PLATE TECTONICS: Vortrag 3 DER WILSON-ZYKLUS: RIFTING UND DIE ENTWICKLUNG VON OZEAN-BASINEN Als das Konzept der Meeresboden-Ausbreitung in den späten 60er Jahren Akzeptanz erlangte, begannen die Konsequenzen für die Geologie allmählich zu dämmern. Einer der ersten zu erkennen, wie Plattentektonik auf die geologische Aufzeichnung angewendet werden konnte, war J. Tuzo Wilson. Wenn Kontinente auseinanderbrechen, um Ozeanbecken zu bilden, müssen andere Ozeane schließen. Dies kann in der gesamten Erdgeschichte wiederholt werden. Beispiel: Der IAPETUS Ozean zwischen England amp Schottland im Unteren Paläozoikum, geschlossen in der kaledonischen späteren Öffnung des Atlantiks, fast an der gleichen Stelle. Der Zyklus ist bekannt als der Wilson-Zyklus: (1) 9Rifting von Kontinenten durch Mantel-Diapirismus (2) 9Kontinental-Drift, Meeresboden-Ausbreitung der Ampere-Bildung von Ozeanbecken (3) 9Progressive Schließung von Ozeanbecken durch Subduktion der Ozean-Lithosphäre (4) 9Kontinental-Kollision und Endgültige Schließung des Ozean-Beckens Die beiden folgenden Diagramme (Abb. 1 Amp 2) veranschaulichen zu Beginn des Wilson-Zyklus einige einfache (wenn auch alte) Konzepte des kontinentalen Rindens (zB des Gondwana-Kontinents). Aufstiegsfahne bewirkt die Verwüstung der Kruste mit der darunter liegenden Magma-Kammer. Als die Fortsetzung fortfährt, bildet sich ein Ozeanbecken, und dicke Sedimentsequenzen entwickeln sich an den kontinentalen Rändern als Flüsse, die Sedimente im tiefen Wasser abgeben. Allerdings kann in Wirklichkeit ein bisschen komplexer sein. KONTINENTALES RIFTING: rrr und RRR Triple Junctions Vier Hauptstadien können in der tektonischen Entwicklung eines typischen, rifted passiven Randes erkannt werden: (1) Die RIFT VALLEY-Stufe beinhaltet eine frühe Grabenbildung vor der kontinentalen Spaltung. Diese Phase kann mit dem Aufstieg des Aufstiegs durch den Aufstieg des heißen Obermantelmaterials verbunden sein - aber dieser Aufschwung ist nicht allgegenwärtig und kann mit den darunter liegenden Mantel-Hotspots verbunden sein. Beispiel: African Rift Valley. (2) Die JUGENDLICHE Bühne, die etwa 50 Jahre alt ist, nachdem die Onsett von Meeresboden verbreitet ist, während die thermischen Effekte immer noch dominieren. Dieses Stadium ist durch eine rasche regionale Senkung des äußeren Regals und des Hanges gekennzeichnet, aber einige Grabenbildung kann bestehen bleiben. Beispiel: Rotes Meer. (3) Die MATURE-Phase, in der sich die gedämpften regionalen Senkungen fortsetzen können. Beispiel: die meisten der gegenwärtigen atlantischen Kontinentalränder. (4) Die FRACTURE-Stufe, wenn die Subduktion beginnt und die Geschichte des Kontinentalrandes beendet. Feige. 3. Der Kontinent Afrikas ist vermutlich durch eine Reihe von Rifttälern in verschiedenen Entwicklungszuständen gespalten worden. Die in Ostafrika sind noch in dichter Kruste. Diejenigen in Westafrika sind mit dicken ölhaltigen Sedimenten verbunden. Im Roten Meer ist das Rifting so weit gegangen, um einen schmalen Ozean zu bilden. Im südöstlichen Madagaskar ist Madagaskar vollständig von Afrika getrennt worden. Es gibt viele Beispiele für Stage 1. East African Rift Valley ist das klassische Beispiel. Aber auch das Midland Valley of Scotland, der Rhein Graben, der Oslo Graben. Diese Risse sind niemals über die Stufe 1 hinausgegangen. Häufig ist der mit diesen Rissen verbundene Vulkanismus stark alkalisch und in Kieselsäure ungesättigt. Was das Rauschen initiiert, hat sich im Laufe der Jahre beträchtlich diskutiert. Manche haben das Rauschen der Kruste über einen Hot-Spot zugeschrieben, gewiß, Teile des E-afrikanischen Riftsystems sind im Vergleich zu anderen Sektoren sehr