Rifted Continentale Definizione Margine Forex

TETTONICA piatto: Lecture 3 IL CICLO WILSON: rifting e lo sviluppo di OCEAN BACINI Poiché il concetto di fondo del mare diffusione accettazione maturata nel fine degli anni '60, le conseguenze per la geologia gradualmente cominciò a crescere. Uno dei primi a riconoscere come placche tettoniche potrebbero essere applicate al record geologico era J. Tuzo Wilson. Se continenti Rift a parte per formare bacini oceanici, altri oceani devono chiudere. Questo può essere ripetuto nel corso della storia della Terra. Esempio: l'oceano Giapeto tra Inghilterra amp la Scozia nel Basso Paleozoico, chiuso nel Caledonian apertura successiva dell'Atlantico, quasi nello stesso luogo. Il ciclo è conosciuta come la Wilson ciclo: (1) 9Rifting dei continenti di manto diapirismo (2) 9Continental deriva, fondo marino diffusione formazione amplificatore di bacini oceanici (3) 9Progressive chiusura di bacini oceanici dalla subduzione dell'oceano litosfera (4) 9Continental collisione e chiusura definitiva del bacino oceanico I due schemi seguenti (fig 1 amp 2) illustrare alcuni concetti semplici (se vecchio) di rifting continentale (ad esempio, il continente Gondwana) all'inizio del ciclo di Wilson. Rivolta pennacchio provoca doming della crosta con camera magmatica in via di sviluppo sotto. Come estensione continua, un oceano forme di bacino, e le sequenze sedimentarie di spessore si sviluppano a margini continentali come i fiumi discarica sedimenti in acque profonde. Tuttavia, in realtà, può essere un po 'più complesso. Rifting CONTINENTAL: RRR e RRR giunzioni triple quattro fasi principali possono essere riconosciuti nello sviluppo tettonica di un tipico margine passivo rifted: (1) La fase di RIFT VALLEY comporta la formazione graben presto prima divisione continentale. Questa fase può essere associato con sollevamento Domal causata da uprise di materiale mantello superiore a caldo - ma questo sollevamento non è onnipresente e può essere collegato con hotspot mantello sottostante. Esempio: African Rift Valley. (2) La fase giovanile, della durata di circa 50 mio dopo la onsett di espansione del fondo marino, mentre gli effetti termici sono ancora dominanti. Questa fase è caratterizzata da una rapida subsidenza regionale della piattaforma esterna e la pendenza, ma alcuni formazione graben può persistere. Esempio: Mar Rosso. (3) La fase matura nel corso della quale più tenui subsidenza regionale può continuare. Esempio: la maggior parte degli attuali margini continentali dell'Atlantico. (4) La fase FRATTURA quando subduzione inizia e termina la storia del margine continentale. Figura. 3. Il continente africano si pensa che sono stati raggruppati per una serie di fosse tettoniche in vari stati di sviluppo. Quelli in Africa orientale sono ancora in crosta spessa. Quelli in Africa occidentale sono associati con spessi sedimenti oleaginose. Nella zona del Mar Rosso il rifting è andato al punto di formare un oceano stretto. Nel Madagascar sud-est è stato completamente separata da Africa di rifting. Ci sono molti esempi di Fase 1. East African Rift Valley è il classico esempio. Ma anche la Valle Midland della Scozia, il Graben del Reno, la Oslo Graben. Queste fratture sono mai andato oltre stadio 1. Comunemente il vulcanismo associato a queste fratture è altamente alcalino e undersaturated di silice. Che inizia rifting C'è stata una notevole discussione su questo nel corso degli anni. Alcuni hanno attribuito rifting di up-a cupola della crosta nel corso di un hot-spot certamente le parti del sistema rift africano e sono molto elevata, rispetto ad altri settori, il che suggerisce che la doming riflette un sottostante mantello pennacchio a bassa densità caldo. In altri casi, modelli geofisici suggeriscono il mantello astenosferico è in aumento a livelli elevati sotto la spaccatura. Ma è anche evidente che rifting può avvenire senza vasta sollevamento in questi casi può essere i processi convettivi del astenosfera sottostante che stanno causando l'estensione. Per RIFT un continente a parte di cui ha bisogno le fratture associate a varie possibili cupole termici per collegare insieme. Morgan (1981, 1983) ha