quruluş yaratmaq üçün yuxarıya doğru əyildikdə, bu quruluşa a deyilir günbəz Günbəzin üstü kəsilərsə, ən qədim qayalar haradadır?

  • Sinxronizasiya: A. senklin aşağıya doğru əyilən bir qıvrımdır. Ən gənc qayalar mərkəzdə, ən qədimləri isə xaricdədir (şəkil 8).

Qayalar dairəvi bir quruluşda aşağıya doğru əyildikdə, bu quruluşa a deyilir hövzə (şəkil 9). Əgər süxurlar səthə çıxırsa, ən qədim qayalar haradadır?


Şəkil 9. Hövzələr çox böyük ola bilər. Bu, Michigan əyalətində yerləşən, lakin digər dörd əyalətə və Kanada əyalətinə uzanan Michigan Havzasının geoloji xəritəsidir.

Arızalar

Kifayət qədər stress altında olan bir qaya qırılacaq. Sınığın hər iki tərəfində hərəkət yoxdursa, qırıq a adlanır birgə, göstərildiyi kimi (şəkil 10).


Şəkil 10. Joshua Tree Milli Parkında üfüqi və şaquli birləşməni göstərən qranit qayalar. Bu birləşmələr məhdudlaşdırıcı gərginlik qranitdən çıxarılarkən əmələ gəlmişdir.

Sınığın bir və ya hər iki tərəfindəki qaya blokları hərəkət edərsə, qırıq a adlanır günah (şəkil 11). Qüsurlar boyunca qəfil hərəkətlər qayaların birdən -birə qırılmasına və hərəkət etməsinə səbəb olur. Sərbəst buraxılan enerji zəlzələdir.


Şəkil 11. Döşəmə daşları üzərində kəsdikləri üçün qüsurları tanımaq asandır.

Kayma qayaların bir fay boyunca hərəkət etdiyi məsafədir. Kayma, qəza müstəvisində yuxarı və ya aşağı ola bilər. Kayma nisbi bir haldır, çünki hər iki tərəfin hərəkət etdiyini və ya yalnız bir tərəf olduğunu bilmək üçün ümumiyyətlə yol yoxdur. Arızalar Yerin üfüqi səthinə bir açıdadır. Bu bucağa fay xətası deyilir daldırma. Dip, iki əsas növdən hansı bir səhv olduğunu təyin edir. Arızanın enməsi üfüqi ilə müqayisədə meyllidirsə, qüsur a sürüşmə xətası (şəkil 12). İki növ sürüşmə arızası var. Daxilində normal arızalar, asma divar ayaq divarına nisbətən aşağı düşür. Daxilində əks xətalar, ayaq divarı asılan divara nisbətən aşağı düşür.


Şəkil 12. Bu diaqram iki növ sürüşmə fayını göstərir: normal və əks faylar. Madencilerin bir fay boyunca bir qaynaq çıxardığını düşünün. Asma divar, mədənçilərin fənərlərini asacaqları yerdir. Ayaq divarı gəzmək istədikləri yerdir.

Budur normal bir arızanın animasiyası.

A itələmə xətası fay xətti bucağının demək olar ki, üfüqi olduğu tərs bir fay növüdür. Qayalar itələmə yarıqları boyunca bir çox mil sürüşə bilər (Şəkil 13).


Şəkil 13. Montana'daki Baş Dağı'nda, Lewis Overthrust'un üst süxurları, alt qayalardan 1 milyard ildən çox yaşlıdır. Bu necə ola bilər?

Burada bir itmə arızasının bir animasiyası var.

Normal arızalar çox böyük ola bilər. Onlar gərginlik yaşayan bölgələrdə dağ silsilələrinin yüksəlməsindən məsuldur (şəkil 14).


Şəkil 14. Vayominqdəki Teton silsiləsi normal bir fay boyunca yüksəldi.

A sürüşmə xətası fay təyyarəsinin düşməsinin şaquli olduğu bir sürüşmə pozuntusudur. Çarpma sürüşmələri, kəsilmə stresslərindən qaynaqlanır (şəkil 15).


Şəkil 15. Təsəvvür edin ki, bir ayağınızı sürüşmə arızasının hər iki tərəfinə qoyun. Bir blok sizə doğru hərəkət edir. Bu blok sağ ayağınıza doğru hərəkət edərsə, arıza sağ-yanal zərbə-sürüşmə xətasıdır; bu blok sol ayağınıza doğru hərəkət edərsə, günah sol-yan vuruş-sürüşmə qüsurudur.

Kaliforniya ştatının San Andreas fayı dünyanın ən məşhur sürüşmə qüsurudur. Bu, sağ-yanal zərbə sürüşmə xətasıdır (şəkil 16).


Şəkil 16. San Andreas kütləvi transformasiya xətasıdır.

İşdə tətil sürüşmə faylı animasiyası.

İnsanlar bəzən Kaliforniyanın bir gün okeana düşəcəyini söyləyirlər, bu doğru deyil. Bu animasiya gələcəkdə San Andreasdakı hərəkəti göstərir.

GÜCÜ VƏ DAĞ BİNASI

İki yaxınlaşan kontinental lövhə dağ silsilələri yaratmaq üçün yuxarıya doğru parçalanır (şəkil 17). Buradan gələn stresslər yüksəlmək qabığın yuxarı qalxmasına imkan verən kıvrımlara, tərs qüsurlara və itmə qüsurlarına səbəb olur.


Şəkil 17. (a) Dünyanın ən yüksək dağ silsiləsi olan Himalayalar, Hindistan və Avrasiya plitələrinin toqquşması nəticəsində böyüyür. (b) Qitə qabığının Hindistan və Avrasiya lövhələrinin əzilməsi Himalay dağlarını yaradır.

Okean litosferinin yaxınlaşan lövhə sərhədlərində dağılması da dağ silsilələri qurur (şəkil 18).


Şəkil 18. And Dağları, Cənubi Amerika Plitəsinin altındakı Nazca Plate alt kanalları olaraq qurulan qitə qövs vulkanları zənciridir.

Gərginlik stresləri qabığı ayırdıqda, normal qüsurlar boyunca yuxarı sürüşən və enən bloklara bölünür. Nəticədə hövzə və silsilə kimi tanınan dağlar və vadilər dəyişir (şəkil 19).


Şəkil 19. (a) Hövzə və silsilədə, bəzi bloklar horst olaraq bilinən silsilələr yaratmaq üçün yuxarı qaldırılır, bəziləri isə grabenlər adlanan hövzələr yaratmaq üçün aşağı salınır. (b) Nevada dağları klassik hövzə və silsilə formadadır.

Bu, hövzə və sıra şəraitində blokların hərəkətinin çox sürətli bir animasiyasıdır.

