Задний дуговой бассейн - Back-arc basin

Поперечный разрез мелководной части зоны субдукции, показывающий относительное положение активной магматической дуги и задугового бассейна, например, южная часть Идзу-Бонин-Марианская арка.

Задуговые бассейны геологические бассейны, подводные особенности, связанные с островные дуги и зоны субдукции. Они встречаются в некоторых сходящиеся границы плит, в настоящее время сосредоточены в западных Тихий океан. Большинство из них являются результатом силы натяжения вызванный океанический желоб откат (океанический желоб блуждает в направлении морского дна) и обрушение края материка. Корка дуги находится под расширение или рифтинг в результате опускания погружающейся плиты. Обратно-дуговые бассейны изначально были неожиданным результатом для тектоника плит теоретики, которые ожидали, что сходящиеся границы будут зонами сжатия, а не значительным расширением. Однако теперь они признаны соответствующими этой модели в объяснении того, как интерьер земной шар теряет тепло.

Эскиз поперечного сечения, показывающий развитие бассейна задней дуги за счет продольного раскола дуги. Рифт созревает до точки распространения морского дна, позволяя новой магматической дуге сформироваться на стороне впадины впадины (справа на этом изображении) и образуя остаточную дугу на дальней стороне впадины (на этом снимке слева). изображение).

Характеристики

Задуговые бассейны обычно очень длинные (от нескольких сотен до тысяч километров) и относительно узкие (несколько сотен километров). Ограниченная ширина задуговых бассейнов, вероятно, объясняется тем, что магматическая активность зависит от воды и индуцированной мантийной конвекции, и они оба сконцентрированы вблизи зоны субдукции. Скорость укрытия варьируется от очень медленного (Марианская впадина ) от нескольких сантиметров в год до очень быстрого (Бассейн Лау ), 15 см / год. Эти хребты прорываются базальты которые похожи на те, что извергнуты срединно-океанические хребты; основное отличие состоит в том, что базальты задуговых бассейнов часто очень богаты магматическая вода (обычно 1-1,5% масс. H2O), тогда как базальтовые магмы срединно-океанических хребтов очень сухие (обычно <0,3 мас.% H2О). Высокое содержание воды в базальтовых магмах задуговых бассейнов обусловлено водой, уносимой вниз по зоне субдукции и попадающей в вышележащий клин мантии. Дополнительным источником воды может быть эклогитизация из амфиболы и слюды в погружающей плите. Подобно срединно-океаническим хребтам, задуговые бассейны имеют гидротермальные источники и связанные хемосинтетический сообщества.

Распространение морского дна в задуговых бассейнах

Свидетельства этого распространения исходили от кернов дна бассейна. Толщина отложений, собранных в бассейне, уменьшалась к центру бассейна. Идея о том, что толщина и возраст отложений на морском дне связаны с возрастом океанической коры, была предложена Гарри Гессом.[1] Магнитные аномалии (см. Гипотезу Вайна – Мэтьюза – Морли) коры, образованной в задуговых бассейнах, отклонялись по форме от коры, сформированной на срединно-океанических хребтах.[2] Во многих областях аномалии не кажутся параллельными. Профили магнитных аномалий в бассейне не показывают симметрии или центральной аномалии, как это делает традиционный океанский бассейн.[2]

Это побудило некоторых охарактеризовать распространение в задуговых бассейнах как более размытое и менее равномерное, чем в срединно-океанических хребтах.[3] Идея о том, что спрединг задугового бассейна по своей сути отличается от спрединга срединно-океанического хребта, обсуждалась годами.[3] Другой выдвинутый аргумент состоит в том, что процесс расширения морского дна такой же, но движение центров распространения морского дна в бассейне вызывает асимметрию магнитных аномалий.[3] Это можно увидеть в задуговом бассейне Лау.[3] Хотя магнитные аномалии сложнее расшифровать, образцы пород, отобранные из центров спрединга задуговых бассейнов, не сильно отличаются от таковых на срединно-океанических хребтах.[4] Вулканические породы близлежащей островной дуги действительно отличаются от таковых в бассейне.[4]

Острова Японии были отделены от материковой части Азии задуговым спредингом.

