[go: up one dir, main page]
More Web Proxy on the site http://driver.im/Pojdi na vsebino

Veliki tektonski jarek

Iz Wikipedije, proste enciklopedije
Zemljevid vzhodne Afrike, ki prikazuje nekatere zgodovinsko aktivne vulkane (kot rdeči trikotniki) in trikotnik Afar (zasenčen v sredini), ki je tako imenovano trojno stičišče (ali trojna točka), kjer se tri plošče odmikajo druga od druge : Arabska plošča in dva dela afriške plošče - nubijska in somalijska - se razcepijo vzdolž vzhodnoafriške razpokane cone
Glavni riftni prelom, plošče, meje plošč, hitrosti GPS plošč med sosednjimi bloki in minimalne vodoravne smeri napetosti

Veliki tektonski jarek[1] tudi Vzhodnoafriški riftni jarek[2] ali Vzhodnoafriški tektonski jarek (angl. East African Rift (EAR) ali East African Rift System (EARS)) je aktiven kontinentalni riftni jarek v Vzhodni Afriki. Razvijati se je začel okoli začetka miocena, pred 22–25 milijoni let.[3] V preteklosti je veljal za del večje Velike riftne doline, ki se je raztezala proti severu do Male Azije.

Ozko območje, rift ali prelom, je razvijajoča se divergentna meja tektonskih plošč, kjer se Afriška plošča v procesu cepljenja razcepi na dve tektonski plošči, imenovani Somalijska plošča in Nubijska plošča, s hitrostjo 6-7 mm na leto.[4] Riftni sistem je sestavljen iz treh mikroplošč, mikroplošča Victoria na severu, in Rovuma in Lwandle na jugu. Mikroplošča Victoria se vrti v nasprotni smeri urinega kazalca glede na Afriško ploščo. Njeno vrtenje je posledica konfiguracije mehansko šibkejših in močnejših litosfernih regij v Velikem afriškem riftnem sistemu.[5][6]

Kot se širitev nadaljuje, se bo litosferni pretrg zgodil v 10 milijonih letih; Somalijska plošča se bo odcepila in nastala bo nova oceanska kotanja.

Razširjenost

[uredi | uredi kodo]
Severovzhodni vogal ostankov zidu trdnjave pri Jakobovem prehodu čez reko Jordan v Izraelu prikazuje premik Arabske plošče proti Nubijski plošči

Sistem Velikega tektonskega jarka se razteza na dolžini okoli 4000 kilometrov od Mozambika na jugu do Etiopije na severu.[7] Sestavljen je iz dveh glavnih vej. Vzhodna riftna dolina (znana tudi kot Gregory Rift) vključuje glavni etiopski prelom, ki teče proti vzhodu od trojnega križišča Afar, ki se nadaljuje proti jugu kot Kenijska riftna dolina.[8] Zahodna riftna dolina vključuje Albertinski prelom, južneje pa dolino jezera Malavi. Severno od trojnega križišča Afar sledi razpoka po eni od dveh poti: zahodno do Rdečega morja ali vzhodno do Adenskega grebena v Adenskem zalivu.

V grobem lahko sistem Velikega tektonskega jarka razdelimo v štiri dele:

  • Etiopski jarek med jezerom Turkana (Rudolfovo jezero) in Danakilsko depresijo,
  • Vzhodni jarek v Keniji in Tanzaniji, ki vključuje stranski veji, v katerih ležita jezero Eyasi in zaliv Kavirondo na severovzhodu Viktorijinega jezera,
  • Zahodni jarek med jezerom Tanganjika in Albertovim jezerom in
  • Malavijski jarek z istoimenskim jezerom in dolino reke Shire

Teorije o geološki evoluciji

[uredi | uredi kodo]

Številne teorije poskušajo razjasniti razvoj Velikega tektonskega jarka. Leta 1972 je bilo predlagano, da ta ni posledica tektonske aktivnosti, temveč razlike v gostoti skorje. Od 1990-ih so bili najdeni dokazi v korist plaščnih pramenov pod jarkom.[9] Drugi so predlagali afriško superpramen (območje z nizkimi strižnimi hitrostmi v plašču), ki povzroča deformacijo plašča.[10][11][12] Čeprav so učinki globokih pramenov v plašču pomembna hipoteza, sta njihova lokacija in dinamika slabo razumljeni in je stvar aktivnih raziskav. O vprašanju se še vedno razpravlja.