erhoben, was darauf hindeutet, dass die Doming eine zugrunde liegende, heiße, niedrigdichte Mantelfeder widerspiegelt. In anderen Fällen deuten geophysikalische Modelle darauf hin, dass der asthenosphärische Mantel auf hohem Niveau unter dem Riss steigt. Es ist aber auch offensichtlich, dass das Rissen ohne umfangreichen Aufschwung in solchen Fällen stattfinden kann, es können die konvektiven Prozesse in der zugrunde liegenden Asthenosphäre sein, die die Erweiterung verursachen. Um einen Kontinent auseinanderzureißen, braucht es die Risse, die mit verschiedenen möglichen thermischen Kuppeln verbunden sind, um miteinander zu verbinden. Morgan (1981, 1983) hat vorgeschlagen, dass die Kontinente langsam über Hotspots driften, schwächen die Hotspots die Tafel - wie ein Blowtorch, der auf die Basis trifft - und diese geschwächten Zonen werden zu den Standorten des kontinentalen Rindens. Burke-Verstärker Whiteman (1973), nach der Doming-Hypothese, schlug vor, dass in diesen dominären Regionen drei Risse entstehen würden, die eine rrr-Triple-Kreuzung bilden. Obwohl es möglich ist, dass sich alle drei Risse zu einem Ozean (RRR) entwickeln könnten, ist es wahrscheinlicher, dass sich zwei dieser Risse zu einem Ozean (RRr) entwickeln würden, wodurch der dritte Riss als gescheiterter Arm zurückbleibt. Sie zeigten spekuliert, dass es auf vielen Kontinenten möglich war, diese RRr-Kreuzungen zu erkennen. Der gescheiterte Arm Rift würde schließlich nachlassen, wie die thermische Anomalie verfallen und werden die Stelle eines großen Ablagerungsbecken oder ein großer Fluss Kanal und Delta. Der Benue-Trog in Nigeria gilt als Beispiel für einen solchen gescheiterten Arm nach der Eröffnung des S. Atlantic. Wenn Ozeane schließlich schließen, ist es möglich, diese gescheiterten Arme als depositionale Becken zu identifizieren, die senkrecht zum Kollisionsberggürtel orientiert sind (die meisten Becken neigen dazu, parallel zu den Berggürteln ausgerichtet zu werden). Diese werden als Aulakogene bezeichnet. Feige. 4. A. Doming durch eine Mantelfeder mit Vulkanität verbunden. B. Rifting (rrr Kreuzung) wird initiiert. C. Die weitere Entwicklung führt zu zwei der sich zu einem Ozean entwickelten Aufstände, der dritte ist ein gescheiterter Arm (Aulacogen). D. Weniger wahrscheinlich ist, dass alle drei Arme in Ozeane entwickeln. E. Eine gemeinsame Situation ist, dass der gescheiterte Arm sich zu einem großen Flusssystem entwickelt, das die Kontinentalspanne füttert. F. Die Erweiterung der Ozeane auf eine endliche Erde ist nicht möglich: Es muss irgendwo eine Plattenunterbrechung geben. G. Die Verschiebung der Ozeane führt zu einer Inselbogenentwicklung oberhalb der Subduktionszone. H. Fortsetzung der Schließung führt zu einer Kollision mit größeren Falt - und Schubbändern. Aber oft ist der gescheiterte Arm (Aulocogen) noch erhalten. Entwicklung von Continental-Rifts Frühere Ideen zur Entwicklung von Rifts werden in dem in Abb. 5. Das basiert auf dem afrikanischen Risssystem, wo es einen bedeutenden Rissmagazismus gibt. Es gibt eine bemerkenswerte Erweiterung, die durch die Erweiterung des Diagrammblocks um mindestens 50 km angezeigt wird. Zur gleichen Zeit gibt es Aufstieg oder Aufstieg der mehr duktilen Mantel, vor allem die Asthenosphäre. Die Kruste, und besonders die obere Kruste, wird vermutlich spröde wirken. Feige. 