Задний дуговой бассейн - Back-arc basin
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.
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]
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]
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
- ^ Гесс, Генри H (1962). «История океанических бассейнов». Петрологические исследования: книга в честь А.Ф. Buddington: 599–620.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ 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.
- ^ Munteanu, I .; и другие. (2011). «Кинематика обратного дуговой инверсии Западного бассейна Черного моря». Тектоника. 30 (5): н / д. Дои:10.1029 / 2011tc002865.
- ^ 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
- Уеда С. (1984). «Зоны субдукции; их разнообразие, механизм и антропогенное воздействие». GeoJournal. 8 (1): 381–406. Дои:10.1007 / BF00185938. S2CID 128986436.
- Тейлор, Брайан. (1995). Задуговые бассейны: тектоника и магматизм. Нью-Йорк: Пленум Пресс. ISBN 9780306449376; OCLC 32464941
- 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.
- Мартинес, Ф .; Фрайер, П .; Беккер, Н. (2000). «Геофизические характеристики Южного Марианского прогиба, 11N-13N». J. Geophys. Res. 105: 16591–16607. Bibcode:2000JGR ... 10516591M. Дои:10.1029 / 2000JB900117.
- 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.
- Parson, L.M .; Pearce, J.A .; Murton, B.J .; Ходкинсон, Р.А. (1990). «Роль хребтов и распространение хребтов 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.
- Zellmer, K.E .; Тейлор, Б. (2001). «Трехпластинчатая кинематическая модель открытия бассейна Лау». Геохим. Geophys. Геосист. 2 (5): 1020. Bibcode:2001GGG ..... 2.1020Z. Дои:10.1029 / 2000GC000106.
- 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.
- Мартинес, Ф .; Фрайер, П .; Baker, N.A .; Ямазаки, Т. (1995). «Эволюция обратного рифтинга: Марианский прогиб, 20-24 с.ш.». J. Geophys. Res. 100: 3807–3827. Bibcode:1995JGR ... 100.3807M. Дои:10.1029 / 94JB02466.
- 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.
- Уоллес, Лаура М.; Эллис, Сьюзен; Манн, Пол (2009). «Коллизионная модель для быстрых вращений блока передней дуги, кривизны дуги и эпизодических трещин в задней части дуги в настройках субдукции». Геохимия, геофизика, геосистемы. 10 (5): н / д. Дои:10.1029 / 2008gc002220.
- Кариг, Даниэль Э (1970). «Хребты и бассейны островодужной системы Тонга-Кермадек». Журнал геофизических исследований. 75 (2): 239–254. Bibcode:1970JGR .... 75..239K. Дои:10.1029 / JB075i002p00239.
- Гесс, Генри Х. (1962). «История океанических бассейнов». Петрологические исследования: сборник в честь А.Ф. Буддингтон. 599-620
- Taylor, B .; Zellmer, K .; 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.
- Forsyth, D .; Уеда, С. (1975). "Об относительной важности движущих сил движения плит *". Международный геофизический журнал. 43: 163–200. Дои:10.1111 / j.1365-246x.1975.tb00631.x.
- Sdrolias, M .; Мюллер, Р.Д. (2006). «Контроль за образованиями задуговых бассейнов». Геохимия, геофизика, геосистемы. 7 (4): 1–40. Bibcode:2006GGG ..... 7,4016S. Дои:10.1029 / 2005GC001090.
- 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.
- 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.
внешняя ссылка
- Анимация субдукции, отката траншеи и расширения задугового бассейна в EGU GIFT2017: Создание Средиземного моря изнутри, YouTube.