Dərs xülasəsi

  • Stress bir qayaya tətbiq olunan qüvvədir və deformasiyaya səbəb ola bilər. Üç əsas gərginlik növü, üç növ boşqab sərhədinə xasdır: yaxınlaşan sərhədlərdə sıxılma, fərqli sərhədlərdə gərginlik və çevrilmə sərhədlərində kəsmə.
  • Qayalar plastik formada deformasiya olunduqda, qatlanmağa meyllidirlər. Kövrək deformasiya qırıqlara və qüsurlara səbəb olur.
  • Qüsurların iki əsas növü sürüşmə (fay düzlüyü üfüqi istiqamətdə meyllidir) və vurma sürüşməsidir (fay düzlüyü üfüqə dikdir).
  • Dünyanın ən böyük dağları, əsasən itələmə və bükülmə yolu ilə, konvergent plitə sərhədlərində böyüyür.

REFLEKSİYA SUALLARI

  • Bu məzmun hansı bacarıqlarınızı inkişaf etdirməyə kömək edir?
  • Bu məzmunda əhatə olunan əsas mövzular hansılardır?
  • Bu hissədəki məzmun, müəyyən bir bacarığın ustalığını nümayiş etdirməyinizə necə kömək edə bilər?
  • Bu məzmunla bağlı hansı suallarınız var?

Yerin qitə qabığı ilk dəfə 3,7 milyard il əvvəl ortaya çıxdı

Arkean eonunda Yerin kontinental qabığının yaranması və havalanmasını yenidən qurmaq, erkən okean kimyasını, biosferin təkamülünü və lövhə tektonikasının başlanğıcını anlamaq üçün çox vacibdir.

Erkən Yer haqqında bədii bir anlayış. Şəkil krediti: Simone Marchi / NASA.

Torpaq, plitə tektonikası kimi dinamik proseslərlə qurulduqdan sonra, havaya çıxmağa və okeana vacib minerallar və qida maddələri əlavə etməyə başlayır.

Bu qida maddələrinin rekordu qədim qaya qeydlərində saxlanılır.

Əvvəlki araşdırmalar dəniz karbonatlarında stronsiyum izotoplarından istifadə edirdi, lakin bu qayalar ümumiyyətlə 3 milyard ildən çox olan süxurlarda az olur və ya dəyişir.

Bergen Universiteti geokimyacı Desiree Roerdink və həmkarları, fərqli bir mineral və#8212 baritdən istifadə edərək köhnə qayaların ilk ortaya çıxmasını izləmək üçün yeni bir yanaşma hazırladılar.

Barit, hidrotermal deliklərdən baryumla qarışan okean suyundan gələn sulfatın birləşməsindən əmələ gəlir.

Bu mineral, qədim mühiti yenidən qurmaq üçün faydalı olan, quruluşunda okean kimyasının möhkəm bir rekorduna sahibdir.

Dr. Roerdink, "3,5 milyard ildir ki, yer üzündə mövcud olan sahədən götürdüyümüz barit parçasının tərkibi əslində çöküntü ilə eyni idi" dedi.

"Beləliklə, mahiyyət etibarilə, Yerin əvvəlində gedən proseslərə baxmaq həqiqətən də böyük bir qeyddir."

Dr Roerdink və həmkarları, təxminən 3,2 ilə 3,5 milyard yaş arasında dəyişən üç fərqli qitədə altı fərqli yatağı sınadılar.

Baritdəki stronsiyum izotoplarının nisbətini hesabladılar və oradan, havaya çıxan kontinental qayanın okeana getdiyi və özünü baritə birləşdirdiyi vaxtdan nəticə çıxardılar.

Yeni məlumatlara əsaslanaraq, hava şəraitinin təxminən 3,7 milyard il əvvəl və#8212 təxminən 500 milyon il əvvəl düşünüldüyündən daha əvvəl başladığını tapdılar.

"Bu çox böyük bir dövrdür. Bu, həyatın necə inkişaf etdiyini düşünməyimizə təsir edir "dedi Dr Roerdink.

"Elm adamları ümumiyyətlə dərin dənizdə başlayan həyat, hidrotermal şərait haqqında düşünürlər, lakin biosfer mürəkkəbdir."

"Həyatın eyni zamanda quruda inkişaf etməsinin mümkün olub olmadığını həqiqətən bilmirik, amma sonra o torpaq orada olmalıdır."

"Nəhayət, torpağın yaranması plitə tektonikası və Yerin geodinamikasının erkən yaranması haqqında bir şey deyir."

"Torpaq əldə etmək üçün o qitə qabığını və kimyəvi cəhətdən okean qabığından fərqli bir qabığı meydana gətirən proseslərə ehtiyacınız var."

D. Roerdink və s. 2021. Sualtı qabığın ortaya çıxması və 3.7 milyard il əvvəl havalanmanın başlaması. EGU21-4701 doi: 10.5194/egusphere-egu21-4701


44 7.3 Plitə Tektonikası və Metamorfizmi

Bildiyimiz metamorfizmin bütün vacib prosesləri birbaşa plitə tektonikasının yaratdığı geoloji proseslərlə əlaqəli ola bilər. Plitə tektonikası ilə metamorfizm arasındakı əlaqələr Şəkil 7.14 -də və daha ətraflı şəkildə Şəkillər 7.15, 7.16, 7.17 və 7.19 -da verilmişdir.

Şəkil 7.14 Plitə tektonikası kontekstində metamorfizmin mühiti: (a) qitə-qitə yaxınlaşan sərhəddə dağ quruluşu ilə əlaqəli regional metamorfizm, (b) yayılmış silsilənin hər iki tərəfində okean qabığının regional metamorfizmi, (c) ) subduksiya zonası daxilində okeanik qabıq süxurlarının regional metamorfizmi, (d) qabığın yüksək səviyyəsində bir magma cisminə bitişik təmas metamorfizmi və (e) yaxınlaşan sərhəddə dağ quruculuğu ilə əlaqədar regional metamorfizm. [SE]

Əksər regional metamorfizm qitə qabığında baş verir. Əksər ərazilərdə süxurlar metamorfizmaya məruz qala bilsə də, şəkil 7.15 -də göstərildiyi kimi nisbətən gənc çöküntü qayasının böyük dərinliklərə basdırılması ehtimalının yüksək olduğu dağ silsilələrinin köklərində metamorfizm potensialı ən böyükdür. Buna misal olaraq Himalay silsiləsini göstərmək olar. Bu qitə-qitə yaxınlaşan sərhədində çöküntü süxurları həm böyük yüksəkliklərə (dəniz səviyyəsindən təxminən 9000 m yüksəkliyə) qalxmış, həm də böyük dərinliklərə basdırılmışdır. Normal geotermal qradiyentin (dərinliyi ilə temperaturun artım sürəti) kilometr başına təxminən 30 ° C olduğunu nəzərə alsaq, bu vəziyyətdə dəniz səviyyəsindən 9 km aşağıya basdırılmış qaya yerin səthindən 18 km aşağıya yaxın ola bilər. 500 ° C -ə qədər temperatur gözləmək məntiqlidir. Orada əmələ gələn metamorfik süxurların yaxınlaşan lövhələrin güclü istiqamətli təzyiqi səbəbindən çox güman ki, yarpaqlanacaq.

