Чилийский хребет

Чилийский хребет , также известный как Чилийское поднятие , представляет собой подводный океанический хребет , образованный расходящейся границей плиты Наска и Антарктической плиты . Он простирается от тройного соединения плит Наска, Тихоокеанской и Антарктической до южного побережья Чили . ^{[1] [2]} Чилийский хребет легко узнать на карте, так как хребет разделен на несколько сегментированных зон разломов , которые перпендикулярны сегментам хребта, показывая ортогональную форму по направлению спрединга. Общая длина сегментов хребта составляет около 550–600 км (340–370 миль; 300–320 морских миль). ^[1]

Постоянно расширяющийся Чилийский хребет сталкивается с южной частью Южноамериканской плиты на востоке, и хребет погружается под полуостров Тайтао с 14 миллионов лет назад (млн лет назад). ^{[1] [2]} Столкновение хребтов создало окно плиты под вышележащей Южноамериканской плитой с меньшим объемом расплава магмы верхней мантии , что подтверждается резкой низкой скоростью потока магмы под разделяющим Чилийским хребтом. ^{[2] [1] [3]} Субдукция генерирует особый тип магматических пород , представленных офиолитами Тайтао , которые представляют собой ультраосновную породу, состоящую из оливина и пироксена , обычно встречающуюся в океанических плитах . ^{[4] [2]} Кроме того, субдукция Чилийского хребта также создает гранит Тайтао на полуострове Тайтао, который появился в виде плутонов . ^{[2] [5]}

Чилийский хребет включает в себя субдукцию спредингового хребта , которую стоит изучить, поскольку она объясняет, как архейская континентальная кора образовалась из глубокой океанической коры. ^[4]

Примерно от 14 до 3 миллионов лет назад ряд желобов столкнулся с Чилийским желобом, образовав то, что является частью Чилийского хребта. ^{[ необходима цитата ]}

В 2010 году в Консепсьоне произошло землетрясение магнитудой 8,8, поразившее хребет. ^{[ необходима ссылка ]}

Геология хребта Чили тесно связана с геологией полуострова Тайтао (к востоку от хребта Чили). Это связано с тем, что хребет Чили погружается под полуостров Тайтао, что приводит к появлению там уникальных литологий . ^{[4] [5]} Литологические единицы будут обсуждаться от самых молодых к самым старым, и основное внимание будет уделено гранитам и офиолитам Тайтао.

Адакитовый магматизм образуется в результате плавления задней кромки плиты Наска. ^[2] Из-за субдукции Чилийского хребта под Южноамериканскую плиту произошел интрузивный магматизм, который генерирует гранит. ^[4] Он также образуется в результате частичного плавления субдуцированной океанической коры. ^{[4] [5]} Молодая кора Наска (возрастом менее 18 млн лет) теплее, поэтому метаморфизованные субдуцированные базальты плавятся. ^{[5] [4]} В обычном срединно-океаническом хребте присутствие летучих веществ , таких как вода, также снижает температуру солидуса . ^[4] Однако в Чилийском хребте наблюдается относительно низкая степень (20%) частичного плавления литосферы, давление и температура частичного плавления составляют менее 10 кбар и выше 650° соответственно. ^[4] Это связано с тем, что теплая молодая плита Наска препятствует высокой скорости охлаждения и дегидратации . Частичное плавление гранита Тайтао создает плутоны, подобные адакитовому плутону Кабо Рапер . ^[4]

Адакит — это порода от фельзитовой до средней , и обычно известково-щелочная по составу. Он также богат кремнеземом. ^[2] Частичное плавление приводит к изменению субдуцированных базальтов в эклогит и амфиболит , которые содержат гранат . ^[4]

Вдоль оси в хребте Чили, магматические породы, которые являются основными и ультраосновными, размещаются. ^[4] Например, комплекс офиолитов Тайтао обнаружен в самой западной части полуострова Тайтао (к востоку от хребта Чили), примерно в 50 км к юго-востоку от тройного сочленения Чили. Этому способствует обдукция плиты Наска, возникшая из-за конвергенции доминирующей Южноамериканской плиты и сегмента хребта Трес Монтес Чили . ^{[2] [7]} Обдукция и надвиг вызывают метаморфизм низкого давления и формируют комплекс офиолитов. Этот метаморфизм указывает на начало гидротермальных изменений в среде спредингового хребта. ^{[4] [7]} Также есть недавняя активность кислых магм на полуострове Тайтао, которая позволяет сравнивать прошлый состав и текущий состав, историю магмы можно определить. ^{[2] [8]}