5a Progressive Bildung eines Rifttales durch Erweiterung der Lithosphäre und Kontinentalkruste (ca. 50 km). Beachten Sie, dass Aufstieg und Dekompression der zugrunde liegenden Asthenosphäre zu Magmabildung führen. Die Kruste reagiert durch spröde Fraktur. Frühe Rift-Sedimente werden in den sich entwickelnden Riss (Graben) heruntergefahren. Erosion findet an den Seiten des Rifttals statt. Die erste Stufe geht davon aus, dass sich grabenartige Fehler in der spröden Kruste bilden. Die zweite Stufe zeigt die gleichzeitige Einschnürung der Lithosphäre mit Aufstieg eines Asthenosphären-Diapirs. Die Dekompression, die mit dem letzteren verbunden ist, bewirkt ein Schmelzen des Mantels, um alkalische basaltische Magmen zu ergeben. Vorbestehende Sedimente werden in den Graben heruntergefahren. Die dritte Stufe begleitet von einer signifikanten Erweiterung und einem weiteren Aufstieg der Asthenosphäre. Die letzteren bewirken die Keulung der Kruste (die sich an der E.-afrikanischen Rissanlage erhellt, aber variabel entfaltet ist. In der Graben werden durch die Erosion der erhebenden Seiten des Grabs neue Sedimente abgelagert, Riss - und Syntax-Sedimente innerhalb des sich entwickelnden Rift-Tals, aber Sedimente an den Flanken werden fortschreitend abgebaut. Beachten Sie das komplexe Normalfehler im Rifttal selbst. Die vierte Stufe (Abb. 5b unten) zeigt das eigentliche Riss auseinander Der Kontinent, so steigt die Asthenosphäre zur Oberfläche hinauf und verursacht Dekompression und Extensivschmelzen, es entsteht eine neue basaltische ozeanische Kruste, die im Laufe des Ozean-Beckens zunimmt, und die Riss-Sediment-Sequenz wird unter den jüngeren marinen Sedimenten begraben In diesem Diagramm werden die Sedimente am Kontinentalrand als nicht sehr dick dargestellt, weil das Modell auf dem ostafrikanischen Rift-System basiert, das nicht viel Senkung mit Rissbildung hat. Allerdings sind andere gerippte kontinentale Randsequenzen sehr unterschiedlich, mit dicken Sedimentsequenzen. Continental Shelf Sediments Die reale Situation an passiven Kontinentalrändern ist in Abb. 6 (unten). Dies ist typisch für eine Reihe von Krustenquerschnitten über das Festlandsockel der östlichen Atlantikküste Nordamerikas, die bis zu 30 km - weitgehend auf Schwerkraft und magnetische Beweise, sowie einige seismische Profile - und eine Extrapolation aus dem Land projiziert wird Geologie auf tiefen Bohrlöchern Der kritische Punkt sind die riesigen Dicken der mesozoischen und tertiären Sedimente, hier als fast 15 km, aber in anderen Querschnitten kann dies noch dicker sein. Beachten Sie, dass an der Unterseite dieses Stapels Vulkane und vulkanische Sedimente und Evaporiten sind, die höchstwahrscheinlich flaches Wasser sind. Auch massive Carbonat-Riff-Strukturen, die auch flaches Wasser sein müssen, aber auch eine progressive Senkung angeben müssen. Langsam genug, dass flache Wassersedimentation mit ihm Schritt halten kann. In vielen Abschnitten des Festlandsockels vor dieser östlichen Küste der USA gibt es eine große küstenparallele magnetische Struktur, möglicherweise ein wichtiges Eindringen. Aber sein Alter ist unbekannt. Feige. 6. Profil der tiefen Struktur des Festlandsockels vor der Atlantikküste des östlichen Nordamerikas - typisch für passive Kontinentalränder. (Auf der Grundlage der Schwerkraft, der Magnetik und der seismischen Daten) Kritische Punkte in Bezug auf dieses Profil sind (a) die große Dicke der Nachriss-Sedimente des mesozoisch-tertiären Alters bis zu 15 km und (b), dass die meisten dieser Sedimente flach sind, Wassertyp. Anmerkung: Vulkane und Evaporite und Riff (oder Carbonatbänke) Kontinentaler Rift: langgestreckte tektonische Depression, bei der die gesamte Lithosphäre in der Erweiterung modifiziert wurde Rift System: Tektonisch miteinander verbundene Reihe von Rissen Modern Rift: Ein Riss, der tekonisch oder magmatisch aktiv ist Paleorift: A Tote oder ruhende Riss Failed Arm: Zweig einer dreifachen Kreuzung nicht zu einem Ozeanbecken entwickelt Aulacogen: Paleorift in der alten Plattform, die durch Kompressionsverformung reaktiviert wurde Active Rifting: Rifting in Reaktion auf thermische Aufwärmen der Asthenosphäre Passive Rifting: Rifting in Reaktion auf Fernstressfeld Rifts und Mineralisierung Rifting Strukturen sind oft gute Standorte für die Mineralisierung. Dies ergibt sich aus drei Gründen: (1) Sie können die Orte der dicken clastischen Sedimentation sein. Diese Sedimente enthalten riesige Mengen an körnigem Salzwasser (Sole). Die Sole kann mit reduzierenden Sedimenten in Berührung kommen, wie kohlenstoffhaltige Schiefer, auch eine reine Versorgung mit Schwefelsulfat. Wenn die Sedimente kompakt sind, werden diese Sole ausgestoßen und können sich seitlich für große Entfernungen bewegen, bis sie die Rissfehler nach oben bewegen. Nachdem wir tief begraben worden sind, werden die Sole heiß und können sehr korrosiv sein. So können sie erhebliche Mengen an Metallen auflösen. Wenn sie jedoch die Rissfehler erheben und abkühlen, werden diese Metalle ausgefällt. Dies kann verbessert werden, weil Oxidationsmeteorwasser (Grundwasser) auch diese Störungen durchdringen kann, so dass Metalle ausgefällt werden, wenn die beiden sich treffen. (2) Riftstrukturen sind auch thermisch anomale Heißzonen. Das ist, weil sie häufig von erstaunlichen Einbrüchen unterworfen werden - Granit (oder vielleicht in einigen Fällen Gabbro) Plutonen. Diese magmatische Wärme treibt die hydrothermalen Systeme an. Wichtig ist, dass diese hydrothermalen Systeme für viele Millionen Jahre dauern können, so dass die heißen Flüssigkeiten in diesen hydrothermalen Systemen an den Felsen innerhalb des Riftsystems auslaugen und die ausgelaugten Metalle näher an der Oberfläche auslösen können. Weil die Rift-Strukturen für viele Dutzend Millionen Jahre topographisch niedrige Strukturen bleiben, können diese Metalkonzentrationen über längere Zeit nicht erodiert werden, ohne erodiert zu werden. (3) Die Riftzonen können die Orte von verschiedenen Gesteinen sein, insbesondere basaltische Lavas, die ihre Metalle bei hydrothermaler Veränderung freisetzen können. Da sich aber die Rissfehler in einigen Fällen sehr tief (weit in den oberen Mantel) erstrecken können, kann es auch einen Bestandteil von tiefen Flüssigkeiten und Metallen im hydrothermalen System geben. Referenzen Die Referenzen unten führen Sie zu einigen der Diskussion über Rifting und den Wilson Cycle: BAKER, B. H. MOHR, P. amp WILLIAMS, L. 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Sie unterscheiden sich von aktiven Kontinentalrändern, die mit der Subduktion verbunden sind. Die kontinentalen Regale rund um den Atlantik sind typische Passivspannen: Allerdings gibt es einige ziemlich große Unterschiede in der Morphologie der kontinentalen Margen um den Atlantik: die Gründe dafür sind nicht vollständig verstanden (siehe auch White et al., 1987 White amp McKenzie 1989). Es gibt natürlich ein beträchtliches Interesse an den kontinentalen Margen wegen ihres Potenzials als große Ölreservoire. In den letzten Jahren ist also viel gelernt worden. Ein Aspekt der kontinentalen Margen, der schon immer verwirrend war, ist die Existenz von sehr dicken, aber relativ flachen Wasser-Sediment-Sequenzen. Es können bis zu 15 km mesozoische und spätere Sedimente an einigen Kontinentalrändern am N. Atlantic liegen. Wie können diese sehr dicken Sequenzen mit allmählicher, aber progressiver Senkung in Einklang gebracht werden. Im Laufe der Jahre wurden verschiedene Ideen (zusammengefasst in Bott 1979, 1982) vorgebracht: Gravity Loading Hypothesis. Dies bedeutet Senkung der Sedimentbelastung (effektives Ersetzen von Meerwasser mit dichterem Sediment) und basiert