В субдукции тектоника Филиппин является контроль геологии над архипелагом филиппинской . Филиппинское регион сейсмический активное и постепенно строится пластинами , сходящихся друг к другу в различных направлениях. [1] Регион ограничен зонами субдукции , где окружающие океанические плиты на востоке и западе скользят к центру Филиппинского архипелага. [2] [3] Субдукция приводит к образованию глубоких океанических желобов , таких как Филиппинский желоб и Манильский желоб., ограничивая восточную и западную стороны Филиппинского архипелага соответственно. [4] Филиппинский архипелаг также рассечен по длине левосторонним сдвиговым разломом, известным как Филиппинский разлом. [5] [1] Регион также известен как Филиппинский мобильный пояс из-за его сложной тектонической обстановки. [3]
Активная субдукция нарушает кору, что приводит к вулканической активности , землетрясениям и цунами , что делает Филиппины одним из наиболее подверженных опасностям регионов на Земле. [4] [6]
Филиппинская морская плита - это океаническая плита, окруженная зонами субдукции . Плита движется на северо-запад со скоростью 6-8 см / год по направлению к Евразийской плите. [7] [6] Ранкен и Кардуэлл (1984) показали, что скорость конвергенции увеличивается к югу вдоль траншеи. [8] [5] [4] Плита вращается относительно полюса, близкого к тройному стыку Филиппинского моря, Евразийской и Тихоокеанской плит на северной оконечности плиты Филиппинского моря. [7] [9] [8] Скорость вращения составляет около 0,5 ° / миллион лет (млн лет), что дает в общей сложности примерно 90 ° вращения с раннего третичного периода . [7] [9]Обычно предполагается, что движение плит сохранялось постоянным с 3–5 млн лет [7], но некоторые исследования утверждали, что направление распространения плит изменилось примерно через 1 млн лет. [10]
Филиппинский мобильный пояс (также называемый мобильным поясом Тайвань-Лусон-Миндоро [11] ) представляет собой сложную тектоническую зону, которая находится в зоне конвергенции Евразийской плиты, Филиппинской морской плиты и Индо-Австралийской плиты. [9] Он охватывает весь Филиппинский архипелаг и простирается на юг до Молуккского моря и восточной Индонезии. [9] [12] Пояс сейсмически активен, что связано с частыми землетрясениями и активным вулканизмом. [4] [12]
Филиппинский мобильный пояс ограничен зонами конвергенции разной полярности: субдукция с восточным падением в Манильском желобе , желобе Негрос, желобе Сулу и желобе Котабато на западе; западная субдукция в Филиппинском желобе и Восточном Лусонском желобе отмечает его восточную границу. [2] [12] [13] Пояс тектонически отделен от окружающих плит, он также считается «независимым блоком» или «микроплитой» на Филиппинах. [6] [14] Независимо от разобщенности с окружающими тектоническими единицами, Филиппинский мобильный пояс имеет близость как к Евразийской плите, так и к плите Филиппинского моря. [15] [2]Он содержит материалы вулканической дуги с Филиппинской морской плиты, а также материалы земной коры с Евразийской плиты. [9] Очень сложно определить четкую тектоническую границу, так как большая часть информации вдоль Филиппинского мобильного пояса уносится сдвиговым разломом (Филиппинский разлом), пересекающим подвижный пояс. [9]
Филиппинский мобильный пояс можно разделить на две активные зоны: «западную активную зону» и «восточную активную зону». Западная активная зона ограничена на западе зоной субдукции с восточным падением, такой как Манильский желоб, в то время как восточная активная зона ограничена на востоке зоной субдукции с западным падением, такой как Филиппинский желоб. [6] Поскольку Филиппинский мобильный пояс находится между биполярной субдукцией Евразийской плиты на западе и плитой Филиппинского моря на востоке, пояс испытывает сжатие с востока на запад, в результате чего возникают зоны складок и надвигов. [6]
Филиппинский разлом - левосторонний сдвиг, пересекающий Филиппинский архипелаг за зоной субдукции. Этот разлом простирается с северо-запада на юго-восток, который примерно параллелен Филиппинскому желобу и простирается от северного Лусона до Минданао. [4] [1] [6] Это важный компонент в системе Филиппинского желоба в управлении региональной геодинамикой и кинематикой. [6] Р. Холл (1987) предсказывает, что средняя скорость по сдвигу составляет 0,5 см / год [16], в то время как некоторые другие модели предсказывают скорость 2 - 3 см / год. [1] [6]Однако модели также согласуются с началом Филиппинского разлома между 2–4 млн лет назад и распространяются на юг до нынешнего южного окончания на северо-востоке Хальмахеры. [1] [6] [16]