suggerito che, come continenti alla deriva lentamente nel corso hotspot hotspot indeboliscono la piastra - come una fiamma ossidrica che incide sulla base - e queste zone indebolite diventare i siti di rifting continentale. Burke amp Whiteman (1973), seguendo l'ipotesi doming, suggerito che in queste regioni Domal, tre spaccature svilupperebbero, formando una giunzione tripla RRR. Anche se è possibile che tutti e tre spaccature potrebbero svilupparsi in un oceano (RRR), è più probabile che due di queste fratture potrebbe svilupparsi in un oceano (RRR), lasciando il terzo spaccatura come braccio di fallito. Hanno dimostrato ipotizzato che su molti continenti è stato possibile riconoscere questi incroci RRR. La frattura del braccio fallito sarebbe poi placarsi come l'anomalia termica decaduto e diventi il ​​primo sito di un importante bacino deposizionale, o un importante canale del fiume e delta. Il Benue Trough in Nigeria è considerato come un esempio di tale braccio fallito a seguito dell'apertura del S. Atlantic. Quando gli oceani alla fine si chiudono è possibile riconoscere queste armi fallito come bacini deposizionali orientato perpendicolarmente alla cinghia collisione montagna (la maggior parte dei bacini tendono ad essere allineati parallelamente a catene montuose). Questi sono chiamati aulacogeno. Figura. 4. A. Doming da un manto di piume associato con il volcanisme. B. Rifting (svincolo RRR) viene avviata. C. risultati un ulteriore sviluppo in due delle fratture in via di sviluppo in un oceano, il terzo è un braccio fallito (aulacogeno). D. Meno probabile è che tutti e tre i bracci si sviluppano in oceani. E. Una situazione comune è che il braccio fallito si sviluppa in un sistema fluviale importante alimentare il margine continentale. F. L'espansione degli oceani su una terra finita non è possibile: ci deve essere piatto subduzione, da qualche parte, qualche volta. G. Chiusura degli oceani risultati in Isola di sviluppo ad arco al di sopra della zona di subduzione. H. Continua risultati di chiusura in collisione con cinture più importanti piega e di spinta. Ma spesso il braccio fallito (aulocogen) è ancora conservata. Sviluppo di Continental Crepacci idee nella fase iniziale dello sviluppo di spaccature sono concettualizzato nel diagramma mostrato in fig. 5. Questo si basa sul sistema di Rift africano, dove vi sia una significativa magmatismo spaccatura. C'è notevole estensione, dimostra l'allargamento del blocco diagramma di almeno 50 km. Allo stesso tempo, c'è il sollevamento o salita del più duttile mantello, soprattutto astenosfera. La crosta, e in particolare la crosta superiore, si presume di agire in un modo fragile. Figura. 5a. formazione progressiva di una fossa tettonica attraverso l'estensione della litosfera e crosta continentale (circa 50 km). Si noti che uprise e decompressione dei risultati sottostante astenosfera in formazione magma. La crosta risponde frattura fragile. sedimenti rift I primi sono downfaulted nella spaccatura sviluppo (graben). L'erosione avviene sui lati della Rift Valley. La prima fase presuppone che i guasti Graben-come iniziano a formarsi nella crosta friabile. La seconda fase mostra collarino simultanea della litosfera con uprise di un diapir astenosfera. La decompressione associato con quest'ultima provoca la fusione del mantello per dare magmi basaltici alcaline. Preesistenti sedimenti sono downfaulted nel graben. La terza fase è accompagnata da un'estensione significativa e da più uprise della astenosfera. Quest'ultimo cause doming della crosta (che è evidente lungo il sistema di spaccatura E. africano, ma è variabile devloped. Nuovi sedimenti si depositano all'interno graben a causa di erosione dei lati edificanti del graben. Quindi ci sono sia pre rift e sin-rift sedimenti all'interno della sviluppo della Rift Valley, ma sedimenti sui fianchi sono progressivamente erodied via. si noti il ​​complesso normale ha provocato l'errore all'interno della Rift Valley in sé. la quarta fase (Fig. 5b sotto) mostra la realtà rifting-parte di il continente, in modo che il astenosfera sale verso la superficie, causando la decompressione e extensice fusione. nuova crosta