auf Isostast. Die Menge der Senkung hängt von relativen Dichten von Meerwasser (1.03), Sediment (2.15 2.55) und dem zugrunde liegenden Mantel (3.3) ab. Wenn das Meer mit Sediment gefüllt ist, dann kann man theoretisch eine Sedimentdicke von über doppelter Anfangstiefe entwickeln. Tatsächlich kann sich eine Gesamtdicke von 14 km nahe der Basis der anfänglichen Steigung bilden. Wenn die Lithosphäre als elastisch behandelt wird, kann sich das Downwarping etwa 150 km über die lokale Sedimentbelastung hinaus erstrecken. Siehe Abb. 2 unten Problem. Dieser Mechanismus ist nicht leicht mit erheblichen Sequenzen von flachem Wasser Sediment abgestimmt. Es kann nur funktionieren, wenn die Sedimente zunächst in tiefen Wasser abgelagert wurden. Wenn die anfängliche Wassertiefe weniger als 200 m beträgt, ist die Sedimentbelastung unerwünscht. Feige. 2. Schwerkraftbelastungshypothese. Dies hängt davon ab, Wasser mit niedriger Dichte durch Sediment mit höherer Dichte zu ersetzen. Thermische Hypothese Dies setzt voraus, dass die kontinentale Lithosphäre in der Nähe des Embryo-Randes zum Zeitpunkt des kontinentalen Rindens erwärmt wird - das reduziert die Dichte der Lithosphäre, die eine isostatische Erhebung ermöglicht. Anschließend, wenn sich der Ozean erweitert, kühlt sich die Lithosphäre mit einer Zeitskala von ca. 50 meine und wird nach ursprünglicher Position sinken. Allerdings, wenn Erosion während der Aufstiegsstufe aufgetreten ist, kann eine wirkliche Senkung auftreten, die durch Sedimentbelastung erhöht wird. Feige. 3. Thermische Hypothese des Schlafes. Dies war der erste, der erkannte, dass das Aufheizen des Mantels (durch eine Feder oder was auch immer) einen erheblichen Krustenaufschwung (und Erosion) hervorrufen könnte, gefolgt von thermischer Senkung. Vergleichen Sie die Modelle von McKenzie und Wernicke später. Problem. Auch bei einer extremen Anfangshöhe von ca. 2 km ist die Senkung auch bei Sedimentbelastung nicht viel mehr als 2 km. Also nicht in der Lage, dicke Sequenzen von über 5 km zu erklären. Eine Modifikation dieses thermischen Modells geht davon aus, dass das thermische Ereignis die Basis der Kruste zu den dichteren Granulitfacies mineralischen Assemblagen umwandelt, die auch durch basisches Magma eingedrungen sein können. Wenn dies zu einer Erhöhung der Dichte von 0,2 führt, kann man berechnen, daß die maximal zulässige Tiefe des Sediments nur etwa 3 oder 4 km betragen würde. Also unzureichend für große Sedimentdicken. Feige. 4. Modifikation der thermischen Hypothese nach Falvey (wer argumentiert, dass die Erwärmung dichten Granuliten zu bilden). Problem. Solche Modelle prognostizieren eine Lücke von vielen m. y. Zwischen Beginn der Ausbreitung und der ersten marinen Sedimentation - die nicht beobachtet wird. Krustenverdünnung Hypothese. Die kontinentale Kruste und die Lithosphäre haben eine obere, brüchige Zone, die 20 km dick ist und über einer viel schwächeren Schicht liegt, die sich durch duktile Strömung verformt. So kann die Kruste durch fortschreitendes Kriechen des mittleren und unteren Krustenmaterials zum sub-ozeanischen Obermantel verdünnen. Es wird argumentiert, dass dies zu ruckartige Senkung führen kann. Feige. 