Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску
Поперечный разрез мелководной части зоны субдукции, показывающий относительное положение активной магматической дуги и задугового бассейна, например южной части Идзу-Бонин-Марианской дуги .

Задуговые бассейны - это геологические бассейны , подводные объекты, связанные с островными дугами и зонами субдукции . Они встречаются на некоторых границах сходящихся плит , в настоящее время сконцентрированных в западной части Тихого океана . Большинство из них возникает в результате сил натяжения, вызванных откатом океанического желоба (океанический желоб перемещается в направлении морского дна) и обрушением края континента. Дуговая кора находится в состоянии растяжения или рифтинга в результате опускания погружающейся плиты. Изначально задуговые бассейны были неожиданным результатом для тектоники плит.теоретиков, которые ожидали, что сходящиеся границы будут зонами сжатия, а не значительным расширением. Однако теперь они признаны соответствующими этой модели в объяснении того, как недра Земли 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 [ править ]

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 распространения варьируется от очень медленного ( Марианская впадина ), несколько сантиметров в год, до очень быстрого ( бассейн Лау ), 15 см / год. Эти хребты извергают базальты , похожие на извержения срединно-океанических хребтов ; Основное отличие состоит в том, что базальты задуговых бассейнов часто очень богаты магматической водой (обычно 1-1,5 мас.% H 2O), тогда как базальтовые магмы срединно-океанических хребтов очень сухие (обычно <0,3 вес.% H 2 O). Высокое содержание воды в базальтовых магмах задуговых бассейнов обусловлено водой, уносимой вниз по зоне субдукции и попадающей в вышележащий клин мантии. Дополнительный источник воды может быть Эклогитизацией из амфиболов и слюд в погружающейся плите. Подобно срединно-океаническим хребтам, задуговые бассейны имеют гидротермальные источники и связанные с ними хемосинтетические сообщества.

Расширение морского дна в задуговых бассейнах [ править ]

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) земной 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-океанических хребтов, обсуждалась на протяжении многих лет. [3] Другой выдвинутый аргумент состоит в том, что процесс распространения 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 [ править ]

Задуговые бассейны отличаются от обычных срединно-океанических хребтов, потому что для них характерно асимметричное распространение морского дна , но оно весьма непостоянно даже в пределах отдельных бассейнов. Например, в центральной части Марианской впадины темпы распространения течений в 2–3 раза выше на западном фланге [5], тогда как на южной оконечности Марианской впадины положение центра спрединга, примыкающего к вулканическому фронту, предполагает, что в целом аккреция земной коры произошла. была почти на 100% асимметричной. [6] Эта ситуация отражается на севере, где также развита большая спрединговая асимметрия. [7]Другие задуговые бассейны, такие как бассейн Лау, претерпели большие рифтовые скачки и события распространения, которые переместили центры спрединга из дуговой области в более близкую к дуге [8], хотя недавние скорости спрединга кажутся относительно симметричными с, возможно, небольшими рифтовыми скачками. . [9] Причина асимметричного распространения в задуговых бассейнах остается малоизученной. Общие идеи касаются асимметрии относительно оси растекания в процессах образования дугового расплава и теплового потока, градиентов гидратации с расстоянием от плиты, эффекта клина мантии и эволюции от рифтинга к спредированию. [10] [11] [12]

Формация и тектоника [ править ]

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. Другой результат этого нагрева - образование конвективной 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. Этот поворот связан 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 субдуцирующая плита океанической коры очень старая. [14] Возраст, необходимый для установления обратного спрединга, - это океаническая литосфера, возраст которой составляет 55 миллионов лет или старше. [12] [14] Это включает в себя такие области, как западная часть Тихого океана, где расположены многочисленные центры распространения задней дуги. [14] Угол падения погружающейся плиты превышает 30 ° в областях распространения задней 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 преобладающей плиты на задней дуге (т. Е. Рифтинг задней дуги) может привести к образованию новой океанической коры (т. Е. К расширению задней дуги). По мере растяжения литосферы нижняя астеносферная мантия поднимается на небольшие глубины и частично тает из-за адиабатического декомпрессионного плавления. По мере приближения этого расплава начинается растекание поверхности.

Седиментация [ править ]

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 мощными и средними слоями составляют 1,2% отложений, собранных DSDP. [15] Средний размер осадков 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]

Подводные веерные системы из переслаивающихся турбидитовых песчаников и аргиллитов составили 20% от общей мощности отложений, извлеченных с помощью 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 средняя система выступов содержат прослои тонких и среднеслоистых песчаников и аргиллитов. [15] Структуры, которые обнаружены в этих песчаниках, включают обломки нагрузки, микродефекты, складки оползней, извилистые пластинки, осушающие структуры, ступенчатую напластование 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 обнаружены 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, составляли самый верхний стратиграфический разрез на каждом участке, где они были обнаружены. Этот тип отложений составлял 4,2 процента от общей толщины отложений, извлеченных с помощью 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 являются наиболее распространенным типом отложений, извлекаемых из задуговых бассейнов западной части Тихого океана. [15] Этот тип отложений составил 23,8% от общей толщины отложений, извлеченных DSDP. [15] Пелагические карбонаты состоят из ила, мела и известняка. [15] Нанофоссилии и фораминиферы составляют большую часть отложений. [15] Повторно осажденные карбонаты составили 9,5% от общей толщины отложений, извлеченных 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, растительные остатки и стекло, составила 9,5% извлеченных отложений. [15] Эти вулканические отложения были источником регионального тектонического контролируемого вулканизма и близлежащих источников островной дуги. [15]