oceanica basaltica è formato. Infine, diffusione del fondo marino prende il sopravvento come il bacino oceanico si allarga. la sequenza di spaccatura sedimentaria è sepolto sotto i sedimenti marini più giovani. Nota . su questo schema sedimenti al margine continentale sono visualizzati come non molto spessa. questo perché il modello è basato sul sistema Rift orientale, che non ha una grande quantità di subsidenza associata rifting. Tuttavia, altre sequenze margine continentale rifted sono molto diversi, con le sequenze sedimentarie di spessore. Piattaforma continentale sedimenti La situazione reale in margini continentali passivi è mostrato in fig. 6 (sotto). Questo è tipico di un certo numero di crostali sezioni in tutta la piattaforma continentale della costa atlantica orientale del Nord America, proiettata verso il basso per 30 km - in gran parte basato sulla gravità e la prova magnetica, oltre ad alcuni profili sismici - e alcune estrapolazioni da terra geologia sulla base di fori profondi. Il punto critico è l'enorme spessore del Mesozoico e sedimenti Terziario, qui mostrato come quasi 15 km, ma in altre sezioni questa può essere ancora più spessa. Si noti che in fondo a questa pila sono vulcaniti e sedimenti vulcanici, e evaporiti, che molto probabilmente sono acque poco profonde. Inoltre, enormi strutture di carbonato di barriera, che devono essere anche acque poco profonde, ma anche devono indicare cedimento progressivo. abbastanza lento che superficiale sedimentazione acqua può tenere il passo con essa. In molte sezioni della piattaforma continentale al largo questa costa orientale degli Stati Uniti c'è una grande struttura magnetica costa in parallelo, possibilmente un importante intrusione. Ma la sua età è sconosciuta. Figura. 6. Profilo di profonda struttura della piattaforma continentale al largo della costa atlantica del Nord America orientale - tipica dei margini continentali passivi. (Basato su gravità, magnetismo e dati sismici) i punti critici per quanto riguarda questo profilo sono (a) il grande spessore dei sedimenti post-rift di età mesozoico-terziaria, fino a 15 km, e (b) che la maggior parte di questi sedimenti sono Apnea tipo di acqua. Nota: vulcaniti e evaporiti e la barriera (o banche carbonato) Rift continentale: allungare la depressione tettonica con la quale l'intera litosfera è stato modificato in estensione Rift Sistema: tettonicamente serie interconnessa di spaccature Rift moderna: una spaccatura che è teconically o magmatically Paleorift attiva: A Rift morta o dormiente riuscito Braccio: Filiale di una tripla giunzione non sviluppato in un bacino oceanico aulacogeno: Paleorift in piattaforma antica che è stato riattivato dalla deformazione di compressione Rifting attivo: Rifting in risposta alla risalita termica del astenosfera passivo Rifting: Rifting in risposta a Rift campo di stress a distanza e le strutture mineralizzazione rifting sono spesso buoni siti per la mineralizzazione. Ciò si verifica per tre ragioni: (1) Possono essere i siti di spessore sedimentazione clastica. Questi sedimenti detengono grandi quantità di acqua salata inter-granulare (salamoie). Le salamoie possono essere in contatto con la riduzione sedimenti, come scisti carboniosi, anche una pronta fornitura di sulphursulphate. Come i sedimenti compatto, queste soluzioni saline vengono espulsi e possono spostarsi lateralmente per grandi distanze fino a quando si muovono i difetti Rift. Avendo stato sepolto in profondità le salamoie si riscaldano, e può essere molto corrosivo. Così rotta possono dissolversi notevoli quantità di metalli. Tuttavia, quando si alzano i difetti spaccatura e fresco, questi metalli saranno precipitati. Questo può essere migliorata perché ossidante acque meteoriche (acque sotterranee) può anche penetrare giù questi difetti, in modo da metalli wil essere precipitato fuori quando i due si incontrano. (2) strutture Rift sono anche termicamente zone calde anomale. Questo è perché sono spesso alla base di intrusioni ignee - granito (o forse in alcuni casi Gabbro) plutoni. Questo calore magmatico spinge i sistemi idrotermali. È importante sottolineare che questi sistemi idrotermali possono durare