Асимметрия распространения морского дна

Задуговые бассейны отличаются от обычных срединно-океанические хребты потому что для них характерны асимметричные распространение морского дна, но это довольно непостоянно даже в пределах отдельных бассейнов. Например, в центральной части Марианской впадины скорости распространения течений в 2–3 раза выше на западном фланге.[5] в то время как на южной оконечности Марианского прогиба положение центра спрединга, примыкающего к вулканическому фронту, предполагает, что в целом аккреция земной коры там была почти на 100% асимметричной.[6] Эта ситуация отражается на севере, где также развита большая асимметрия спрединга.[7] Другие задуговые бассейны, такие как бассейн Лау, претерпели большие рифтовые скачки и события распространения, которые переместили центры спрединга с дальних от дуги на более близкие к дуге положения. [8] хотя недавние скорости распространения кажутся относительно симметричными с, возможно, небольшими скачками рифта.[9] Причина асимметричного распространения в задуговых бассейнах остается малоизученной. Общие идеи касаются асимметрии относительно оси распространения в процессах образования дугового расплава и теплового потока, градиентов гидратации с расстоянием от плиты, мантия эффекты клина и эволюция от рифтинга к распространению.[10][11][12]

Формация и тектоника

Считается, что расширение коры за вулканическими дугами вызвано процессами, связанными с субдукцией.[13] По мере того, как погружающаяся плита опускается в астеносферу, она нагревается, вызывая вулканизм на островных дугах. Еще один результат такого нагрева - образование конвекционной ячейки.[13] (См. Рисунок 1). Поднимающаяся магма и тепло в конвекционной ячейке вызывают образование рифта. Этот рифт перемещает островную дугу в сторону зоны субдукции, а остальную часть плиты - от зоны субдукции.[13] Этот процесс также известен как откат траншеи (также, откат петли). Это обратное движение зоны субдукции относительно движения субдукционной плиты. По мере того, как зона субдукции и связанный с ней желоб отодвигаются назад, преобладающая плита растягивается, истончая корку, которая проявляется в бассейне задней дуги. Следовательно, обратные дуговые бассейны образуются, когда перекрывающая пластина находится в состоянии растяжения. В некоторых случаях растяжение запускается входом в зону субдукции плавучего объекта, который локально замедляет субдукцию и побуждает субдукционную плиту вращаться рядом с ней. Это вращение связано с отступлением траншеи и преимущественным расширением плиты.[9]

Для формирования удлинения задней дуги требуется зона субдукции, но не все зоны субдукции имеют функцию удлинения задней дуги.[14] Задуговые бассейны встречаются в областях, где субдукционная плита океанической коры очень старая.[14] Возраст, необходимый для установления обратного дугового спрединга, - это океаническая литосфера возрастом 55 миллионов лет и старше.[12][14] Сюда входят такие области, как западная часть Тихого океана, где расположены многочисленные центры распространения задней дуги.[14] Угол падения погружающейся плиты превышает 30 ° в областях распространения обратной дуги. Скорее всего, это связано с возрастом плиты. По мере того как океаническая кора становится старше, она становится более плотной, что приводит к более крутому углу падения.[14]

Утончение доминирующей плиты на задней дуге (т. Е. Рифтинг задней дуги) может привести к образованию новой океанической коры (т. Е. К расширению задней дуги). По мере того как литосфера растягивается, астеносферная мантия ниже поднимается на небольшие глубины и частично плавится за счет адиабатического декомпрессионного плавления. По мере приближения этого расплава начинается растекание поверхности.

Седиментация

Осаждение сильно асимметрично, большая часть наносов поступает из активной магматической дуги, которая регрессирует одновременно с откатом желоба. Из кернов, собранных в ходе проекта Deep Sea Drilling Project (DSDP), в задуговых бассейнах западной части Тихого океана было обнаружено девять типов отложений.[15] Селевые потоки массивных конгломератов с толстыми и средними слоями составляют 1,2% отложений, собранных Проектом глубоководного бурения (DSDP).[15] Средний размер отложений в конгломератах - галька, но может варьироваться от гранул до булыжников.[15] Большая часть материала в этих селевых потоках имеет вулканическое происхождение.[15] Вспомогательные материалы включают обломки известняка, кремни, мелководные окаменелости и обломки песчаника.[15]

Системы подводного вентилятора из переслаивающихся турбидитовых песчаников и аргиллитов составили 20% от общей толщины отложений, извлеченных в рамках проекта Deep Sea Drilling Project (DSDP).[15] Веера можно разделить на две подсистемы в зависимости от различий в литологии, текстуре, осадочных структурах и стиле напластования.[15] Эти системы представляют собой внутреннюю подсистему и подсистему среднего вентилятора и подсистему внешнего вентилятора.[15] Внутренняя и срединная системы содержат прослои тонких и среднеслоистых песчаников и аргиллитов.[15] Структуры, которые встречаются в этих песчаниках, включают обломки нагрузок, микротрещины, складки оползней, извилистые пластинки, осушающие структуры, ступенчатую слоистость и ступенчатые вершины пластов песчаника.[15] Частичные последовательности Баума можно найти в подсистеме.[15] Подсистема внешнего вентилятора обычно состоит из более мелких отложений по сравнению с системой внутреннего и среднего вентилятора.[15] В этой системе встречаются хорошо отсортированные вулканокластические песчаники, алевролиты и аргиллиты.[15] Осадочные структуры, обнаруженные в этой системе, включают параллельные пластинки, микропересечные пластинки и ступенчатую слоистость.[15] В этой подсистеме можно идентифицировать частичные последовательности Баума.[15]