Активные тыловые бассейны мира

Местоположение [ править ]

Активные задуговые бассейны находятся в регионах Марианских островов, Тонга-Кермадек, Южная Скотия, Манус, Северные Фиджи и Тирренского моря , но большинство из них находится в западной части Тихого океана. Не во всех зонах субдукции есть бассейны задней дуги, некоторые, например, центральные Анды, связаны со сжатием задней дуги . Кроме того, существует ряд вымерших или ископаемых задуговых бассейнов, таких как бассейн Парес Вела-Сикоку, Японское море и Курильский бассейн. Компрессионные задуговые бассейны встречаются, например, в Пиренеях и Швейцарских Альпах . [16]

Черное море формируется из двух отдельных задуговых бассейнов.

История мысли [ править ]

С развитием теории тектонических плит геологи посчитали, что конвергентные края плит являются зонами сжатия, поэтому зоны сильного растяжения над зонами субдукции (задуговые бассейны) не ожидались. Гипотеза об активном расширении границ сходящихся плит была развита Дэном Каригом (1970), когда он был аспирантом Океанографического института Скриппса . [17] Это было результатом нескольких морских геологических экспедиций в западную часть Тихого океана.

См. Также [ править ]

  • Обратно-дуговая область
  • Преддуговый бассейн
  • Внутридуговый бассейн

Примечания [ править ]

  1. ^ Гесс, Генри H (1962). «История океанических бассейнов». Петрологические исследования: книга в честь А.Ф. Буддингтон : 599–620.
  2. ^ a b Кариг, Дэниел (1970). «Хребты и бассейны островодужной системы Тонга-Кермадек». Журнал геофизических исследований . 75 (2): 239–254. Bibcode : 1970JGR .... 75..239K . DOI : 10.1029 / JB075i002p00239 .
  3. ^ а б в г Тейлор, Б; Зеллмер, К; Мартинес, Ф; Гудлифф, А (1996). «Распространение морского дна в задуговом бассейне Лау». Письма о Земле и планетологии . 144 (1–2): 35–40. Bibcode : 1996E и PSL.144 ... 35T . DOI : 10.1016 / 0012-821x (96) 00148-3 .
  4. ^ a b Гилл, JB (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 . DOI : 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 . DOI : 10.1029 / 2003GC000537 .
  6. ^ Мартинес, Ф .; Фрайер, П .; Беккер, Н. (2000). «Геофизические характеристики Южного Марианского прогиба, 11N-13N» . J. Geophys. Res. 105 (B7): 16591–16607. Bibcode : 2000JGR ... 10516591M . DOI : 10.1029 / 2000JB900117 .
  7. ^ Ямазаки, Т .; Seama, N .; Окино, К .; Kitada, K .; Джошима, М .; Oda, H .; Нака, Дж. (2003). «Процесс распространения северной части Марианской впадины: переход рифто-спрединг на 22 с.ш.» . Геохим. Geophys. Геосист . 4 (9): 1075. Bibcode : 2003GGG ..... 4 .... 1Y . DOI : 10.1029 / 2002GC000492 .
  8. ^ Парсон, LM; Пирс, JA; Murton, BJ; Ходкинсон, РА; Научная партия RRS Чарльза Дарвина (1990). «Роль хребтов и распространение хребтов в тектонической эволюции задугового бассейна Лау, юго-западная часть Тихого океана» . Геология . 18 (5): 470–473. Bibcode : 1990Geo .... 18..470P . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1990) 018 <0470: RORJAR> 2.3.CO; 2 .
  9. ^ Zellmer, KE; Тейлор, Б. (2001). «Трехпластинчатая кинематическая модель открытия бассейна Лау» . Геохим. Geophys. Геосист . 2 (5): 1020. Bibcode : 2001GGG ..... 2.1020Z . DOI : 10.1029 / 2000GC000106 . 2000GC000106.
  10. ^ Баркер, П. Ф.; Хилл, И.А. (1980). «Асимметричное распространение в задуговых бассейнах». Природа . 285 (5767): 652–654. Bibcode : 1980Natur.285..652B . DOI : 10.1038 / 285652a0 . S2CID 4233630 . 
  11. ^ Мартинес, Ф .; Фрайер, П .; Baker, NA; Ямазаки, Т. (1995). «Эволюция обратного рифтинга: Марианский прогиб, 20-24 с.ш.» . J. Geophys. Res . 100 (B3): 3807–3827. Bibcode : 1995JGR ... 100.3807M . DOI : 10.1029 / 94JB02466 .
  12. ^ a b Molnar, P .; Этуотер, Т. (1978). «Межпространственное распространение и тектоника Кордильеров как альтернативы, связанные с возрастом субдуцированной океанической литосферы». Планета Земля. Sci. Lett . 41 (3): 330–340. Bibcode : 1978E & PSL..41..330M . DOI : 10.1016 / 0012-821X (78) 90187-5 .
  13. ^ a b c Форсайт, D; Уеда, S (1975). «Об относительной важности движущих сил движения плит» . Международный геофизический журнал . 7 (4): 163–200. Bibcode : 1975GeoJ ... 43..163F . DOI : 10.1111 / j.1365-246X.1975.tb00631.x .
  14. ^ a b c d e Sdrolias, M; Мюллер, RD (2006). «Контроль за образованиями задуговых бассейнов». Геохимия, геофизика, геосистемы . 7 (4): Q04016. Bibcode : 2006GGG ..... 7.4016S . DOI : 10.1029 / 2005GC001090 .
  15. ^ a b c d e f g h i j k l m n o p q r s t u v w x y z Klein, GD (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 . DOI : 10.1086 / 628916 . S2CID 129527339 . 
  16. ^ Munteanu, I .; и другие. (2011). «Кинематика обратного дуговой инверсии Западного бассейна Черного моря» . Тектоника . 30 (5): н / д. Bibcode : 2011Tecto..30.5004M . DOI : 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 . DOI : 10.1029 / JB075i002p00239 .[ требуется проверка ]