Литосфера офиолитов Тайтао образует особую последовательность сверху вниз: подушечные лавы , комплекс сплошных даек , габбро и ультраосновные породы. Для ультраосновных пород было доказано, что есть по крайней мере два события плавления, которые произошли ранее. ^{[2] [9]}

Тепловая конфигурация и структура зоны субдукции влияют на взаимодействие океанической литосферы , осадков морского дна, эродированной породы из вышележащей Южноамериканской плиты и субдугового мантийного клина, а также на химический состав магмы, которая плавится из мантии. ^[2] Из-за субдукции океанических хребтов (Чилийский хребет) под Южноамериканскую плиту, которая произошла с 16 млн лет назад, это вызвало изменение тепловой конфигурации и геометрии субдугового мантийного клина, создав особый химический состав магматических генераций. ^[2] Это означает, что понимание состава магмы позволяет узнать конкретные условия систем субдукции. ^[2] Было обнаружено, что окно плиты , созданное субдукцией хребта, вызывает образование щелочного базальта . Конвергенция хребта и желоба и образование окна плиты способствуют размещению щелочных базальтов. ^{[2] [6]}

Проводится проверка батиметрии Чилийского хребта, которая представляет собой подводную топографию, изучающую глубины рельефа под уровнем воды. ^[10] Обнаружено, что вдоль двух сторон хребта простираются большие абиссальные холмы . Абиссальные холмы растут циклически, что вызвано циклическим ростом разломов. Во время циклов разломов расширение Чилийского хребта вызвало «диффузионную» тектоническую деформацию , которая образует многочисленные мелкие разломы. Непрерывное расхождение хребта приводит к концентрации растяжения , мелкие разломы соединяются вместе, образуя высокие и длинные разломы масштаба абиссальных холмов. Огромные разломы отталкивают старые и неактивные разломы от оси хребта силой растяжения. Этот процесс будет повторяться снова. Поэтому, чем дальше абиссальный холм от оси хребта, тем он старше. ^[9]

Чилийский хребет образован расхождением плит Наска и Антарктиды. ^[4] Он активно расширяется со скоростью около 6,4–7,0 см/год с 5 млн лет назад по настоящее время. ^[4] Формирование хребта спрединга Наска-Антарктида в позднем миоцене создает Чилийский хребет длиной около 550 км, поскольку существуют различия в скоростях схождения плит Наска и Антарктиды. ^[2] Согласно результатам космических геодезических наблюдений, Наска-Южная Америка сходится в четыре раза быстрее, чем Антарктида-Южная Америка. ^{[1] [9]}

Кроме того, направление миграции плиты Наска отличается от миграции плиты Антарктиды с 3 млн лет назад. Направление, в котором движется плита Наска, — ENE, в то время как плита Антарктиды — ESE. Чистое расходящееся движение двух плит способствует распространению Чилийского хребта. ^[4]

Субдукция хребта началась как косая субдукция с наклоном 10°–12° к Чилийскому желобу с 14 млн лет назад, ^[4] которая погружается под юго-восточную часть Южной Патагонии. ^{[1] [4]} Таким образом, обнаружено, что как столкновение плит Наска-Южноамериканская, так и столкновение Антарктической-Южноамериканской плит произошло в одно и то же время, когда Чилийский хребет разделялся, т. е. сегменты Чилийского хребта погружались под Южноамериканскую плиту. ^[1] Из-за разницы в скорости конвергенции благоприятствует образованию окна плиты . ^[1] Окно плиты представляет собой щель под Южноамериканской плитой, где доминирующая Южноамериканская плита имеет только небольшую литосферную мантию, поддерживающую ее, и напрямую подвергается воздействию горячей астеносферной мантии . ^[1]