Пелагические глины, содержащие железо-марганцевые микроконкреции, кварц, плагиоклаз, ортоклаз, магнетит, вулканическое стекло, монтмориллонит, иллит, смектит, остатки фораминифер, диатомовые водоросли и спикулы губок, составили самый верхний стратиграфический разрез на каждом участке, где он был обнаружен. Этот тип отложений составлял 4,2 процента от общей толщины отложений, извлеченных в рамках Проекта глубоководного бурения (DSDP).[15]

Биогенные пелагические кремнеземистые отложения состоят из илов радиолярий, диатомовых, силикофлагеллатных и кремневых отложений.[15] Он составляет 4,3% от толщины извлеченных отложений.[15] Биогенные пелагические карбонаты - самый распространенный тип отложений, извлекаемых из задуговых бассейнов западной части Тихого океана.[15] Этот тип отложений составил 23,8% от общей толщины отложений, извлеченных в рамках Проекта глубоководного бурения (DSDP).[15] Пелагические карбонаты состоят из ила, мела и известняка.[15] Нанофоссилии и фораминиферы составляют большую часть осадка.[15] Повторно осажденные карбонаты составили 9,5% от общей толщины отложений, извлеченных в рамках Проекта глубоководного бурения (DSDP).[15] Этот тип осадков имел тот же состав, что и биогенные пелагические карбонатные, но был переработан хорошо развитыми осадочными структурами.[15] Пирокластика, состоящая из вулканического пепла, туфа и множества других компонентов, включая нано-окаменелости, пирит, кварц, остатки растений и стекло, составила 9,5% извлеченных отложений.[15] Эти вулканические отложения были источником регионального тектонического вулканизма и близлежащих источников островной дуги.[15]

Активные тыловые бассейны мира

Место расположения

Активные задуговые бассейны встречаются в Марианских островах, Тонга-Кермадек, Южная Скотия, Манус, Северные Фиджи и Тирренское море регионах, но большинство из них находится в западной части Тихого океана. Не все зоны субдукции имеют задуговые бассейны, некоторые, например, центральные Анды, связаны с сжатие задней дуги. Кроме того, существует ряд вымерших или ископаемых задуговых бассейнов, таких как бассейн Парес Вела-Сикоку, Японское море, Курильский бассейн. Компрессионные задуговые бассейны встречаются, например, в Пиренеи и Альпы Швейцарии.[16]

В Черное море образован из двух отдельных задуговых бассейнов.

История мысли

С развитием плита тектоническая Теоретически геологи считали, что края сходящихся плит являются зонами сжатия, поэтому не ожидалось зон сильного растяжения над зонами субдукции (задуговые бассейны). Гипотеза о том, что некоторые сходящиеся края пластин активно расширяются, была развита Дэном Каригом (1970), когда он был аспирантом Институт океанографии Скриппса.[17] Это стало результатом нескольких морских геологических экспедиций в западную часть Тихого океана.