Şəkil 7.15 a: Qitə-qitə toqquşması (tipik geotermal qradiyent) ilə əlaqəli dağ silsiləsinin altındakı regional metamorfizm. (Məsələn: Himalay silsiləsi) [SE]

Okean yayılan bir silsilədə, yaxınlarda meydana gələn gabbro və bazaltın okean qabığı yavaş -yavaş lövhə sərhədindən uzaqlaşır (Şəkil 7.16). Qabığın içindəki su vulkanik istilik mənbəyinə yaxın olan ərazidə yüksəlmək məcburiyyətindədir və bu, uzaqdan daha çox su çəkir və nəticədə soyuq dəniz suyunun qabığa çəkildiyi və sonra yenidən dənizə çıxdığı bir konvektiv sistem yaradır. silsilənin yaxınlığındakı mərtəbə. Bu suyun okean qabığından 200 ° C -dən 300 ° C -ə qədər keçməsi, süxurun orijinal piroksenini xlorit və serpantinə dəyişən metamorfik reaksiyalara səbəb olur. Çünki bu metamorfizm, qayanın əslində əmələ gəldiyi temperaturdan çox aşağı olan temperaturlarda baş verir (

1200 ° C) kimi tanınır retrograd metamorfizm. Bu şəkildə meydana gələn qaya kimi tanınır yaşıl daş foliated deyilsə və ya yaşılçı Bu əgər. Xlorit ((Mq5Al) (AlSi3) O10(OH)8) və serpantin ((Mg, Fe)3Si2O5(OH)4) hər ikisi "hidratlı minerallar"Kimyəvi formullarında suyun (OH olaraq) olması deməkdir. Daha sonra metamorfozlu okean qabığı subuktasiya edildikdə, xlorit və serpantin yeni su olmayan minerallara çevrilir (məsələn, granat və piroksen) və sərbəst buraxılan su axının əriməsinə kömək etdiyi üst mantiyaya köçür (Fəsil 3, bölmə) 3.2).

Şəkil 7.16 b: Yayılan silsilənin hər iki tərəfində okean qabığının regional metamorfizmi. (Məsələn: Juan de Fuca yayma silsiləsi) [SE]

Subduksiya zonasında okean qabığı isti mantiyaya enir. Lakin okean qabığı indi nisbətən sərin olduğu üçün, xüsusən də dənizin dibinin üst səthi boyunca, tez qızmır və subuktiv qaya ətrafdakı mantiyadan bir neçə yüz dərəcə soyuq qalır (Şəkil 7.17). Xüsusi bir metamorfizm növü, bu çox yüksək təzyiqdə, lakin nisbətən aşağı temperatur şəraitində baş verir və adlanan bir amfibol mineralını əmələ gətirir. qlaukofan (Na2(Mg3Al2) Si8O22(OH)2), mavi rənglidir və kimi tanınan bir qaya əsas komponentidir blueschist.

Blueschist haqqında heç görməmisiniz və ya eşitməmisinizsə, təəccüblü deyil. Təəccüblü olan budur ki, hər kəs onu görüb! Subduksiyalı zonalarda ən çox bluesist formalar, çevrilməyə davam edir, çevrilir eklogit təxminən 35 km dərinlikdə və sonra nəticədə mantiyanın dərinliyinə batır - bir daha görünməyəcək. Subduksiya prosesinin bəzi tektonik proseslərlə kəsildiyi dünyanın bir neçə yerində, qismən subuked blueschist qaya səthə qayıtdı. Belə yerlərdən biri, qaya Franciscan Kompleksi olaraq bilinən San Francisco ətrafındakı ərazidir (Şəkil 7.18).

Şəkil 7.17 c: Subduksiya zonasında okean qabığının regional metamorfizmi. (Nümunə: Cascadia subduksiya zonası. Bu tip qayalar San -Fransisko ərazisində aşkarlanır.) [SE]

Şəkil 7.18 San Francisconun şimalında açılan Franciscan Kompleksi blueschist qaya. Qaya mavi rəngi amfibol mineral qlaukofanın olması ilə əlaqədardır. [SE]

Magma yaxınlaşan sərhədlərdə istehsal olunur və qabığın yuxarı hissəsində magma cisimləri yarada biləcək səthə doğru yüksəlir. Təxminən 1000 ° C temperaturda olan bu cür magma cisimləri, ətrafdakı qayanı qızdırır və təmas metamorfizminə səbəb olur (Şəkil 7.19). Bu, nisbətən dayaz dərinliklərdə baş verdiyindən, yönləndirilmiş təzyiq olmadıqda, əmələ gələn qayada normal olaraq bitkilər əmələ gəlmir. Bir müdaxilənin ətrafındakı təmas metamorfizmi, digər yerlərdə (on minlərlə kvadrat kilometr) regional metamorfizmin dərəcəsi ilə müqayisədə çox kiçikdir (adətən metrdən onlarla metrə qədər).

Şəkil 7.19 d: Yüksək səviyyəli qabıq magma kamerası ətrafında təmas metamorfizmi (Məsələn: St. Helens dağının altındakı magma kamerası. Sahil silsiləsinin cənub hissəsi, eramızdan əvvəl) [SE]

Regional metamorfizm də vulkanik qövs dağ silsilələri daxilində baş verir və vulkanizmlə əlaqəli əlavə istilik səbəbiylə geotermal qradiyent bu mühitlərdə adətən bir qədər dik olur (40 ° ilə 50 ° C/km arasında). Nəticədə metamorfizmin daha yüksək dərəcələri digər sahələrdə olduğundan daha səthə yaxınlaşa bilər (Şəkil 7.19).

Metamorfizmi başa düşməyin başqa bir yolu, bir oxda temperaturu və digərində dərinliyi (təzyiqə bərabər olan) göstərən bir diaqramdan istifadə etməkdir (Şəkil 7.20). Bu diaqramdakı üç ağır nöqtəli xətt, fərqli şərtlər altında Yerin geotermal qradiyentlərini təmsil edir. Əksər ərazilərdə dərinliyin artması ilə temperatur 30 ° C/km -dir. Başqa sözlə, minaya 1000 m ensəniz, temperatur səthdəki ortalama temperaturdan təxminən 30 ° C daha isti olacaq. Kanadanın cənubunun əksər hissələrində səthin orta temperaturu təxminən 10 ° C -dir, buna görə də 1000 m dərinlikdə təxminən 40 ° C olacaq. Bu, çox isti olduğu üçün dərin mədənlərdə təsirli havalandırma sistemləri olmalıdır. Bu tipik geotermal gradient Şəkil 7.20 -də yaşıl nöqtəli xətt ilə göstərilmişdir. 10 km dərinlikdə temperatur təxminən 300 ° C, 20 km -də isə təxminən 600 ° C -dir.

Vulkanik ərazilərdə geotermal qradiyent daha çox 40 ° - 50 ° C/km -dir, buna görə də 10 km dərinlikdəki temperatur 400 ° - 500 ° C aralığındadır. Yuxarıda təsvir edildiyi kimi, subduksiya zonaları boyunca soyuq okean qabığı temperaturu aşağı saxlayır, buna görə də gradient adətən 10 ° C/km -dən aşağı olur. Yuxarıda təsvir edilən müxtəlif metamorfizm növləri Şəkil 7.14 - 7.17 və 7.19 -da istifadə olunan eyni hərflərlə (a ilə e arasında) Şəkil 7.20 -də təqdim edilmişdir.