5. Nach dem anfänglichen Riss verformt sich die untere Kruste durch plastische Strömung. Könnte die untere kontinentale Kruste in der ozeanischen Kruste in der dargestellten Weise fließen Eine alternative Hypothese deutet darauf hin, dass eine extreme Ausdünnung der kontinentalen Kruste in einer Rifttal-Einstellung durch plastische Einschnürung auftreten kann. Dann, da das Ozeanbecken den passiven Kontinentalrand bildet, wird allmählich nachlassen. Problem. Eine typische Risszone ist etwa 50 km breit, so dass die Übergangszone an einem kontinentalen Rand nur 25 km breit wäre. Beobachtete kontinentale Randsequenzen sind jedoch viel breiter als diese. Normal-Fehler-basierte Mechanismen. Frühe Hypothesen gingen davon aus, dass die Grabenbildung einen Keil von etwa 60 km breiten Krümmung erforderte, um isostatisch zwischen eintägigen Normalfehlern zu sinken. Da die obere Kruste durch Keilabsenkung graben bildet, kompensiert die duktile untere Kruste durch plastische Strömung. Feige. 7. Kann normales Fehlen zu einer Verschiebung des duktilen Mantels durch Strömung führen. Berechnungen deuten darauf hin, dass eine Senkung von ca. 5 km für eine anfängliche 20 km breite Trog auftreten könnte. Nicht wirklich genug Aber immer näher kommen. Störung nahe Kontinent-Ozean Kontakt. Dieser Mechanismus erlaubt eine begrenzte Senkung als normales Defekt begleitet das Downdrag der kühlenden Ozean-Lithosphäre. Die ozeanische lithosphäre hinterlässt auf einer Zeitskala von etwa 50 my, also im Einklang mit flachen Wassersedimenten. Beachten Sie jedoch, dass die Zone der Senkung zu eng ist. Feige. 8. Gibt es bei den kontinentalen Rändern eine normale Störung in der in B. gezeigten Weise. Keiner der obigen Mechanismen, entweder allein oder zusammen, scheinen in der Lage zu sein, die beobachteten dicken Sedimentsequenzen an Kontinentalrändern zu erklären, die zu Beginn des Wilson-Zyklus gebildet werden. Neue Ideen waren eindeutig erforderlich. Diese begannen sich in den späten 1970er Jahren zu entwickeln, als wir begannen, mehr über das thermische Verhalten der Lithosphäre und über die Natur der Listrikfehler zu erfahren. Kontinentale Lithosphäre Der Mantel, der die Platten bildet, ist steifer als die zugrunde liegende Asthenosphäre. Aber diese starre mechanische Grenzschicht (MBL) variiert in der Dicke. Es ist dünn an den Kämmen, aber verdickt bis 60 oder sogar 100 km in der alten ozeanischen Lithosphäre. Es kann viel dicker unter den Kontinenten sein, aber es ist auch älter - in der Tat ist die Lithosphäre unter den Kontinenten meist so alt wie der Kontinent oben. So kann es kühl sein und kann eine Anreicherung durch kleine Mantelschmelzen erfahren, deren Bestandteile in wasserhaltigen Mineralien gelagert werden können. BOTT, M. H.P. 1979. Subsidenzmechanismen bei passiven Kontinentalmargen. American Association of Petroleum Geologen Memoir 29, 8-19 BOTT, M. H.P. 1982. Der Mechanismus der kontinentalen Spaltung. 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Eine sehr große Fläche im Südatlantik wurde nach einer Trennung bei 127m. y. Warum haben Chile und Argentinien bescheidene Ölreserven in Patagonien im Westen des Falkland-Plateaus. DSDP-Standort 330 gebohrte ölige Sedimente im Jahr 1974. Warum hat Argentinien in den Krieg über die Falklands gebohrt Die Bohrungen am östlichen Sporn des untergetauchten Falkland-Plateaus zeigten, dass es kontinental war (Granit-Gneis) und dass es eine trockene Caliche-Oberfläche (mediterranes Klima) gab Vor der Eröffnung des Atlantiks, aber da war seither mindestens 2 km Senkung. Anfängliche Sedimente sehr ölig, abgelagert unter anoxischen Bedingungen in einem Becken mit eingeschränkter Zirkulation. So war die erste Rissstufe diejenige, die die Ölansammlung begünstigte. Warum ist es wichtig, den Mechanismus der Entwicklung dieser Becken zu verstehen. Moderne Ideen 9Er zeigte sich aus der seismischen Profilierung des COCORP-Typs, dass viele (wenn nicht die Mehrheit) von steilen Eintauchen normaler Fehler tatsächlich gekrümmt (konkav-nach oben) sind und flach-tauchen und sub-horizontal in der Tiefe werden. Diese sind heute als listrische Fehler bekannt. Da die Lithosphäre