per molti milioni di anni, in modo che i fluidi caldi in questi sistemi idrotermali possono fuoriuscire via le rocce all'interno del sistema spaccatura e precipitare i metalli lisciviati più vicino alla superficie. Poiché le strutture spaccatura rimangono strutture topograficamente basse per molte decine di milioni di anni, queste concentrazioni di metalli possono essere conservati, senza essere eroso, per lunghi periodi. (3) Le zone di rift possono essere i siti di diverse rocce, in particolare lave basaltiche, che possono rilasciare i loro metalli sul alterazione idrotermale. Tuttavia, poiché i guasti spaccatura possono estendere molto profondo (bene nel mantello superiore in alcuni casi), ci possono essere anche una componente di fluidi profondi e metalli nel sistema idrotermale. Riferimenti I riferimenti di seguito vi condurrà ad alcuni dei discussione sulla rifting e ciclo Wilson: BAKER, B. H. 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Come passivo margini continentali sono quelli associati con rifting continentale e la successiva formazione di bacini oceanici. Essi differiscono dai margini continentali attivi che sono associati con subduzione. Le piattaforme continentali intorno al Atlantico sono margini tipici passivi: tuttavia ci sono alcune piuttosto grandi differenze nella morfologia dei margini continentali intorno al Atlantico: le ragioni per le quali non sono pienamente compresi (ma si veda White et al 1987 Bianco amp McKenzie 1989.). C'è naturalmente un notevole interesse dei margini continentali a causa del loro potenziale come grandi riserve di petrolio. Quindi si è appreso molto negli ultimi anni. Un aspetto di margini continentali che è sempre stato sconcertante è l'esistenza di grosso spessore ma relativamente sequenze sedimentarie in acque poco profonde. Ci possono essere fino a 15 km di Mesozoico e dei sedimenti successivi in ​​alcuni margini continentali che si affacciano sul N. Atlantico. Come possono queste sequenze molto spessi conciliarsi con subsidenza graduale ma progressiva Nel corso degli anni varie idee (riassunti nella Bott 1979, 1982) sono state avanzate: carico gravitazionale Ipotesi. Ciò attribuisce subsidenza a carico dei sedimenti (che sostituisce efficacemente l'acqua di mare con sedimenti più denso), e si basa su isostacy. La quantità di subsidenza dipende densità relative di acqua di mare (1,03), sedimento (2.15 2.55) e mantello sottostante (3.3). Se il mare è pieno di sedimenti poi in teoria uno spessore di sedimenti di oltre il doppio della profondità iniziale può svilupparsi. Infatti uno spessore totale di 14 km può formare vicino alla base della pendenza iniziale. Se la litosfera è trattato come elastico il downwarping può estendere a circa 150 km oltre il carico locale dei sedimenti. Vedere la Fig. 2 sotto. Problema. Questo meccanismo non è facilmente conciliabile con sequenze sostanziali di sedimenti acque poco profonde. Può funzionare solo se i sedimenti sono stati depositati in acque profonde inizialmente. Se la profondità dell'acqua iniziale è inferiore a 200 metri, poi effetto sedimenti di carico è trascurabile. Figura. 2. carico ipotesi gravità. Questo dipende sostituzione acqua a bassa densità da sedimenti maggiore densità. ipotesi termica. Questo presuppone che litosfera continentale in prossimità del margine di embrione è riscaldato al momento della rifting continentale - questo riduce la densità della litosfera permettendo sollevamento isostatico. Successivamente, come l'oceano si allarga, la litosfera si raffredda con il tempo-scala di ca. 50 mia e si abbasserà alla posizione originale. Tuttavia, se l'erosione si è verificato durante la fase di sollevamento, vero subsidenza può avvenire, arricchita da sedimenti di carico. Figura. 