Смотрите также

Примечания

  1. ^ Гесс, Генри H (1962). «История океанических бассейнов». Петрологические исследования: книга в честь А.Ф. Buddington: 599–620.
  2. ^ а б Кариг, Даниэль (1970). «Хребты и бассейны островодужной системы Тонга-Кермадек». Журнал геофизических исследований. 75 (2): 239–254. Bibcode:1970JGR .... 75..239K. Дои:10.1029 / JB075i002p00239.
  3. ^ а б c d Тейлор, B; Зеллмер, К; Мартинес, Ф; Гудлифф, А (1996). «Распространение морского дна в задуговом бассейне Лау». Письма по науке о Земле и планетах. 144 (1–2): 35–40. Дои:10.1016 / 0012-821x (96) 00148-3.
  4. ^ а б Джилл, Дж. Б. (1976). «Состав и возраст вулканических пород бассейна Лау и хребта: последствия для эволюции междугового бассейна и остаточной дуги». Бюллетень GSA. 87 (10): 1384–1395. Bibcode:1976GSAB ... 87.1384G. Дои:10.1130 / 0016-7606 (1976) 87 <1384: CAAOLB> 2.0.CO; 2.
  5. ^ Deschamps, A .; Фудзивара, Т. (2003). «Асимметричная аккреция вдоль медленно расширяющегося Марианского хребта». Геохим. Geophys. Геосист. 4 (10): 8622. Bibcode:2003GGG ..... 4.8622D. Дои:10.1029 / 2003GC000537.
  6. ^ Мартинес, Ф .; Фрайер, П .; Беккер, Н. (2000). «Геофизические характеристики Южного Марианского прогиба, 11Н-13Н». J. Geophys. Res. 105 (B7): 16591–16607. Bibcode:2000JGR ... 10516591M. Дои:10.1029 / 2000JB900117.
  7. ^ Yamazaki, T .; Seama, N .; Окино, К .; Kitada, K .; Джошима, М .; Oda, H .; Нака, Дж. (2003). «Процесс разрастания северной части Марианской впадины: переход рифто-спрединг на 22 с.ш.». Геохим. Geophys. Геосист. 4 (9): 1075. Bibcode:2003ГГГ ..... 4 .... 1Л. Дои:10.1029 / 2002GC000492.
  8. ^ Parson, L.M .; Pearce, J.A .; Murton, B.J .; Hodkinson, R.A .; RRS Чарльз Дарвин Научная партия (1990). «Роль хребтов и их распространения в тектонической эволюции задугового бассейна Лау, юго-западная часть Тихого океана». Геология. 18 (5): 470–473. Bibcode:1990Гео .... 18..470П. Дои:10.1130 / 0091-7613 (1990) 018 <0470: RORJAR> 2.3.CO; 2.
  9. ^ Zellmer, K.E .; Тейлор, Б. (2001). «Трехпластинчатая кинематическая модель вскрытия бассейна Лау». Геохим. Geophys. Геосист. 2 (5): 1020. Bibcode:2001GGG ..... 2.1020Z. Дои:10.1029 / 2000GC000106. 2000GC000106.
  10. ^ Barker, P.F .; Хилл, И. (1980). «Асимметричное распространение в задуговых бассейнах». Природа. 285 (5767): 652–654. Bibcode:1980Натура.285..652Б. Дои:10.1038 / 285652a0. S2CID  4233630.
  11. ^ Мартинес, Ф .; Фрайер, П .; Baker, N.A .; Ямазаки, Т. (1995). «Эволюция обратного рифтинга: Марианский прогиб, 20-24 с.ш.». J. Geophys. Res. 100 (B3): 3807–3827. Bibcode:1995JGR ... 100.3807M. Дои:10.1029 / 94JB02466.
  12. ^ а б Molnar, P .; Этуотер, Т. (1978). «Межпространственное распространение и тектоника Кордильеров как альтернативы, связанные с возрастом субдуцированной океанической литосферы». Планета Земля. Sci. Латыш. 41 (3): 330–340. Bibcode:1978E и PSL..41..330M. Дои:10.1016 / 0012-821X (78) 90187-5.
  13. ^ а б c Форсайт, Д; Уеда, S (1975). «Об относительной важности движущих сил движения плит». Международный геофизический журнал. 7 (4): 163–200. Дои:10.1111 / j.1365-246X.1975.tb00631.x.
  14. ^ а б c d е Сдролиас, М; Мюллер, Р.Д. (2006). «Контроль за образованиями задуговых бассейнов». Геохимия, геофизика, геосистемы. 7 (4): Q04016. Bibcode:2006GGG ..... 7,4016S. Дои:10.1029 / 2005GC001090.
  15. ^ а б c d е ж грамм час я j k л м п о п q р s т ты v ш Икс у z Кляйн, Г.Д. (1985). «Контроль глубины осадконакопления, тектонического поднятия и вулканизма на процессах седиментации в задуговых бассейнах западной части Тихого океана». Журнал геологии. 93 (1): 1–25. Bibcode:1985JG ..... 93 .... 1D. Дои:10.1086/628916.
  16. ^ Munteanu, I .; и другие. (2011). «Кинематика обратного дуговой инверсии Западного бассейна Черного моря». Тектоника. 30 (5): н / д. Дои:10.1029 / 2011tc002865.
  17. ^ Кариг, Дэниел Э. (1970). «Хребты и бассейны островодужной системы Тонга-Кермадек». Журнал геофизических исследований. 75 (2): 239–254. Bibcode:1970JGR .... 75..239K. Дои:10.1029 / JB075i002p00239.[требуется проверка ]

Рекомендации

внешняя ссылка