während der kontinentalen Ausdehnung gestreckt wird, wird die dehnbare tiefe Kruste durch reine Scherung gedünstet, während die obere Kruste zerlegt und auseinandergezogen wird durch listrische Fehler, die in der duktilen Schicht nach unten ragen. An der Oberfläche haben natürlich die Erscheinung von Graben. Dies ist das Wesen von McKenzie-Typ und andere neuere Modelle der Beckenbildung. Da die subkontinentale (d. h. Mantel) - Lithosphäre durch Dehnung verdünnt wird, wird sie natürlich teilweise durch eine heißere Asthenosphäre ersetzt. Dies wird allmählich auf einer Zeitskala von 50 - 100 m. y. Und da es abkühlt, wird es dichter und das flache Becken oben allmählich nachlässt und ist fortlaufend mit Seicht-Wasser-Sediment gefüllt. Die Menge der Senkung hängt von der Anfangsmenge des Streckens ab. Dies kann in der Regel geschätzt werden und ist bekannt als der Streckfaktor oder Beta-Faktor. Der Parameter b ist ganz simpy definiert als b a wobei a die Anfangsbreite und b die gestreckte Breite ist. Ein b-Faktor von 1,2 wird ca. 3 km Senkung. Mit vollständigem Rifting (um Ozeankruste und ein Ozeanbecken zu bilden), dann b nähert sich unendlich. Beachten Sie, dass bei der Entwicklung von Sedimentbecken die Senkung in zwei Stufen erfolgt: (1) als Folge eines tektonischen Streckens auf einer kurzen Zeitskala, 10 meine, und (2) als Folge der thermischen Senkung lange Zeitskala, ca. 50 100 meine. Infolge von Bohrvorgängen und Synthesen der großen Menge an seismischen Daten (siehe z. B. Badley et al., 1988 Gibbs 1984 Sclater amp Christie 1980), gibt es nun erhebliche Informationen, so dass ihre Senkungsgeschichte bekannt ist. Der nördliche Wikinger Graben erlitt zwei Episoden des Rindens in der Permo-Trias und im Mittleren Jura, in denen das Becken fortschreitend verbreitert wurde. Die Dehnungsfaktoren in der Permo-Trias waren ziemlich klein (b 1,1 1,3), während im Spätjurassic im nördlichen N.-Meer (b gt1.6) viel größer war. Auf jede Rifting-Episode folgte eine stärkere thermische Senkung. Im zentralen Teil des Wikinger-Grabens haben sich fast 10 km Sediment seit dem Beginn der ersten Rifting-Episode angesammelt. Als die zweite Rifting-Phase endete 140 meine vor mindestens 90 der Senkung aus thermischen Entspannung muss inzwischen aufgetreten sein. Beachten Sie, dass normale Fehler während der Rifting-Phase dazu neigen, listric zu sein, sind die begleitenden thermischen Senkung planar. Ein wichtiger Sekundärfaktor bei solchen Modellen ist, dass die Sedimente, die anfangs in solchen Becken abgelagert wurden, infolge der erhöhten Hitze von der zugrunde liegenden Asthenosphäre, die bei der Reifung und der Migration von Erdöl wichtig ist, leicht gekocht werden. Aber Sedimentbecken sind nicht nur als Ölreservoirs wichtig: Der Ausstoß von erhitzten Flüssigkeiten aus solchen Becken kann auch Metalle auslaugen, so dass bei geeigneten Wirtsgesteinen wertvolle Mineralvorkommen gebildet werden können. Eine Reihe wichtiger Mineralvorkommen werden diesem Mechanismus zugeschrieben. Die Weiterentwicklung der Lithosphärenstreckungsmodelle wurde von Wernicke von Lister et al. Feigling und andere (siehe Referenzen unten). Der wesentliche Unterschied besteht in der Erkennung von Flachwinkel-Abteilungen (oberflächlich wie Stöße, aber mit Bewegungssinn wie im Normalfehler), zuerst vorgeschlagen für die Becken-Amp-Range-Provinz in den westlichen USA. Diese können in der unteren Kruste oder dem oberen Mantel liegen. Der Haupteffekt besteht darin, eine Asymmetrie im Vergleich zu dem reinen Scher-Uniform-Streck-McKenzie-Modell vorzustellen, so dass Becken, die mit der thermischen Senkphase verbunden sind, von den dünnhäutigen Becken, die mit dem