Экспериментальные результаты магнитных аномалий в океанической коре предполагают, что примерно в 14–10 млн лет назад (поздний миоцен) некоторые сегменты Чилийского хребта были впоследствии погружены под Южный Патагонский полуостров (расположенный между 48° и 54° ю.ш.). ^[2] С 10 млн лет назад и по настоящее время Чилийский хребет был разделен на несколько коротких сегментов зонами разломов , и сегменты хребта погружены между 46° и 48° ю.ш. ^{[2] [1]} Вышеуказанные результаты доказали, что Чилийский хребет столкнулся с миграцией на север. ^{[2] [9] [4]} Таким образом, было обнаружено, что скорость спрединга Чилийского хребта с 23 млн лет назад и по настоящее время замедлилась. В то время как скорость спрединга хребта коррелирует со временем столкновений хребта и желоба. ^[1] В некоторых исследованиях получены различные результаты относительно скорости расширения, которые показывают, что хребет мог равномерно распространяться примерно на 31 км/млн лет, что меньше половины скорости расширения, начиная с 5,9 млн лет назад. ^[9]

В проекте субдукции Чилийского хребта (CRSP) сейсмические станции размещаются в тройном стыке Чили (CTJ). ^[12] Тектоническая активность и сейсмичность в основном обусловлены субдукцией Чилийского хребта. ^[13] Окно плиты образуется, когда плиты Наска и Антарктида продолжают расходиться при столкновении с Чилийским желобом, разрыв образуется, поскольку производство новой литосферы становится очень медленным. ^{[14] [3] [15]} Умеренная или высокая оффшорная сейсмичность магнитудой выше 4 обнаружена в сегментированном Чилийском хребте, а также в трансформных разломах. ^[12] Прогнозируется, что субдукция расширяющегося Чилийского хребта под Южную Америку к северу от тройного стыка Чили приводит к сейсмическим событиям. Кроме того, внутриплитная сейсмичность в перекрывающей Южноамериканской плите, скорее всего, является результатом деформации системы разломов Ликинье-Офки. ^{[14] [13] [16]}

Это крошечная плита между плитой Наска и Южноамериканской плитой, она расположена к востоку от Чилийского хребта. Доказано, что микроплита Чилоэ (рис. 5, 6) смещена на север относительно Южноамериканской плиты, которая довольно неподвижна. Бассейн Гольфо-де-Пеньяс образован из-за движения микроплиты Чилоэ на север. ^[16]

Система разломов Ликинье-Офки представляет собой правосторонний сдвиговой разлом, разделяющий микроплиту Чилоэ и Южноамериканскую плиту. ^[13] Миграция микроплиты Чилоэ на север вдоль разлома Ликинье-Офки создает бассейн Гольфо-де-Пеньяс в позднемиоценовый период. ^[16]

Разлом Ликинье-Офки — это быстроскользящий разлом (с геодезической скоростью 6,8–28 мм/год). ^[16] Внутриплитная сейсмичность в основном имела место в этой системе разломов. Кроме того, огромное напряжение от столкновения плит Наска и Южноамериканской плиты накопилось вдоль системы разломов. ^{[16] [13] На протяжении всей истории в} регионе Айсен , на юге Чили, проводились лишь ограниченные сейсмические исследования . Было только одно событие с сейсмической магнитудой выше 7, произошедшее в 1927 году. ^[13] Это затрудняет обнаружение сейсмичности вблизи Чилийского хребта. Тем не менее, в 2007 году система разломов Ликинье-Офки высвобождает накопленное напряжение, вызванное субдукцией Наска под Южноамериканскую плиту, при этом сейсмическая магнитуда достигла 7 при землетрясении. ^[16] Недавно было обнаружено 274 сейсмических события в 2004–2005 годах. ^[16]

Между 47° и 50° ю.ш. (область с аномально высоким тепловым потоком) существует внутриплитный сейсмический разрыв, который совпадает с окном Патагонской плиты , нарушая большинство сейсмических событий . Локальные сейсмические данные показывают только сейсмическое событие малой магнитуды (магнитудой ниже 3,4), которое не связано с тектоническим процессом. Причина этого в том, что Антарктическая плита подвергается неглубокой субдукции, что вызывает очень ограниченную сейсмическую деформацию. ^{[16] [14]} (Рис.-5)