Zemljevidi štirih različnih globinskih rezin modela strižne hitrosti (Vs), ki so ga razvili Emry et al. 2018.[13] Oblike con z nižjimi Vs (barve proti rdeči) kažejo na bolj vroče strukture v plašču. Odlični četrti zemljevid prikazuje globino pod 410 -kilometrsko diskontinuiteto, kjer se Vs povečuje (postaja na splošno modrejši), vendar še vedno prikazuje podpis pramena na substratu vzhodnoafriškega jarka. V belem boksu navpični profil Vs pri 10 ° S, 40 ° V prikazuje povečanje hitrosti z globino in učinek 410 km diskontinuitete.

Najnovejše in sprejeto stališče je teorija, predstavljena leta 2009: da imata magmatizem in tektonika plošč povratne informacije, ki jih nadzirajo posredni pogoji riftinga. V skladu s to teorijo redčenje litosfere ustvarja vulkansko aktivnost, kar dodatno povečuje magmatske procese, kot so intruzije in številni majhni prameni. Ti procesi dodatno tanjšajo litosfero na nasičenih območjih, zaradi česar se redčenje litosfere obnaša kot srednjeoceanski hrbet.

Študije, ki prispevajo k širšemu razumevanju razvoja jarkov, lahko združimo v tehnike izotopske geokemije, potresne tomografije in geodinamičnega modeliranja.

Geokemija izotopov

[uredi | uredi kodo]

Različni geokemični podpisi skupine etiopskih lav kažejo na več virov pramenov: vsaj enega iz globokega plašča in enega iz podkontinentalne litosfere.[14] V skladu s tem je študija iz leta 2014 primerjala geokemični podpis izotopov redkih zemelj iz ksenolitov in vzorcev lave, zbranih v Velikem tektonskem jarku. Rezultati potrjujejo sožitje superpramena, »skupnega za celotno razpoko«, pri čemer je drug vir materiala plašča subkontinentalni tip ali tip srednjeoceanskega hrbta.[15]

Seizmična tomografija

[uredi | uredi kodo]

Geofizikalna metoda potresne tomografije je primerno orodje za raziskovanje podzemnih struktur Zemlje globlje od skorje. Gre za tehniko inverzne problematike, ki modelira hitrosti notranje Zemlje in reproducira seizmografske podatke, zabeležene po vsem svetu. Nedavne izboljšave tomografskih zemeljskih modelov hitrosti P-vala in S-vala kažejo, da superpramen, ki se dviga iz spodnjega plašča na severovzhodnem jarku, dovaja manjše pramene v zgornji plašč.[16][17]

Geodinamično modeliranje

[uredi | uredi kodo]

Vzporedno z geološkimi in geofizikalnimi merami (npr. Razmerja izotopov in potresne hitrosti) je konstruktivno preizkusiti hipoteze na računalniško podprtih geodinamičnih modelih. 3D numerični geodinamični model spenjanja lupine s skorjo je bil sposoben reproducirati stransko asimetrijo jarka okoli tanzanijskega kratona.[18] Numerično modeliranje kontinentalnega razpada, ki ga povzroča pramen, kaže na dve različni stopnji, razpoko v skorji, ki ji sledi razpad litosfere in dvig navzgor med stopnjami zgornjega pramena plašča.[19]

Geološki razvoj

[uredi | uredi kodo]

Pred riftingom so na površje izbruhnile ogromne kontinentalne poplave bazalta in prišlo je do dviga etiopskih, somalijskih in vzhodnoafriških planot. Za prvo stopnjo nastanka Velikega tektonskega jarka je značilna lokalizacija razpok in magmatizem vzdolž celotnega območja preloma. Obdobja podaljšanja so se izmenjevala s časi relativne neaktivnosti. Prišlo je tudi do ponovne aktivacije predkambrijske šibkosti v skorji, območja šivov več kratonov, premika vzdolž velikih mejnih prelomov in razvoja globokih asimetričnih kotlin. Za drugo stopnjo riftinga je značilno deaktiviranje velikih mejnih prelomov, razvoj notranjih segmentov prelomov in koncentracija magmatske aktivnosti proti razpokam.

Danes ozki riftni segmenti sistema Velikega tektonskega jarka tvorijo območja lokaliziranega seva. Ti prelomi so posledica delovanja številnih normalnih prelomov, značilnih za vsa tektonska območja jarkov. Kot že omenjeno, obsežni magmatizem in kontinentalni poplavni bazalti označujejo nekatere odseke rifta, drugi segmenti, kot je zahodna veja, pa imajo le zelo majhne količine vulkanskih kamnin.