3. ipotesi termica del sonno. Questo è stato il primo a riconoscere che il riscaldamento il mantello (da un pennacchio o altro) potrebbe produrre sostanziale innalzamento della crosta terrestre (ed erosione), seguita da subsidenza termica. Confrontare i modelli da McKenzie e Wernicke tardi. Problema. Anche con un estremo elevazione iniziale di circa 2 km, la quantità di subsidenza, anche con sedimenti di carico, è poco più di 2 km. Quindi non in grado di spiegare sequenze spesse di oltre 5 km. Una modifica di questo modello termico presuppone che l'evento termico trasforma la base della crosta di dense facies granulitica associazioni di minerali, che possono anche essere invase da magma base. Se questo causa un aumento della densità di 0,2, si può calcolare che la profondità massima di sedimenti consentita sarebbe solo circa 3 o 4 km. Così sufficiente per tenere conto di grossi spessori di sedimenti. Figura. 4. Modifica delle ipotesi termica secondo Falvey (il quale sostiene che il riscaldamento causerà denso granulite a formare). Problema. tali modelli prevedono un gap di molti m. y. tra l'inizio della diffusione e la prima sedimentazione marina - che non viene osservata. Crostale ipotesi diradamento. La crosta continentale e la litosfera hanno una zona fragile superiore, 20 km di spessore, sovrastante uno strato molto più debole che si deforma dal flusso duttile. Così la crosta può sottile da una progressiva deformazione del materiale medio e basso della crosta terrestre verso il mantello superiore sub-oceanica. Si sostiene che questo può dare origine a scatti subsidenza. Figura. 5. Dopo l'iniziale rifting crosta inferiore deforma dal flusso di plastica. Può la minore flusso di crosta continentale sotto la crosta oceanica nel modo mostrato Un'ipotesi alternativa suggerisce che estremo assottigliamento della crosta continentale può verificarsi in un ambiente Rift Valley dal collarino di plastica. Poi, come il bacino oceanico forma il margine continentale passivo gradualmente diminuire. Problema. una tipica zona di rift è di circa 50 km, quindi zona di transizione ad un margine continentale sarebbe parecchio soli 25 km. Osservati sequenze margine continentale sono comunque molto più ampia di questo. meccanismi basati Normal-fault. I primi ipotesi presume che la formazione graben richiesto un cuneo di crosta di circa 60 km di larghezza ad affondare isostaticamente tra interno-immersione faglie normali. Come le forme crosta superiore graben dalla subsidenza a cuneo della crosta inferiore duttile compensa il flusso di materiale plastico. Figura. 7. Can normale fagliazione portare allo spostamento del mantello duttile dal problema di flusso. I calcoli hanno suggerito che un cedimento di circa 5 km potrebbe verificarsi per un iniziale del 20 km di larghezza trogolo. Non proprio abbastanza. Ma avvicinandosi. Faulting nei pressi di contatto continente-oceano. Questo meccanismo consente di subsidenza limitata come fagliazione normale accompagna downdrag del raffreddamento litosfera oceano. La litosfera oceanica si abbassa su una scala temporale di circa 50 mia, in modo coerente con i sedimenti delle acque basse. Tuttavia notare che la zona di subsidenza è troppo stretta. Figura. 8. non fagliazione normale si verificano a margini continentali nel modo mostrato in B. Nessuno dei meccanismi di cui sopra, da soli o insieme, sembrano in grado di spiegare le sequenze sedimentarie di spessore osservati in margini continentali che si formano all'inizio del Ciclo Wilson. Nuove idee erano chiaramente necessari. Questi hanno cominciato a sviluppare alla fine del 1970, come abbiamo cominciato a capire di più circa il comportamento termico della litosfera e sulla natura dei guasti listric. Litosfera continentale. Il manto formando le piastre è più rigido astenosfera sottostante. Ma questo strato limite meccanico rigido (MBL) varia in spessore. E 'sottile al creste, ma si addensa a 60 o addirittura 100 km in vecchia litosfera oceanica. Può essere molto più spesso sotto i continenti, ma è anche più vecchio - infatti litosfera sotto i continenti solito è vecchia come continente sopra. Così può essere fresco, e può avere sperimentato l'arricchimento da piccoli si scioglie grado mantello, i cui elementi possono essere memorizzati in minerali idrati. BOTT, M. H.P. 1979. meccanismi subsidenza a margini continentali passivi. Associazione Americana dei Geologi Petroliferi Memoir 29, 8-19 BOTT, M. H.P. 1982. Il meccanismo di scissione continentale. Tettonofisica 81, 301-309. KUSZNIR, N. 