anfänglichen Rinden assoziiert sind, versetzt sein können. Magmatische Effekte (Schmelzen, die sich aus der aufsteigenden Asthenosphäre ergeben) können von den Haupt-Sedimentbecken abgesetzt werden. Wegen der Asymmetrie können die kontinentalen Ränder auf den beiden Seiten eines öffnung Ozeans sehr unterschiedliche Profile haben. Viele andere Komplikationen können auftreten. Konsultieren Sie die Referenzen unten, wenn Sie die ganze Geschichte wollen Mindestens 3 Arten von Kontinentalrand wurden jetzt erkannt: 999 (1) vulkanischen. (2) nicht-vulkanischen und (3) rift-transform. (1) Vulkanische Ränder neigen dazu, schmal zu sein und haben eine dicke magnete Kruste zwischen kontinentaler und normaler Ozeankruste. Eine dicke Zone (3 5 km) von seewärtigen Vulkanreflektoren ist typisch. Vorschläge der konvektiven Zirkulation beim Aufstieg der Asthenosphäre, um den Vulkanismus zu erklären, oder dass die zugrunde liegende Asthenosphäre war heißer als üblich. Beispiele: Voring Plateau, Western Rockall Bank, Ostgrönland. Siehe White et al. (1987 amp 1988). White Amp McKenzie (1989) haben diese Modelle weiter entwickelt, um das Volumen der auf den Kontinentalrändern erzeugten Vulkane quantitativ auf die Temperatur des darunter liegenden Mantels zu beziehen. Wenn die Temperatur 100C über normal ist, wird das Volumen des Magmas verdoppelt. Auch haben sie eine Beziehung zwischen dem Grad der Dehnung und der Temperatur des Mantels entwickelt, um vorherzusagen, ob die gehobene Marge über dem Meeresspiegel steigen oder darunter liegen wird. Wenn das Rinden oberhalb von Hotspot-Federn stattfindet, gibt es normalerweise ein begleitendes großes Volumen an Magma. (2) Die litauische Verformung an nichtvulkanischen Rändern wird durch Blockfehler und viele Listrikfehler dominiert. Stretching über eine breite Zone (100300 km). Kann Sediment verhungert sein (Rotes Meer, Galicia Bank, Goban Spur Irish Sea) oder stark sedimentiert (z. B. Ost-USA-Marge). (3) Rift-transform-Ränder entwickeln sich in Umgebungen, in denen ein signifikanter Bestandteil der Streik-Schlickerscherung sowie der Dehnungsdehnungsverformung während des Öffnens (z. B. Region zwischen W. Afrika und Brasilien Falkland Plateau auch Golf von Kalifornien) vorhanden war. Diese verschiedenen Arten von Margen können sehr unterschiedliche Erdölpotential haben. Sie müssen mehr über sie wissen, um bei der Suche nach zukünftigen Lieferungen zu helfen. Beachten Sie, dass die wichtigen Erdölreservoirs in der Nordsee in fehlgeschlagenen Versuchen sind, wo der Nordatlantik versuchte (erfolglos), eine lange Zeit zu öffnen, bevor es schließlich gelang. Es gibt eine schnell wachsende Literatur über Modelle für die kontinentale Rifting - und Beckenbildung: versuchen Sie es Lesen Sie einige der unten, und beachten Sie besonders die Diagramme. In jedem Fall können sie sich im nächsten Jahr als nützlich erweisen. Ein weiteres Problem der Sorge ist, warum bekommen wir basaltischen Magmatismus mit einigen Becken und nicht mit anderen verbunden. Latein und Weiß (1990) haben versucht zu argumentieren, dass der Magmatismus eher mit einer gleichmäßigen reinen Schubdehnung (McKenzie-Modell) als dem asymmetrischen, einfachen Streckmodell von Wernicke ist. Dies liegt daran, dass der Asthenosphärenaufstieg im reinen Schermodell stärker fokussiert ist: Abb. 13. Vergleich der thermischen Konsequenzen von McKenzies reines Schermodell und Wernickes reines Scheremodell von extensionalen Sedimentbecken. Es wird mit dem einfachen Schermodell argumentiert, es ist sehr schwierig, eine ausreichende Dekompression zu erzeugen, um eine Magmabildung zu ermöglichen.
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