Наиболее очевидным последствием субдукции Чилийского хребта является образование окна плиты. Оно образуется, когда сегменты разделяющего Чилийского хребта погружаются под южную часть Южноамериканской плиты. Задний край плиты Наска полностью расплавлен в зоне субдукции, а передний край Антарктической плиты расходится, между двумя плитами создается расширяющийся зазор, поскольку очень мало коры расплавляется после субдукции. В этом случае под окном плиты образуется лишь очень небольшое количество магмы. ^[3] Мантия в окне плиты гораздо горячее, чем мантия, которая плавится из литосферной коры, и генерация магмы происходит очень медленно. Это связано с низкой степенью гидратации в зоне субдукции, уменьшающей скорость конвекции мантии , поскольку производство магмы в зоне субдукции в основном обусловлено гидратацией, которая снижает частичное плавление коры. Над окном плиты образуется зазор вулканической дуги, поскольку расплавленная из коры магма медленно конвектирует, что затрудняет вулканизм . [ 15 ^{] [1] [2] [17]} Сегмент хребта между трансформными разломами Тайтао и Дарвин в настоящее время расположен вблизи Чилийского желоба и сталкивается с Южноамериканской плитой. ^{[1] [3]}

Наличие окна плиты под южной частью Южно-Американской плиты было доказано исследованием, направленным на определение структуры литосферы и верхней мантии вблизи Чилийского хребта. ^[3] Зарегистрирован внутриплитный сейсмический разрыв, который совпадает с местоположением окна плиты в Патагонии. [ 14 ^{] [8]} Экспериментальные результаты томографии времени пробега P-волны показывают, что в прогнозируемом местоположении окна плиты имеется зона низкой скорости, которая смещается на восток с увеличением глубины. ^[3]

Помимо образования окна плиты, субдукция Чилийского хребта в тройное сочленение Чили также влияет на полуостров Тайтао . Прежде всего, это тектоническая эрозия , неогеновый базальтовый вулканизм и тектоническое поднятие в позднем мелу. ^[2] Обдукция и надвиг плиты Наска, вызванные сближением доминирующей Южноамериканской плиты и Чилийского хребта, вызывая метаморфизм низкого давления, способствовали размещению офиолитового комплекса . [ ^{13] [4]}

Тройное соединение Чили является пересечением плит Наска, Антарктиды и Южной Америки. Положение соединения смещается со временем и зависит от того, субдуцирует ли спрединговый хребет или трансформный разлом субдуцирует под Южноамериканскую плиту. Когда субдуцирует спрединговый хребет, тройное соединение смещается на север; но если субдуцирует зона разлома, тройное соединение смещается на юг. ^[1] Соединение сместилось на север, начиная с начала субдукции Чилийского хребта с 17 млн ​​лет назад после разрыва тройного соединения Наска-Антарктида-Феникс . ^[2] С тех пор тройное соединение Чили достигло своего нынешнего положения на западе полуострова Тайтао . ^[14] До 10 млн лет назад тройное соединение Чили достигло южного полуострова Тайтао. В настоящее время температура тройного соединения Чили ниже глубины 10–20 км, как прогнозируется, составляет 800–900 °C. ^{[18] [13]}

Оси хребта являются средней частью хребта, где формируются новые корки. Центральная ось хребта Чилийского хребта простирается в направлении северо-северо-запад (NNE). Оси хребта также известны как топографические осевые рифтовые долины . С помощью данных спутниковой альтиметрии и магнитных данных вблизи осей хребта обнаружены гравитационные минимумы. ^[1]

Их также называют зонами разломов . Они являются трансформными разломами и разделяют Чилийский хребет на сегменты, в результате чего вся ось хребта простирается на юго-восток. ^{[9] [1]} Зоны разломов простираются на восток-северо-восток (ВСВ). Общая длина смещения оси Чилийского хребта составляет 1380 км, вызванного 18 зонами разломов, среди зон разломов также есть 2 сложные системы разломов. Самые длинные зоны разломов - разлом Чилоэ длиной 234 км, а разлом Гуафо - самый короткий (39 км). ^[9] Благодаря различным исследованиям магнитных и батиметрических данных, определяются местоположения зон разломов. В то время как основные зоны разломов обследуются методом батиметрии и определяются как впадины. Те же данные батиметрии также обнаружили зоны разломов в Восточно-Тихоокеанском поднятии, а также низкоскоростной спрединговый Срединно-Атлантический хребет . ^{[1] [8] [9]}