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Perchè Sia Cile e Argentina hanno riserve di petrolio modeste-terre in Patagonia, a ovest della Falkland Plateau. DSDP sito 330 forato sedimenti oleosi nel 1974. Perché l'Argentina è andato in guerra per la Falklands perforazione di sperone orientale del sommerso Falkland Plateau ha rivelato che era continentale (gneiss granito) e che c'era una superficie caliche secco (clima mediterraneo) solo prima dell'apertura dell'Atlantico, ma che c'era stato almeno 2 km subsidenza da allora. sedimenti iniziali molto oleose, depositati in condizioni anossiche in un bacino con circolazione limitata. Quindi la fase di spaccatura iniziale era quella che ha favorito l'accumulo di olio. Perché È importante comprendere il meccanismo di sviluppo di questi bacini. Idee moderne 9It divenne evidente da COCORP-tipo profonda riflessione profiling sismico che molti (se non la maggior parte) di ripida immersione faglie normali sono in realtà curvo (concavo-verso l'alto) e diventare superficiale-immersione e sub-orizzontale in profondità. Questi sono ora conosciuti come i guasti listric. Come la litosfera è allungato durante l'estensione continentale, crosta duttile più profonda si assottiglia per puro taglio, mentre la crosta superiore è suddiviso e smembrato da faglie listric che il fondo nello strato duttile. Alla superficie naturalmente queste hanno l'aspetto di graben. Questa è l'essenza di McKenzie-tipo e altri modelli recenti del bacino formazione. Come il sub-continentale (cioè mantello) litosfera è assottigliata da stretching è ovviamente in parte sostituito da astenosfera calda. Questo gradualmente raffreddare su una scala temporale dell'ordine di 50 - 100 m. y. e come si raffredda diventa più denso e il bacino superficiale si abbassa gradualmente e sopra viene progressivamente riempito di sedimenti acque poco profonde. La quantità di subsidenza dipenderà dalla quantità iniziale di allungamento. In genere, può essere stimata ed è noto come il fattore di allungamento, o fattore beta. Il parametro b è definito abbastanza simpy come b a cui una è stata la larghezza iniziale e B è la larghezza allungata. Un fattore B di 1.2 darà ca. 3 km subsidenza. Con completo rifting (per formare crosta oceanica e un bacino oceanico), allora b tende all'infinito. Si noti che, durante lo sviluppo dei bacini sedimentari, subsidenza avviene in due fasi: (1) a seguito di tettonica estende su una scala di tempo breve, ca. 10 il mio, e (2) a causa di subsidenza termica molto tempo scala, ca. 50 100 mia. informazioni Notevole è ora disponibile su bacini del Mare del Nord a seguito di operazioni di perforazione e di sintesi della grande quantità di dati sismici (vedi, ad esempio, Badley et al., 1988 Gibbs 1984 Sclater amp Christie 1980) in modo che la loro storia subsidenza è ben nota. Il nord di Viking Graben ha subito due episodi di rifting in Permo-Triassico e nel Giurassico medio durante il quale il bacino è stato progressivamente ampliato. fattori che si estende nel Permo-Triassico erano piuttosto piccole (b 1.1 1.3), mentre nel tardo Giurassico erano molto più grande nel N. settentrionale del Mar (b gt1.6). Ogni episodio rifting è stata seguita da più sostanziale subsidenza termica. Nella parte centrale del vichingo Graben quasi 10 chilometri di sedimenti ha accumulato dal momento che l'insorgenza del primo episodio rifting. Mentre la seconda fase si è conclusa rifting 140 mio fa almeno 90 della subsidenza derivante dal rilassamento termico deve aver verificato ormai. Si noti che mentre faglie normali durante la fase di rifting tendono ad essere listric, quelle che accompagnano subsidenza termica sono planare. Un importante fattore secondario in tali modelli è che i sedimenti inizialmente depositati in tali bacini saranno cotti leggermente per effetto del maggior calore dal sottostante astenosfera vitale nella maturazione e la migrazione del petrolio. Ma bacini sedimentari non sono importanti solo come riserve di petrolio: l'espulsione di fluidi riscaldati da tali bacini può percolare metalli troppo, quindi se esistono adeguate rocce ospitanti depositi di minerali preziosi possono essere formate. Un certo numero di importanti depositi minerali sono attribuiti a questo