Petrologija

[uredi | uredi kodo]
Umetna upodobitev Albertinskega razpoka, ki tvori zahodno vejo Velikega tektonskega jarka. Vidne značilnosti so (od ozadja do ospredja): Albertovo jezero, gorovje Rwenzori, Edwardovo jezero, vulkansko gorovje Virunga, jezero Kivu in severni del jezera Tanganjika

Afriška kontinentalna skorja je na splošno hladna in močna. Po vsem Velikem tektonskem jarku najdemo veliko kratonov, na primer tanzanijski in kaapvaalski. Kratoni so debeli in so preživeli milijarde let z malo tektonske aktivnosti. Zanje so značilni pasovi zelenih kamnov, tonaliti in druge visoko kakovostne metamorfne litologije. Kratoni so pomembni zaradi mineralnih virov z velikimi nahajališči zlata, antimona, železa, kroma in niklja.[20]

V oligocenu je izbruhnila velika količina kontinentalne poplave bazaltov, pri čemer je večina vulkanizma sovpadala z odprtjem Rdečega morja in Adenskega zaliva pred približno 30 milijoni let. Sestava vulkanov je kontinuum ultraalkalnih do tolejitskih in felsičnih kamnin. Predlagano je bilo, da bi lahko raznolikost sestavkov delno razložili z različnimi regijami virov plašča. Veliki tektonski jarek prereže tudi stare sedimentne kamnine, odložene v starodavnih bazenih.[21]

Vulkanizem in seizmika

[uredi | uredi kodo]

Cona Velikega tektonskega jarka vključuje številne aktivne in mirujoče vulkane, med njimi: gora Kilimandžaro, Mount Kenya, gora Mount Longonot, krater Menengai, gora Karisimbi, gora Nyiragongo, gora Meru in Mount Elgon ter kratersko višavje v Tanzaniji. Čeprav večina teh gora leži zunaj riftne doline, jih je ustvaril Veliki tektonski jarek.

Pomembni aktivni primeri vulkanizma so Erta Ale, Dalaffilla (imenovana tudi Gabuli, Alu-Dalafilla) in Ol Doinyo Lengai. Erta Ale je vulkan z bazaltnim ščitom v regiji Afar v severovzhodni Etiopiji, ki je neprekinjeno aktiven vsaj od leta 1967[22], vrh jezera lave pa je dokumentiran vsaj od leta 1906.[23] Izbruh Dalafille leta 2008, njegova edina dokumentirana dejavnost od začetka holocena [24], je največji zabeleženi izbruh v etiopski zgodovini. Ol Doinyo Lengai je trenutno edini aktivni vulkan natrokarbonatit na Zemlji.[25] Njegova magma skoraj ne vsebuje silicijevega dioksida; tipični tokovi lave imajo viskoznost manj kot 100 Pa s [26], primerljivo z oljčnim oljem pri 26 ° C. Vulkanskih struktur, povezanih z Velikim tektonskim jarkom, z aktivnostjo od začetka holocena, je približno 50 v Etiopiji, 17 v Keniji in 9 v Tanzaniji.

Veliki tektonski jarek je največji potresno aktiven prelomni sistem na Zemlji danes. Večina potresov se zgodi v bližini Afarske depresije, največji se običajno zgodi vzdolž ali v bližini večjih mejnih prelomov. Ocenjuje se, da so potresni dogodki v preteklem stoletju dosegli največji moment 7,0. Trendi potresnosti, vzporedni s prelomom, z majhno goriščno globino 12–15 km pod riftno os. Dlje od osi so lahko goriščne globine manjše od 30 km. [29]

Odkritja v evoluciji človeka

[uredi | uredi kodo]
Glavni članek: Evolucija človeka.

Riftna dolina v vzhodni Afriki je bila bogat vir fosilov hominidov, ki omogočajo preučevanje evolucije človeka.[27] Hitro razpadajoče visokogorje je dolino napolnilo s sedimenti, kar je ustvarilo ugodno okolje za ohranjanje ostankov. Tu so bile najdene kosti več hominidnih prednikov sodobnih ljudi, vključno z "Lucy", delnim okostjem avstralopiteka, ki ga je odkril antropolog Donald Johanson, star več kot 3 milijone let. Richard in Mary Leakey sta v tej regiji tudi opravila pomembno delo.[28]