Şəkil 7.20 Fərqli şəraitdə dərinlik və temperatur kontekstində göstərilən metamorfizm növləri. Tipik bir geotermal gradientə malik regional metamorfoz altında palçıqdan əmələ gələn metamorfik süxurlar verilmişdir. A ilə e hərfləri Şəkil 7.14 - 7.17 və 7.19 -da göstərilənlərə uyğun gəlir. [SE]

Nümunə olaraq, tipik geotermal qradiyentləri olan ərazilərdə regional metamorfizmə baxsaq, 5 km -dən 10 km -ə qədər olan qəbrin bizi seolit ​​[1] və gil mineral zonasına saldığını görə bilərik (bax Şəkil 7.20). şiferin əmələ gəlməsinə bərabərdir. 10 km -dən 15 km -ə qədər, biz filitit istehsal etmək üçün göyərtilər zonasında (mofik vulkanik qayada xlorit əmələ gələcək) və palçıqda çox incə mika əmələ gətiririk. 15 km -dən 20 km -ə qədər böyük mikaslar şist, 20 km -dən 25 km -ə qədər isə amfibol, feldispat və kvars şəklində gnays istehsal edir. Bu şəraitdə 25 km dərinlikdən kənarda qranit (və ya gnays) üçün qismən ərimə xəttini su ilə birlikdə keçirik və buna görə də migmatitin əmələ gəlməsini gözləyə bilərik.

Məşq 7.3 Yüksək Jeotermal Qradiyentli Bölgələrdə Metamorfik Qayalar

Metamorfik qaya növü Dərinlik (km)
Şifer
Filit
Şist
Gneys
Migmatit

Şəkil 7.20, "tipik" geotermal qradiyentin (nöqtəli yaşıl xətt) əyrisi boyunca müxtəlif nöqtələrdə palçıqdan yarana biləcək qaya növlərini göstərir. Vulkanik bölgələr üçün geotermal gradientə (Şəkil 7.20 -də nöqtəli sarı xətt) baxaraq, palçıqlı bir ana -atadan əmələ gələn eyni növ qayalar tapacağınız dərinlikləri təxmin edin.


50 7.3 Plitə Tektonikası və Metamorfizmi

Bildiyimiz metamorfizmin bütün vacib prosesləri, plitə tektonikasının yaratdığı geoloji proseslərlə birbaşa əlaqəli ola bilər. Plitə tektonikası ilə metamorfizm arasındakı əlaqələr Şəkil 7.14 -də və daha ətraflı şəkildə Şəkillər 7.15, 7.16, 7.17 və 7.19 -da verilmişdir.

Şəkil 7.14 Plitə tektonikası kontekstində metamorfizmin mühiti: (a) qitə-qitə yaxınlaşan sərhəddə dağ quruluşu ilə əlaqəli regional metamorfizm, (b) yayılmış silsilənin hər iki tərəfində okean qabığının regional metamorfizmi, (c) ) subduksiya zonası daxilində okeanik qabıq süxurlarının regional metamorfizmi, (d) qabığın yüksək səviyyəsində bir magma cisminə bitişik təmas metamorfizmi və (e) yaxınlaşan sərhəddə dağ quruculuğu ilə əlaqədar regional metamorfizm. [SE]

Əksər regional metamorfizm qitə qabığında baş verir. Əksər sahələrdə süxurlar dərinlikdə metamorfizasiya oluna bilsə də, Şəkil 7.15 -də göstərildiyi kimi nisbətən gənc çöküntü qayasının böyük dərinliklərə basdırılması ehtimalının yüksək olduğu dağ silsilələrinin köklərində metamorfizm potensialı ən böyükdür. Buna misal olaraq Himalay silsiləsini göstərmək olar. Bu qitə-qitə yaxınlaşan sərhədində çöküntü süxurları həm böyük yüksəkliklərə (dəniz səviyyəsindən təxminən 9000 m yüksəkliyə) qalxmış, həm də böyük dərinliklərə basdırılmışdır. Normal geotermal qradiyentin (dərinliyi ilə temperaturun artma sürəti) kilometr başına təxminən 30 ° C olduğunu nəzərə alsaq, bu vəziyyətdə dəniz səviyyəsindən 9 km aşağıya basdırılmış qaya yerin səthindən 18 km aşağıya yaxın ola bilər. 500 ° C -ə qədər temperatur gözləmək məntiqlidir. Orada əmələ gələn metamorfik süxurların yaxınlaşan lövhələrin güclü istiqamətli təzyiqi səbəbindən çox güman ki, yarpaqlanacaq.

Şəkil 7.15 a: Qitə-qitə toqquşması (tipik geotermal qradiyent) ilə əlaqəli dağ silsiləsinin altındakı regional metamorfizm. (Misal: Himalay silsiləsi) [SE]

Okean yayılan bir silsilədə, yaxınlarda meydana gələn gabbro və bazaltın okean qabığı yavaş -yavaş lövhə sərhədindən uzaqlaşır (Şəkil 7.16). Qabığın içindəki su vulkanik istilik mənbəyinə yaxın olan ərazidə yüksəlmək məcburiyyətindədir və bu, uzaqdan daha çox su çəkir və nəticədə soyuq dəniz suyunun qabığa çəkildiyi və sonra yenidən dənizə çıxdığı bir konvektiv sistem yaradır. silsilənin yaxınlığındakı mərtəbə. Bu suyun okean qabığından 200 ° C -dən 300 ° C -ə qədər keçməsi, süxurun orijinal piroksenini xlorit və serpantinə dəyişən metamorfik reaksiyalara səbəb olur. Çünki bu metamorfizm, qayanın əslində əmələ gəldiyi temperaturdan çox aşağı olan temperaturlarda baş verir (

1200 ° C) kimi tanınır retrograd metamorfizm. Bu şəkildə meydana gələn qaya kimi tanınır yaşıl daş foliated deyilsə və ya yaşılçı Bu əgər. Xlorit ((Mq5Al) (AlSi3) O10(OH)8) və serpantin ((Mg, Fe)3Si2O5(OH)4) hər ikisi "hidratlı minerallar"Kimyəvi formullarında suyun (OH olaraq) olması deməkdir. Daha sonra metamorfozlu okean qabığı subuktasiya edildikdə, xlorit və serpantin yeni su olmayan minerallara (məsələn, granat və piroksen) çevrilir və sərbəst buraxılan su axının əriməsinə kömək etdiyi üst mantiyaya köçür (Fəsil 3, bölmə) 3.2).