meccanismo. L'ulteriore sviluppo di modelli litosferiche si estende sono stati proposti da Wernicke, da Lister et al. Coward e altri (vedi riferimenti sotto). La differenza fondamentale è nel riconoscimento dei distaccamenti a basso angolo (superficialmente come colpi, ma con il movimento senso come nella faglia normale), in primo luogo proposto per la provincia bacino amplificatore gamma negli Stati Uniti occidentali. Questi possono fondo nella crosta inferiore o del mantello superiore. L'effetto principale è di introdurre asimmetria rispetto al taglio modello di McKenzie-tipo uniforme-stretching puro, in modo che i bacini associati alla fase di subsidenza termica possono essere compensati dai bacini pelle sottile associati al rifting iniziale. effetti magmatiche (fusione derivante dalla astenosfera rivolta) possono essere compensate dalle principali bacini sedimentari. A causa della asimmetria, i margini continentali sui due lati di un oceano apertura possono avere profili molto diversi. Molte altre complicazioni possono derivarne. Consultare i riferimenti qui sotto se si desidera che la storia completa almeno 3 tipi di margine continentale ora sono stati riconosciuti: 999 (1) di origine vulcanica. (2) non vulcanica e (3) spaccatura-trasformare. (1) I margini vulcanici tendono ad essere stretta e avere una crosta spessa ignea tra continentale e normale crosta oceanica. Una zona di spessore (3 5 km) di riflettori vulcanici verso il mare-immersione è tipico. Suggerimenti di circolazione convettiva in rivolta astenosfera per spiegare vulcanismo, o che l'astenosfera sottostante era più caldo del solito. Esempi: Voring Plateau, occidentale Rockall Bank, della Groenlandia orientale. Vedere Bianco et al. (1987 amp 1988). amp bianco McKenzie (1989) hanno sviluppato questi modelli ulteriormente riferirsi quantitativamente il volume di vulcaniti prodotte a margini continentali alla temperatura del mantello sottostante. Se la temperatura è sopra 100C normale sarà raddoppiato il volume di magma. Inoltre hanno sviluppato una relazione tra il grado di allungamento e la temperatura del mantello di prevedere se il margine rifted passerà sopra il livello del mare o abbassarsi sotto di esso. Quando si verifica rifting sopra pennacchi hotspot di solito c'è un grande volume di accompagnamento di magma. (2) deformazione Litosferiche sui margini non vulcanici è dominato da blocchi faglie e molti difetti listric. Si estende su una zona vasta (100300 km). Può essere sedimenti fame (Mar Rosso, Galizia Bank, Goban Spur Mare d'Irlanda) o fortemente sedimentato (ad esempio margine USA orientale). (3) i margini Rift-trasformare evolvono in ambienti in cui vi era una componente significativa di taglio strike-slip, nonché estensionale deformazione ceppo durante l'apertura (ad esempio regione tra W. Africa e Brasile Falklands Plateau anche Golfo di California). Questi diversi tipi di margini possono avere molto diverso potenziale di petrolio. Necessità di conoscere più su di loro per aiutare a localizzare le forniture future. Si noti che le importanti riserve di petrolio nel Mare del Nord sono in-spaccature falliti dove il Nord Atlantico ha cercato (senza successo) per aprire un periodo piuttosto lungo prima che alla fine è riuscito C'è una letteratura in rapida crescita su modelli di rifting continentale e la formazione di bacino: cercare di leggere alcuni di quelli al di sotto, e soprattutto notare i diagrammi. In ogni caso possono rivelarsi utili per l'anno prossimo. Un altro problema di preoccupazione è il motivo per cui otteniamo magmatismo basaltico associato con alcuni bacini e non con gli altri. Latina e White (1990) hanno cercato di sostenere che magmatismo è più probabile con l'uniforme taglio puro stiramento (modello McKenzie) rispetto al semplice asimmetrica estende il modello di Wernicke. Questo perché astenosfera uprise è più mirata nel modello di taglio puro: Fig. 13. Confronto di conseqences termali di McKenzies modello di taglio puro e Wernickes puro modello di taglio dei bacini sedimentari estensionali. Si sostiene con il semplice modello di taglio è molto difficile produrre decompressione sufficiente a permettere la formazione magma.