Leta 2008 sta bila tukaj odkrita še dva prednika hominidov: 10 milijonov let stara opica, imenovana Chororapithecus abyssinicus, najdena v Afarskem prelomu v vzhodni Etiopiji, in Nakalipithecus nakayamai, ki je prav tako star 10 milijonov let.[29]

Sklici

[uredi | uredi kodo]
  1. ↑ Kladnik, Slovenski eksonimi, str. 168
  2. ↑ Geološki terminološki slovar, ZRC-SAZU, 2006, str. 241
  3. ↑ Ebinger, Cynthia (april 2005). »Continental break-up: The East African perspective«. Astronomy and Geophysics. 46 (2): 2.16–2.21. doi:10.1111/j.1468-4004.2005.46216.x.{{navedi časopis}}: Vzdrževanje CS1: samodejni prevod datuma (povezava)
  4. ↑ Fernandes, R.M.S.; Ambrosius, B.A.C.; Noomen, R.; Bastos, L.; Combrinck, L.; Miranda, J.M.; Spakman, W. (2004). »Angular velocities of Nubia and Somalia from continuous GPS data: implications on present-day relative kinematics«. Earth and Planetary Science Letters. 222 (1): 197–208. Bibcode:2004E&PSL.222..197F. doi:10.1016/j.epsl.2004.02.008.
  5. ↑ Osborne, Hannah (June 9, 2020) "One of Africa's Tectonic Plates Is Rotating in a Different Direction to All the Others" '[Newsweek
  6. ↑ GFZ GeoForschungsZentrum Potsdam, Helmholtz Centre (June 8, 2020) "Why the Victoria Plate in Africa rotates" Science Daily
  7. ↑ Corti, G. »The Ethiopian Rift Valley«. National Research Council of Italy, Institute of Geosciences and Earth Resources. Pridobljeno 19. marca 2014.
  8. ↑ Mougenot, D.; Recq, M.; Virlogeux, P.; Lepvrier, C. (Junij 1986). »Seaward extension of the East African Rift«. Nature. 321 (6070): 599–603. Bibcode:1986Natur.321..599M. doi:10.1038/321599a0. S2CID 4282682.
  9. ↑ Montelli, R.G.; in sod. (2006). »A catalogue of deep mantle plumes: New results from finite‐frequency tomography«. Geochem. Geophys. Geosyst. 7 (11): n/a. Bibcode:2006GGG.....711007M. doi:10.1029/2006GC001248.
  10. ↑ Ebinger, C. J.; Sleep, N. H. (Oktober 1998). »Cenozoic magmatism throughout east Africa resulting from impact of a single plume«. Nature. 395 (6704): 788–791. Bibcode:1998Natur.395..788E. doi:10.1038/27417. S2CID 4379613.
  11. ↑ Corti, Giacomo (september 2009). »Continental rift evolution: From rift initiation to incipient break-up in the Main Ethiopian Rift, East Africa«. Earth-Science Reviews. 96 (1–2): 1–53. Bibcode:2009ESRv...96....1C. doi:10.1016/j.earscirev.2009.06.005.{{navedi časopis}}: Vzdrževanje CS1: samodejni prevod datuma (povezava)
  12. ↑ Hansen, Samantha E.; Nyblade, Andrew A.; Benoit, Margaret H. (Februar 2012). »Mantle structure beneath Africa and Arabia from adaptively parameterized P-wave tomography: Implications for the origin of Cenozoic Afro-Arabian tectonism«. Earth and Planetary Science Letters. 319–320: 23–34. Bibcode:2012E&PSL.319...23H. doi:10.1016/j.epsl.2011.12.023.
  13. ↑ Trabant, C.; Hutko, A. R.; Bahavar, M.; Karstens, R.; Ahern, T.; Aster, R. (6. september 2012). »Data Products at the IRIS DMC: Stepping Stones for Research and Other Applications«. Seismological Research Letters. 83 (5): 846–854. doi:10.1785/0220120032.
  14. ↑ Furman, Tanya (Junij 2007). »Geochemistry of East African Rift basalts: An overview«. Journal of African Earth Sciences. 48 (2–3): 147–160. Bibcode:2007JAfES..48..147F. doi:10.1016/j.jafrearsci.2006.06.009.
  15. ↑ Halldórsson, Saemundur A.; Hilton, David R.; Scarsi, Paolo; Abebe, Tsegaye; Hopp, Jens (16. april 2014). »A common mantle plume source beneath the entire East African Rift System revealed by coupled helium-neon systematics«. Geophysical Research Letters. 41 (7): 2304–2311. Bibcode:2014GeoRL..41.2304H. doi:10.1002/2014GL059424.