Механизм разделения сдвига в системе филиппинского разлома-траншеи был впервые предложен Fitch в 1972 году. [17] [1] В его модели движение конвергенции плит разделено на два компонента: параллельное разлому и перпендикулярное погружению желоба. . Он предположил, что сдвиговый разлом ответственен за принятие напряжений, которые не могут быть приняты системами субдукции, окружающими Филиппинский мобильный пояс . [17] В случае системы Филиппинского желоба , как Плита Филиппинского моря.распространяется по направлению к желобу под углом, вектор смещения разбивается на две составляющие: боковое движение на север «западной активной зоны» Филиппинского мобильного пояса и субдукция на запад перпендикулярно плите Филиппинского моря. [1] Гипотеза механизма разделения сдвига была согласована Аурелио (2000) путем отслеживания движения земной коры с использованием данных Глобальной системы позиционирования (GPS) . [1]
Была выдвинута гипотеза, что желоб и разлом сформировались синхронно, [1] и желоб, и разлом могут распространяться на юг со среднего до позднего миоцена. [18] [12] [19]
Более разветвление наблюдается над северным и южным сегментами зоны разлома, что подразумевает, что регионы Лусон и Минданао - Молуккские острова связаны с более сложной тектонической обстановкой. [1]
Блок Палаван представляет собой асейсмический микроконтинент к западу от Филиппинского мобильного пояса . [12] Он возник на юго-восточной континентальной окраине Евразийской плиты . Континентальный блок Палавана отделился от Евразийской плиты в конце эоцена , [20] и начал встречный подвижного пояса филиппинского между олигоценом и поздним миоценом . [12]
Географически Миндоро , острова Палаван , северо-западный Панай , острова Ромблон также считаются микроконтинентальным блоком Палавана. [20]
Некоторые модели утверждали, что конвергенция двух микроконтинентов, как полагают, является началом развития субдукции с восточным падением в Манильском желобе и желобе Негрос в раннем миоцене и последующим образованием Филиппинской зоны разломов и Филиппинского желоба. [21] [12]
Зоны субдукции в филиппинском подвижном поясе можно разделить на две основные группы: субдукция с восточным падением до западной границы и субдукция с западным падением до восточной границы. [7] [22] [3]
Манильский желоб является результатом субдукции Евразийской плиты ( блок Сандаленд ) на восток под Филиппинский подвижный пояс. Субдукция вдоль желоба северного простирания началась в конце олигоцена - начале миоцена. [4] [23] [24] Он имеет среднюю скорость субдукции 1-2 см / год, замедляющуюся к северу. [23] Он имеет толстый профиль отложений наносов в хорошо развитом преддуговом бассейне , что способствовало образованию аккреционного клина вдоль траншеи во время сжатия. [24] [23] Аккреционный клин не удалось найти в траншеях на восточной стороне Филиппинского мобильного пояса (например, вдоль Филиппинского желоба). [25]
Несколько желобов с восточным падением можно найти к югу от Манильского желоба, таких как желоб Негрос и желоб Котабато, они образовались после Манильского желоба в период от среднего миоцена до позднего миоцена, последовательность зарождения - с севера на юг. [4]
Лусонская дуга - это вулканический пояс протяженностью 1200 км, простирающийся от Тайваня до южного Минданао . Это результат субдукции Евразийской плиты под Филиппинский мобильный пояс вдоль Манильского желоба с раннего миоцена. [22] Возраст молодых вулканов к югу от Тайваня. Субдукция началась на Тайване 16 миллионов лет назад, но на Минданао все еще существовали молодые вулканы, которые датируются четвертичным периодом. [4] [26]
Столкновение между блоком Палаван и центральной частью Филиппин началось в период от раннего до среднего миоцена. Всего существует три наблюдаемых зоны столкновения, возникшие в разное время, а именно: [24]
Принято считать, что остров Ромблон был линией столкновения. [24] Зона столкновения между микроконтинентальным блоком Палавана и филиппинским подвижным поясом показывает распространение во времени на юго-запад. Механизм перемещения зоны столкновения до сих пор не установлен. [3]