Şəkil 7.16 b: Yayılan silsilənin hər iki tərəfində okean qabığının regional metamorfizmi. (Məsələn: Juan de Fuca yayma silsiləsi) [SE]

Subduksiya zonasında okean qabığı isti mantiyaya enir. Lakin okean qabığı indi nisbətən sərin olduğu üçün, xüsusən də dənizin dibinin üst səthi boyunca, tez qızmır və subuktiv qaya ətrafdakı mantiyadan bir neçə yüz dərəcə soyuq qalır (Şəkil 7.17). Xüsusi bir metamorfizm növü, bu yüksək təzyiqli, lakin nisbətən aşağı temperaturlu şəraitdə baş verir və adlanan amfibol mineralını əmələ gətirir. qlaukofan (Na2(Mg3Al2) Si8O22(OH)2), mavi rənglidir və kimi tanınan bir qaya əsas komponentidir blueschist.

Blueschist haqqında heç görməmisiniz və ya eşitməmisinizsə, təəccüblü deyil. Təəccüblü olan budur ki, hər kəs görüb! Subduksiyalı zonalarda ən çox bluesist formalar, çevrilməyə davam edir, çevrilir eklogit təxminən 35 km dərinlikdə və sonra nəticədə mantiyanın dərinliyinə batır - bir daha görünməyəcək. Subduksiya prosesinin bəzi tektonik proseslərlə kəsildiyi dünyanın yalnız bir neçə yerində qismən subuked blueschist qaya səthə qayıtdı. Belə yerlərdən biri, qaya Franciscan Kompleksi olaraq bilinən San Francisco ətrafındakı ərazidir (Şəkil 7.18).

Şəkil 7.17 c: Subduksiya zonasında okean qabığının regional metamorfizmi. (Nümunə: Cascadia subduksiya zonası. Bu tip qayalar San -Fransisko ərazisində aşkarlanır.) [SE]

Şəkil 7.18 San Francisconun şimalında açılan Franciscan Kompleksi blueschist qaya. Qaya mavi rəngi amfibol mineral qlaukofanın olması ilə əlaqədardır. [SE]

Magma yaxınlaşan sərhədlərdə istehsal olunur və qabığın yuxarı hissəsində magma cisimləri yarada biləcək səthə doğru yüksəlir. Təxminən 1000 ° C temperaturda olan bu cür magma cisimləri, ətrafdakı qayanı qızdırır və təmas metamorfizminə səbəb olur (Şəkil 7.19). Bu, nisbətən dayaz dərinliklərdə baş verdiyindən, yönləndirilmiş təzyiq olmadıqda, əmələ gələn qayada normal olaraq bitkilər əmələ gəlmir. Bir müdaxilənin ətrafındakı təmas metamorfizmi, digər yerlərdə (on minlərlə kvadrat kilometr) regional metamorfizmin dərəcəsi ilə müqayisədə çox kiçikdir (adətən metrdən onlarla metrə qədər).

Şəkil 7.19 d: Yüksək səviyyəli bir qabığın magma kamerası ətrafında təmas metamorfizmi (Məsələn: St. Helens Dağı altındakı magma kamerası.) E: Vulkanik qövslə əlaqəli dağ silsiləsindəki regional metamorfizm (vulkanik bölgə temperaturu qradiyenti) (Misal: Sahil silsiləsinin cənub hissəsi, eramızdan əvvəl) [SE]

Regional metamorfizm də vulkanik qaya dağ silsilələri daxilində baş verir və vulkanizmlə əlaqəli əlavə istilik səbəbiylə geotermal qradiyent bu mühitlərdə adətən bir qədər dik olur (40 ° ilə 50 ° C/km arasında). Nəticədə metamorfizmin daha yüksək dərəcələri digər sahələrdə olduğundan daha səthə yaxınlaşa bilər (Şəkil 7.19).

Metamorfizmi başa düşməyin başqa bir yolu, bir oxda temperaturu və digərində dərinliyi (təzyiqə bərabər olan) göstərən bir diaqramdan istifadə etməkdir (Şəkil 7.20). Bu diaqramdakı üç ağır nöqtəli xətt, fərqli şərtlər altında Yerin geotermal qradiyentlərini təmsil edir. Əksər ərazilərdə dərinliyin artması ilə temperatur 30 ° C/km -dir. Başqa sözlə, minaya 1000 m ensəniz, temperatur səthdəki ortalama temperaturdan təxminən 30 ° C daha isti olacaq. Kanadanın cənubunun əksər hissələrində səthin orta temperaturu təxminən 10 ° C -dir, buna görə də 1000 m dərinlikdə təxminən 40 ° C olacaq. Bu, çox isti olduğu üçün dərin mədənlərdə təsirli havalandırma sistemləri olmalıdır. Bu tipik geotermal qradiyent Şəkil 7.20 -də yaşıl nöqtəli xətt ilə göstərilmişdir. 10 km dərinlikdə temperatur təxminən 300 ° C, 20 km -də isə təxminən 600 ° C -dir.

Vulkanik ərazilərdə geotermal qradiyent daha çox 40 ° - 50 ° C/km -dir, buna görə də 10 km dərinlikdəki temperatur 400 ° - 500 ° C aralığındadır. Yuxarıda təsvir edildiyi kimi, subduksiya zonaları boyunca soyuq okean qabığı temperaturu aşağı saxlayır, buna görə də gradient adətən 10 ° C/km -dən aşağı olur. Yuxarıda təsvir edilən müxtəlif metamorfizmlər Şəkil 7.20 -də Şəkillər 7.14 - 7.17 və 7.19 -da istifadə olunan eyni hərflərlə (a ilə e arasında) təmsil olunmuşdur.

Şəkil 7.20 Fərqli şəraitdə dərinlik və temperatur kontekstində göstərilən metamorfizmin növləri. Tipik bir geotermal gradientə malik regional metamorfoz altında palçıqdan əmələ gələn metamorfik süxurlar verilmişdir. A ilə e hərfləri Şəkil 7.14 - 7.17 və 7.19 -da göstərilənlərə uyğundur. [SE]

Nümunə olaraq, tipik geotermal qradiyentləri olan ərazilərdə regional metamorfizmə baxsaq, 5 km -dən 10 km -ə qədər olan qəbrin bizi seolit ​​[1] və gil mineral zonasına saldığını görə bilərik (bax Şəkil 7.20). şiferin əmələ gəlməsinə bərabərdir. 10 km -dən 15 km -ə qədər, filitit istehsal etmək üçün yaşıllıq zonasında (mofik vulkanik qayada xlorit əmələ gələcək) və palçıqda çox incə mika əmələ gəlir. 15 km -dən 20 km -ə qədər böyük mikaslar şist, 20 km -dən 25 km -ə qədər isə amfibol, feldispat və kvars şəklində gnays istehsal edir. Bu şəraitdə 25 km dərinlikdən kənarda, qranit (və ya gnays) üçün qismən ərimə xəttini su ilə birlikdə keçirik və buna görə də migmatitin əmələ gəlməsini gözləyə bilərik.

Məşqlər

Məşq 7.3 Yüksək Jeotermal Qradiyentli Bölgələrdə Metamorfik Qayalar

Metamorfik qaya növü Dərinlik (km)
Şifer
Filit
Şist
Gneys
Migmatit

Şəkil 7.20, "tipik" geotermal qradiyentin (nöqtəli yaşıl xətt) əyrisi boyunca müxtəlif nöqtələrdə palçıqdan yarana biləcək qaya növlərini göstərir. Vulkanik bölgələr üçün geotermal gradientə (Şəkil 7.20 -də nöqtəli sarı xətt) baxaraq, palçıqlı bir ana -atadan əmələ gələn eyni növ qayalar tapacağınız dərinlikləri təxmin edin.