Чилийский хребет разделен на широкий диапазон нескольких коротких сегментов спрединга, которые имеют различную длину и расстояние смещения, в следующем разделе будут рассмотрены 7 сегментов. ^{[9] [1]} Из приведенной ниже таблицы видно, что сегменты спрединга хребта имеют длину от 20 до 200 км, смещения внутри сегментов составляют от 10 до 1100 км. Фактически в северном хребте имеется в общей сложности 10 сегментов хребта первого порядка (N1-N10), 5 сегментов хребта первого порядка (V1-V5) в зоне разлома Вальдивия , 5 сегментов хребта первого порядка (S1-S5) находятся в южном хребте. Более того, оба сегмента N9 и S5 разделены на две части нетрансформными смещениями. В таблице выше обобщены более длинные, регулярные и менее сложные разломы: N1, N5, N8, N9N, N9S, N10, V4, S5N и S5S.

Глубокие контуры расположены вдоль концов сегмента, а мелкие контуры расположены в центре сегмента. Центр сегмента уже, а осевая долина, расположенная на концах сегмента, шире. Это формирует морфологию песочных часов. (Рис.-8) ^[9]

Он расположен в середине Чилийского хребта (рис. 1, 2, 7) и разделяет хребет на северную и южную части, обнаруженные с помощью изучения батиметрии и магнитных профилей, а также обнаружения гравитационной аномалии. ^[4] Зона разлома Вальдивия вызвала смещение северного и южного Чилийского хребта более чем на 600 км в направлении восток-запад. Между зоной разлома Вальдивия находится шесть зон разломов. ^[1]

Был изучен геофизический и геотермический анализ в тройном стыке южного Чили. Магнитные и батиметрические данные были зарегистрированы по всему Чилийскому хребту, который признает небольшую трансформацию в конфигурации спредингового хребта, когда хребет сходится с желобом. ^{[13] [8] [14]}

Нависающая Южноамериканская плита в основном подвергается воздействию столкновения хребта. Чилийско-Перуанская впадина становится круче и уже, когда Чилийский хребет субдуцирует. ^[8] Сегмент Чилийского хребта в зоне разлома Тайтао сталкивается с южным концом впадины. Столкновение хребта также может быть связано с процессом обдукции на склон впадины, обращенный к суше. Измеряются геотермальные данные вдоль южного тройного сочленения. Анализ теплового потока в зоне столкновения впадины показал высокое значение теплового импульса (345 мВт/м2 ⁾ , связанного с субдукцией Чилийского хребта в нижней части впадины. ^[8] Кроме того, благодаря применению рефлекторов, имитирующих дно (BSR), получены более убедительные доказательства существования высокого теплового потока под склоном впадины , поскольку показан более широкий диапазон сетки наблюдений за тепловым потоком с севера на юг от тройного сочленения. ^[8] Кроме того, предполагаемый кондуктивный тепловой поток согласуется с данными о тепловом потоке из BSR. ^{[8] [12]}

Понимание субдукции спредингового хребта имеет решающее значение, поскольку оно контролирует эволюцию континентальной коры. Субдукция Чилийского хребта под Чилийским желобом дает подходящий аналог для инициирования архейской континентальной коры посредством плавления глубокой океанической коры. ^[4] Это связано с тем, что субдукция Чилийского хребта является единственным примером в мире, когда перекрывающая плита является континентальной. Корреляции между породами в прошлом также могут быть изучены. Взаимодействие хребта и желоба также может быть изучено. ^[4]

Кроме того, из-за наличия окна в Патагонской плите и обдукции плиты Наска геологические процессы, которые происходили исторически, не являются теми же самыми. ^[4] Таким образом, субдукция Чилийского хребта не соответствует униформистскому принципу (геологические процессы, происходящие сейчас, такие же, как и в прошлом). ^[19]

Субдукция хребта Кула-Фараллон/Воскресенье началась в позднем мелу-палеоцене, в настоящее время он расположен в комплексе Чугач, Аляска, где в настоящее время обнаружен мафит-ультрамафитовый метаморфизм высокой степени. ^[4] Субдукция хребта контролирует магматизм североамериканской границы. ^[4]