Ссылки [ править ]

  • Уеда С. (1984). «Зоны субдукции; их разнообразие, механизм и антропогенное воздействие». GeoJournal . 8 (1): 381–406. DOI : 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 . DOI : 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 . DOI : 10.1029 / 2000JB900117 .
  • Yamazaki, T .; Seama, N .; Окино, К .; Kitada, K .; Джошима, М .; Oda, H .; Нака, Дж. (2003). «Процесс распространения северной части Марианской впадины: переход рифто-спрединг на 22 с.ш.» . Геохим. Geophys. Геосист . 4 (9): 1075. Bibcode : 2003GGG ..... 4 .... 1Y . DOI : 10.1029 / 2002GC000492 .
  • Парсон, Л. М.; Пирс, JA; Murton, BJ; 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 : 1990Geo .... 18..470P . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1990) 018 <0470: RORJAR> 2.3.CO; 2 .
  • Zellmer, KE; Тейлор, Б. (2001). «Трехпластинчатая кинематическая модель открытия бассейна Лау» . Геохим. Geophys. Геосист . 2 (5): 1020. Bibcode : 2001GGG ..... 2.1020Z . DOI : 10.1029 / 2000GC000106 .
  • Баркер, П.Ф .; Хилл, И.А. (1980). «Асимметричное распространение в задуговых бассейнах». Природа . 285 (5767): 652–654. Bibcode : 1980Natur.285..652B . DOI : 10.1038 / 285652a0 . S2CID  4233630 .
  • Мартинес, Ф .; Фрайер, П .; Baker, NA; Ямазаки, Т. (1995). «Эволюция обратного рифтинга: Марианский прогиб, 20-24 с.ш.». J. Geophys. Res . 100 : 3807–3827. Bibcode : 1995JGR ... 100.3807M . DOI : 10.1029 / 94JB02466 .
  • Molnar, P .; Этуотер, Т. (1978). «Межпространственное распространение и тектоника Кордильеров как альтернативы, связанные с возрастом субдуцированной океанической литосферы». Планета Земля. Sci. Lett . 41 (3): 330–340. Bibcode : 1978E & PSL..41..330M . DOI : 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. Bibcode : 2009GGG .... 10.5001W . DOI : 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 . DOI : 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 о Земле и планетологии . 144 (1–2): 35–40. Bibcode : 1996E и PSL.144 ... 35T . DOI : 10.1016 / 0012-821x (96) 00148-3 .
  • Forsyth, D .; Уеда, С. (1975). «Об относительной важности движущих сил движения плит *» . Международный геофизический журнал . 43 (1): 163–200. Bibcode : 1975GeoJ ... 43..163F . DOI : 10.1111 / j.1365-246x.1975.tb00631.x .
  • Sdrolias, M .; Мюллер, RD (2006). «Контроль за образованиями задуговых бассейнов». Геохимия, геофизика, геосистемы . 7 (4): 1–40. Bibcode : 2006GGG ..... 7.4016S . DOI : 10.1029 / 2005GC001090 .
  • Гилл, 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 . DOI : 10.1130 / 0016-7606 (1976) 87 <1384: caaolb> 2.0.co; 2 .
  • Кляйн, GD (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 . DOI : 10.1086 / 628916 . S2CID  129527339 .

Внешние ссылки [ править ]

  • Анимация субдукции, отката траншеи и расширения бассейна задней дуги в EGU GIFT2017: Формирование Средиземного моря изнутри, YouTube.