7.3: Yer qabığında stress - Geosciences

Faylar və kıvrımlar kimi geoloji quruluşlar yer qabığının memarlığıdır. Geologic structures influence the shape of the landscape, determine the degree of landslide hazard, bring old rocks to the surface, bury young rocks, trap petroleum and natural gas, shift during earthquakes, and channel fluids that create economic deposits of metals such as gold and silver.

Folds, faults, and other geologic structures accommodate large forces such as the stress of tectonic plates jostling against each other, and smaller forces such as the stress of gravity pulling on a steep mountainside. An understanding of the structures that shape the earth's crust can help you see when and where the crust was subjected to pushing or pulling, terrane accretion or crustal rifting.

Physical Behavior of Rocks: Stress and Geologic Structures

Before exploring geologic structures, we need to look at how rocks respond to the forces that create the structures. Stress refers to the physical forces that cause rocks to deform. There are three basic types of stress that deform rocks:

In response to stress, rocks will undergo some form of bending or breaking, or both. The bending or breaking of rock is called deformation or strain.

If rocks tend to break, they are said to be brittle. If a rock breaks, it is said to undergo brittle behavior. If rocks tend to bend without breaking, they are said to be ductile. If a rock bends but is able to return to its original position when the stress is released, it is said to undergo elastic behavior. If a rock bends and stays bent after stress is released, it is said to undergo plastic behavior.

A combination of elastic and brittle behavior causes earthquakes. Rocks get bent in an elastic fashion until they reach their limit, then they break in brittle fashion. The rocks on either side of a break act like rubber bands and snap back into their original shape. The snap is an earthquake. The break along which the rocks slide back to their original shape is a fault.

Earthquakes and faults occur in the shallow crust, where rocks are relatively cold and therefore brittle. In the deep crust and in the earth's mantle, rocks are very hot and subject to high pressure caused by the weight of the overlying rock. The heat and pressure cause deep crustal and mantle rocks to be ductile. In fact, rocks deep in the continental crust and upper mantle can be so hot and soft that they behave almost like a slow-moving liquid, even though they are actually solid. They "flow," or bend in a plastic manner, at a geological pace.

Now let us look at the specific types of geologic structures, the breaks and bends that deform rock in response to stress.

Folds

Ductile rocks behave plastically and become folded in response to stress. Even in the shallow crust where rocks are cool and relatively brittle, folding can occur if the stress is slow and steady and gives the rock enough time to gradually bend. If the stress is applied too quickly, rocks in the shallow crust will behave as brittle solids and break. Deeper in the crust, where the rocks are more ductile, folding happens more readily, even when the stress and strain occurs rapidly.

Refer to the table of folds on the Geologic Map Symbols Basics Table.

Anticlines and Synclines

The most basic types of folds are anticlines and synclines. Imagine a rug, the sides of which have been pushed toward each other forming ridges and valleys - the ridges are "up" folds and the valleys are "down" folds. In terms of geologic structures, the up folds are called anticlines and the down folds are called synclines.

In block diagrams like those shown below, the top of the block is the horizontal surface of the earth, the map view. The other two visible sides of the box are cross-sections, vertical slices through the crust. The colored layers represent stratified geologic formations that were originally horizontal, such as sedimentary beds or lava flows. Use the block diagrams to visualize the three-dimensional shapes of the geologic structures. Keep in mind that erosion has stripped away the upper parts of these structures so that map view reveals the interior of these structures.

In map view, an anticline appears as parallel beds of the same rock type that dip away from the center of the fold. In an anticline, the oldest beds, the ones that were originally underneath the other beds, are at the center, along the axis of the fold. The axis is an imaginary line that marks the center of the fold on the map.

In map view, a syncline appears as a set of parallel beds that dip toward the center. In a syncline the youngest beds, the ones that were originally on top of the rest of the beds, are at the center, along the axis of the fold.

Anticlines and synclines form in sections of the crust that are undergoing compression, places where the crust is being pushed together.

Plunging Anticlines and Synclines

A plunging anticline or a plunging syncline is one that has its axis tilted from the horizontal so that the fold is plunging into the earth along its length. Plunge direction is the direction in which the axis of the fold tilts down into the earth.

In map view, a plunging anticline makes a U-shaped or V-shaped pattern that points, or closes, in the direction of plunge. A cross-section at a right angle to the axis of a plunging anticline looks the same as an anticline.

In map view, a plunging syncline makes a U-shaped or V-shaped pattern that opens in the direction of plunge.

Basins and Domes

A basin is a bowl-like depression in the strata (layers of rock). A basin is similar to a syncline, but instead of an axis it has a single point at the center. The strata all dip toward the center point and the youngest rock is at the center. In map view, the strata form concentric circles - a bull's eye pattern - around the center point.

A dome is an bulge in strata. A dome is similar to an anticline, but instead of an axis it has a single point at the center. The strata all dip away from the center point and the oldest rock is at the center. In map view, the strata form concentric circles - a bull's eye pattern - around the center point.

Refer to the table of folds on the Geologic Map Symbols Basics Table.

Faults

A fault is a planar surface within the earth, along which rocks have broken and slid. Faults are caused by elastic strain that culminates in brittle failure. The rocks on either side of a fault have shifted in opposite directions, called the offset directions. If a fault is not vertical, there are rocks above the fault and rocks beneath the fault.

Refer to the table of faults on the Geologic Map Symbols Basics Table.

The rocks above a fault are called the hanging wall.

The rocks beneath a fault are called the footwall.

Normal and Detachment Faults

In a normal fault, the hanging wall has moved down relative to the footwall.

A detachment fault is a particular kind of normal fault that generally dips at a low angle. It separates rocks that were deep in the crust and ductile (granite and gneiss) from rocks of the upper crust (sedimentary or volcanic) that were brittle. Detachment faults occur along the boundaries of metamorphic core complexes (see below).

Normal and detachment faults form in sections of the crust that are undergoing tension, places where the crust is being stretched apart. A divergent plate boundary is a zone of large normal faults. Normal faults also occur in other zones of crustal tension, such as in the Basin and Range landscape region of the western United States.

Reverse and Thrust Faults

In a reverse or thrust fault, the hanging wall has moved up relative to the footwall. The difference between a reverse fault and a thrust fault is that a reverse fault has a steeper dip, more than 30°.

Reverse and thrust faults form in sections of the crust that are undergoing compression. A convergent plate boundary is a zone of major reverse and thrust faults. In fact, subduction zones are sometimes referred to as mega-thrust faults. Reverse and thrust faults also occur in other settings where the crust is being compressed, such as the Transverse Mountain Ranges, just north of Los Angeles.

Strike-Slip Faults

Strike-slip faults are steep or vertical faults along which the rocks on either side have moved horizontally in opposite directions. A transform plate boundary is a zone of large strike-slip faults. The San Andreas fault is an example of a major strike-slip fault at a transform boundary. Strike-slip faults also occur in other settings.