  16. ↑ Civiero, Chiara; Hammond, James O. S.; Goes, Saskia; Fishwick, Stewart; Ahmed, Abdulhakim; Ayele, Atalay; Doubre, Cecile; Goitom, Berhe; Keir, Derek; Kendall, J.-Michael; Leroy, Sylvie; Ogubazghi, Ghebrebrhan; Rümpker, Georg; Stuart, Graham W. (september 2015). »Multiple mantle upwellings in the transition zone beneath the northern East-African Rift system from relative P-wave travel-time tomography«. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 16 (9): 2949–2968. Bibcode:2015GGG....16.2949C. doi:10.1002/2015GC005948.{{navedi časopis}}: Vzdrževanje CS1: samodejni prevod datuma (povezava)
  17. ↑ Emry, E. L.; Shen, Y.; Nyblade, A. A.; Flinders, A.; Bao, X. (2019). »Upper mantle earth structure in Africa from full‐wave ambient noise tomography«. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 20 (1): 120–147. Bibcode:2019GGG....20..120E. doi:10.1029/2018GC007804.
  18. ↑ Koptev, Alexander; Burov, Evgueni; Calais, Eric; Leroy, Sylvie; Gerya, Taras; Guillou-Frottier, Laurent; Cloetingh, Sierd (Marec 2016). »Contrasted continental rifting via plume-craton interaction: Applications to Central East African Rift«. Geoscience Frontiers. 7 (2): 221–236. doi:10.1016/j.gsf.2015.11.002.
  19. ↑ Koptev, Alexander; Burov, Evgueni; Gerya, Taras; Le Pourhiet, Laetitia; Leroy, Sylvie; Calais, Eric; Jolivet, Laurent (Oktober 2018). »Plume-induced continental rifting and break-up in ultra-slow extension context: Insights from 3D numerical modeling« (PDF). Tectonophysics. 746: 121–137. Bibcode:2018Tectp.746..121K. doi:10.1016/j.tecto.2017.03.025.
  20. ↑ Taylor, C.D.; Schulz, K.J.; Doebrich, J.L.; Orris, G.J.; Denning, P.D.; Kirschbaum, M.J. »Geology and Nonfuel Mineral Deposits of Africa and Middle East«. US Department of the Interior, US Geological Survey.
  21. ↑ Saemundsson, K (2009). »East African Rift System-An Overview«. Reykjavik: United Nations University, Iceland GeoSurvey.
  22. ↑ Oppenheimer, C.; Francis, P. (1996). »Remote sensing of heat, lava and fumarole emissions from Erta 'Ale volcano, Ethiopia«. Int. J. Remote Sens. 8: 1661–1692.
  23. ↑ Dainelli, G.; Marinelli, O. (1906). »Dell'Erta-ale, vulcano ritenuto attivo della Dancalia settentrionale«. Rivista Geografica Italiana. 13: 261–270.
  24. ↑ »Alu-Dalafilla«. Global Volcanism Program. Smithsonian Institution.
  25. ↑ »Ol Doinyo Lengai«. Global Volcanism Program. Smithsonian Institution.
  26. ↑ Kervyn, Matthieu; Ernst, Gerald G. J.; Klaudius, Jurgis; Keller, Jörg; Kervyn, François; Mattson, Hannes B.; Belton, Frederic; Mbede, Evelyne; Jacobs, Patric (2008). »Voluminous lava flows at Oldoinyo Lengai in 2006: chronology of events and insights into the shallow magmatic system«. Bull Volcanol. 70 (9): 1069–1086. Bibcode:2008BVol...70.1069K. doi:10.1007/s00445-007-0190-x. S2CID 46977110.
  27. ↑ »Great Rift Valley Ecosystem – UNESCO World Heritage Centre«. UNESCO. Pridobljeno 14. marca 2008.
  28. ↑ Gibbons, A. (2002). »Profile: Michel Brunet: One Scientist's Quest for the Origin of Our Species«. Science. 298 (5599): 1708–1711. doi:10.1126/science.298.5599.1708. PMID 12459568. S2CID 26316640.
  29. ↑ Seward, Liz (2007). »Fossils belong to new great ape«. BBC News London. Pridobljeno 14. marca 2008.


Pridobljeno iz »https://sl.wikipedia.org/w/index.php?title=Veliki_tektonski_jarek&oldid=6261653«