Oblique-Slip Faults

An oblique-slip fault is one where the rocks on either side have moved up or down, and sideways, rather than simply up, down, or sideways.

Refer to the table of faults on the Geologic Map Symbols Basics Table.

Other geologic structures

Grabens and Horsts

Grabens and horsts are geologic structures that are bounded by normal faults. A graben is a down-dropped block of rock between two normal faults. Because the normal faults on either side of a graben dip towards each other, the graben is the hanging wall for each of them. The rocks exposed in grabens tend to be from the shallow crust, either sedimentary or volcanic. Outside the normal faults that bound a graben, rocks from deeper in the crust tend to be exposed. If there is a large enough amount of offset along the normal faults, plutonic or metamorphic rock may be exposed. A block of crust that has been uplifted between two parallel normal faults is called a horst. Because the normal faults on either side of a horst dip outward, away from the center of the horst, the horst forms the footwall for each of them.

Joints

Joints are the most commonly observed structure at the earth's surface. Near and at the earth's surface, rocks break and crack. Most often the rocks on either side of the crack do not slide or shift their position. Such cracks or fracture surfaces are called joints. The difference between joints and faults is the amount of rock movement surrounding these features. Rock on one side of a fault has moved sideways - been ofset - relative to rock on the other side. The rocks on either side of a joint have not been offset, they have simply been fractured.

Joints are present in virtually every outcrop of bedrock at the earth's surface. It is common for joints to be relatively straight and flat, which may lead to them being mistaken for sedimentary beds.

Metamorphic Core Complexes

A metamorphic core complex is a body of rock from deep in the crust that has risen up along detachment faults to become partly exposed at the earth's surface. A metamorphic core complex is bounded by a detachment fault along at least one side. Because it is a block of rock that has uplifted beneath a detachment fault, a metamorphic core complex is the footwall of the detachment fault.

Metamorphic core complexes used to be called "gneiss domes." The rocks in a metamorphic core complex consist largely of metamorphic rock and plutonic rock. Metamorphic core complexes form in areas where the crust is undergoing extension, or being pulled apart, all the way down to the deep crust, at the same time as the deep crust is undergoing metamorphism and igneous intrusion.

As a metamorphic core complex forms, cold brittle rocks of the upper crust detach and pull apart along low-angle normal faults, which are called detachment faults. The rocks from the shallow crust form the hanging walls to the detachment faults. Besides generally having a low dip angle, detachment faults separate rocks of the shallow crust that underwent brittle deformation from rocks of the deeper crust that underwent ductile deformation.

Unless otherwise specified, this work by Washington State Colleges is licensed under a Creative Commons Attribution 3.0 United States License.


İstinadlar

Zoback, M. L. & Zoback, M. D. State of stress in the conterminous United States. J. Geofis. Res. 85, 6113–6156 (1980).

Jones, C. H., Unruh, J. R. & Sonder, L. J. The role of gravitational potential energy in active deformation in the southwestern United States. Təbiət 381, 37–41 (1996).

Flesch, L. M., Holt, W. E., Haines, A. J. & Shen-Tu, B. Dynamics of the Pacific–North American plate boundary in the western United States. Elm 287, 834–836 (2000).

Zoback, M. L. Stress field constraints on intraplate seismicity in eastern North America. J. Geofis. Res. 97, 11761–11782 (1992).

Reiter, K. et al. A revised crustal stress orientation database for Canada. Tectonophysics 636, 111–124 (2014).

Stein, S. & Liu, M. Long aftershock sequences within continents and implications for earthquake hazard assessment. Təbiət 462, 87–89 (2009).

Ellsworth, W. L. Injection-induced earthquakes. Elm 341, 1225942 (2013).

Weingarten, M. et al. High-rate injection is associate with the increase in U.S. midcontinent seismicity. Elm 348, 1336–1340 (2015).

Heidbach et al. World Stress Map Database 2016 (GFZ, 2016) https://doi.org/10.5880/WSM.2016.001

England, P., Houseman, G. & Sonder, L. J. Lengthscales for continental deformation in convergent, divergent and strike-slip environments. J. Geofis. Res. 90, 3551–3557 (1985).

Silver, P. G. & Holt, W. E. The mantle flow field beneath western North America. Elm 295, 1054–1057 (2002).

Humphreys, E. D. & Coblentz, D. North American dynamics and western U.S. tectonics. Rev. Geophys. 45, RG3001 (2007).

Ghosh, A. & Holt, W. E. Plate motions and stresses from global dynamic models. Elm 335, 838–843 (2012).

Hurd, O. & Zoback, M. D. Intraplate earthquakes, regional stress, and fault mechanics in the central and eastern U.S. and southeastern Canada. Tectonophysics 581, 182–192 (2012).

Lund-Snee, J. E. & Zoback, M. D. State of stress in Texas: implications for induced seismicity. Geofiziklər. Res. Lett. 43, 10208–10214 (2016).

Simpson, R. W. Quantifying Anderson’s fault types. J. Geofis. Res. 102, 17909–17919 (1997).

Zoback, M. L. & Zoback, M. D. Tectonic stress field of the continental United States. GSA Memoir 172, 523–540 (1989).

Gough, D. I., Fordjor, C. K. & Bell, J. S. A stress province boundary and tractions on the North American plate. Təbiət 305, 619–621 (1983).

Becker, T. W. et al. Western US intermountain seismicity caused by changes in upper mantle flow. Təbiət 524, 458–461 (2015).

Hurd, O. & Zoback, M. D. Regional stress orientations and slip compatibility of focal mechanisms in the New Madrid Seismic Zone. Seismol. Res. Lett. 83, 672–679 (2012).

Petersen, M.D. et al. Documentation of the 2014 Update of the United States National Seismic Hazard Maps USGS Open File Report 1091 (USGS, 2014).

Calais, E. et al. Triggering of New Madrid seismicity by late-Pleistocene erosion. Təbiət 466, 608–611 (2010).

Stein, R. The role of stress transfer in earthquake occurrence. Təbiət 402, 605–609 (1999).

Wesson, R. L. & Boyd, O. S. Stress before and after the 2002 Denali Fault earthquake. Geofiziklər. Res. Lett. 34, L07303 (2007).

Mueller, K., Hough, S. E. & Bilham, R. Analysing the 1811–1812 New Madrid earthquakes with recent instrumentally recorded aftershocks. Təbiət 429, 284–287 (2004).

Lowry, A. R. & Pérez-Gussinyé, M. The role of crustal quartz in controlling Cordilleran deformation. Təbiət 471, 353–357 (2011).

Zoback, M. D. & Townend, J. Implications of hydrostatic pore pressures and high crustal strength for the deformation of continental lithosphere. Tectonophysics 336, 19–30 (2001).

Sonder, L. J. Effects of density contrasts on the orientation of stresses in the lithosphere: relation to principal stress directions in the Transverse Ranges, California. Tektonik 9, 761–771 (1990).

Forte, A. M. et al. Descent of the ancient Farallon slab drives localized mantle flow beneath the New Madrid seismic zone. Geofiziklər. Res. Lett. 34, L04308 (2007).

Zoback, M. L. & Richardson, R. M. Stress perturbation associated with the Amazonas and other ancient rifts. J. Geofis. Res. 101, 5459–5475 (1996).

Grana, J. P. & Richardson, R. M. Tectonic stress within the New Madrid seismic zone. J. Geofis. Res. 101, 5445–5458 (1996).

Levandowski, W., Boyd, O. S. & Ramirez-Guzmán, L. Dense lower crust elevates long-term earthquake rates in the New Madrid seismic zone. Geofiziklər. Res. Lett. 43, 8499–8510 (2016).

Biryol, C. B. et al. Relationship between observed upper mantle structure and recent tectonic activity across the southeastern United States. J. Geofis. Res. 121, 3393–3414 (2016).

Shen, W. & Ritzwoller, M. H. Crustal and uppermost mantle structure beneath the United States. J. Geofis. Res. 121, 4306–4342 (2016).

Graw, J. H., Powell, C. A. & Langston, C. A. Crustal and upper mantle velocity structure in the vicinity of the Eastern Tennessee seismic zone based upon radial P-wave transfer functions. J. Geofis. Res. 120, 243–258 (2015).

Cooley, M. T. A New Set of Focal Mechanisms and a Geodynamic Model for the Eastern Tennessee Seismic Zone. MSc thesis, Univ. Memphis (2014).

Wallace, R. E. Geometry of shearing stresses and relation to faulting. J. Geol. 59, 118–130 (1951).

Bott, M. H. P. The mechanics of oblique-slip faulting. Geol. Mag. 96, 109–117 (1959).

Varryčuk, V. Iterative joint inversion for stress and fault orientations from focal mechanisms. Geofiziklər. J. Int. 199, 69–77 (2014).

Herrmann, R. B. Moment Tensors for North America (St Louis Univ. accessed 1 January 2018) http://www.eas.slu.edu/eqc/eqc_mt/MECH.NA/MECHFIG/mech.html

Herrmann, R. B., Malagnini, L. & Munafó, I. Regional moment tensors of the 2009 L’Aquila earthquake sequence. Öküz. Seismol. Soc. Am. 101, 975–993 (2011).

Wu, Q., Chapman, M. C. & Beale, J. N. The aftershock sequence of the 2011 Mineral, Virginia earthquake: temporal and spatial distribution, focal mechanisms, regional stress, and the role of Coulomb stress transfer. Öküz. Seismol. Soc. Am. 105, 2521–2527 (2015).

Johnson, G. A., Horton, S. P., Withers, M. & Cox, R. Earthquake focal mechanisms in the New Madrid seismic zone. Seismol. Res. Lett. 85, 257–267 (2014).

Walsh, F. R.III & Zoback, M. D. Probabilistic assessment of potential fault slip related to injection-induced earthquakes: application to north-central Oklahoma, USA. Geologiya 44, 991–994 (2016).

Chapman, M. C. et al. A statistical analysis of earthquake focal mechanisms and epicenter locations in the Eastern Tennessee Seismic Zone. Öküz. Seismol. Soc. Am. 87, 1522–1536 (1997).

Martinez-Garzón, P. J. et al. Sensitivity of stress inversion of focal mechanisms to pore pressure changes. Geofiziklər. Res. Lett. 43, 8441–8450 (2016).

Haeussler, P. J. et al. Surface rupture and slip distribution of the Denali and Totschunda faults in the 3 Novermber 2002 M7.9 earthquake, Alaska. Öküz. Seismol. Soc. Am. 94, S23–S52 (2004).

Hreinsd¢ttir, S. et al. Coseismic deformation of the 2002 Denali fault earthquake: insights from GPS measurements. J. Geofis. Res. 111, B03308 (2006).

Chapman, M. C. et al. Modern seismicity and the fault responsible for the 1886 Charleston, South Carolina, earthquake. Öküz. Seismol. Soc. Am. 106, 364–372 (2016).


What the Crust Means

The crust is a thin but important zone where dry, hot rock from the deep Earth reacts with the water and oxygen of the surface, making new kinds of minerals and rocks. Plit-tektonik aktivliyin bu yeni süxurları qarışdırdığı və qarışdırdığı və kimyəvi cəhətdən aktiv mayelərlə vurduğu yerdir. Finally, the crust is the home of life, which exerts strong effects on rock chemistry and has its own systems of mineral recycling. All of the interesting and valuable variety in geology, from metal ores to thick beds of clay and stone, finds its home in the crust and nowhere else.

It should be noted that the Earth isn't the only planetary body with a crust. Venus, Mercury, Mars and the Earth's Moon have one as well.


Compression stress = squeezes rocks. Bu most common stress. Rocks squeezing together where plates are moving toward one another causes them to fold or break. These are called faults. Faults are cracks in the crust that cause earthquakes. According to the U.S. Geological Survey, the stress factor on a surface, such as a fault plane, results from "forces applied perpendicular to the surface or from remote forces transmitted through the surrounding rock."

Rocks pulled apart are under tensional stress. Tensional stress is the major type of stress that occurs at plate boundaries. This type of stress happens when rocks stretch and become thin in the middle.


Təşəkkürlər

E.M. acknowledges the University of Lausanne for financial support. Utrecht University is acknowledged for covering the travel costs and providing logistic support to E.M. for the experimental work. Stefan Schmalholz, Yuri Podladchikov and Dimitrios Kostopoulos are acknowledged for their constructive comments during the early stages of this work. Two anonymous reviewers are acknowledged for their constructive comments that allowed us to improve the manuscript. Finally, we would like to acknowledge the editor for handling our manuscript.


Connecting crustal seismicity and earthquake-driven stress evolution in Southern California

Tectonic stress in the crust evolves during a seismic cycle, with slow stress accumulation over interseismic periods, episodic stress steps at the time of earthquakes, and transient stress readjustment during a postseismic period that may last months to years. Static stress transfer to surrounding faults has been well documented to alter regional seismicity rates over both short and long time scales. While static stress transfer is instantaneous and long lived, postseismic stress transfer driven by viscoelastic relaxation of the ductile lower crust and mantle leads to additional, slowly varying stress perturbations. Both processes may be tested by comparing a decade-long record of regional seismicity to predicted time-dependent seismicity rates based on a stress evolution model that includes viscoelastic stress transfer. Here we explore crustal stress evolution arising from the seismic cycle in Southern California from 1981 to 2014 using five M≥6.5 source quakes: the M7.3 1992 Landers, M6.5 1992 Big Bear, M6.7 1994 Big Bear, M7.1 1999 Hector Mine, and M7.2 2010 El Mayor-Cucapah earthquakes. We relate the stress readjustment in the surrounding crust generated by each quake to regional seismicity using rate-and-state friction theory. Using a log likelihood approach, we quantify the potential to trigger seismicity of both static and viscoelastic stress transfer, finding that both processes have systematically shaped the spatial pattern of Southern California seismicity since 1992.


Videoya baxın: Geoscience: the Earth and its Resources. TUDelftX on edX (Sentyabr 2021).