Филиппинский желоб образовался в результате субдукции на западе Плиты Филиппинского моря под Филиппинский подвижный пояс . Желоб, простирающийся на север, простирается от юго-востока Лусона (15–30 'с.ш.) до северо-востока Хальмахеры (2˚ с.ш.), его общая длина составляет 1800 км (1118 миль) [19] [16] и максимальная глубина 10 540 метров (6 549 миль). [27] Он связан с другой зоной субдукции с восточным падением к северу в Восточно-Лусонском прогибе со сдвиговым разломом восточно-западного простирания. Филиппины распространяются на север в сегменте желоба Восточного Лусона. [14] [24] [23]
Возраст Филиппинского желоба точно не определен, некоторые полагают, что желоб 5 млн лет или меньше [28] [1], а некоторые - 8-9 млн лет. [29] [22] Однако исследователи соглашаются, что Филиппинский желоб - самый молодой желоб в системе субдукции Филиппин. [19] [30] [6] [1] Плита Филиппинского моря движется по наклонному направлению к желобу, сила, возникающая из-за схождения плит, не может быть воспринята исключительно траншеей, поэтому активность траншеи сочетается с прорывом -скальзывание Филиппинского разлома. [1] Считается, что Филиппинский желоб и зона разлома сформировались и распространяются на юг синхронно, [16] [17][18] [1] [24], где они оба сформировались в течение раннего плиоцена. [3] Скорость субдукции увеличивается к югу, с максимальной конвергенцией около южной оконечности на северо-востоке Хальмахеры со скоростью 10 см / год. [7]
Его происхождение связано с столкновением между микроконтинентальным блоком Палаван и филиппинским мобильным поясом, которое активировало Манильский желоб и впоследствии инициировало Филиппинский желоб. [9] [22] [12] [19]
Древние дуговые и современные дуговые системы можно идентифицировать на Филиппинском архипелаге. Магматические события на архипелаге связаны с субдукцией плит, что отражено в геохимии горных пород. Состав горных пород по составу основной вулканической дуги, как правило, от известково-щелочного до толеитового магматического ряда. Также сообщалось о наличии адакита , который часто связан с частичным плавлением базальтового компонента в зоне субдукции. Датировка пород, образованных дугой, может ограничить время формирования желоба наряду с тектонической эволюцией в кайнозое. [32]
Геохимия недавнего образования дуги, начиная с олигоцена, аналогична. Вулканические породы также включают породы известково-щелочной серии с высоким содержанием калия , которые отражают своеобразие островной дуги. [4] Образование вулканической дуги также благоприятствует месторождениям полезных ископаемых. Медные , золотые и никелевые рудники находятся на Филиппинах. [33]
Предполагается, что офиолиты образовывались в результате субдукционных событий в океанических бассейнах. На Филиппинах часто встречается офиолит. [34] Изучение офиолита может помочь раскрыть тектоническую эволюцию Филиппин. [31] Большинство офиолитов на Филиппинах образовалось в меловом периоде, а меньшинство - в третичном. [31] Офиолит на Филиппинах географически разделен на четыре группы: (i) зона Палаван; (ii) Западная зона; (iii) Центральная зона; (iv) Восточная зона. [31] [4]Датирование офиолитовых поясов показывает прогрессивную тенденцию молодости с востока на запад, которая формировалась в нижнем меловом периоде в восточном поясе до эоцена в западном поясе. Это показывает последовательность формирования аккреционного клина с востока на запад. Самая молодая западная офиолитовая зона формируется на границе Сундаленда и Филиппинского мобильного пояса, тогда как более старые офиолиты образуются в прото-Филиппинской плите, которая является базальной породой в Филиппинском подвижном поясе. [31] [4]
Впадина на запад к востоку от Лусона прекратила деятельность в конце олигоцена . Во время раннего миоцена , то Манила желоб был инициирован, который , как полагают, вызвана вращением против часовой стрелки от Лусон , впоследствии привела к столкновению Палавана microcontinental блока и филиппинской подвижного пояса . [12] [23] Филиппинский мобильный пояс прирос к блоку Южно-Китайского моря, образуя Манильский желоб. Модель подтверждена структурными и геологическими данными. [12]
Во-первых, зона швов, которая наблюдается в виде метаморфических поясов, отмечает границу между блоком Палаван и филиппинским подвижным поясом . [12] Это указывает на северо-восточную границу блока Палаван в миоцене. Кроме того, на островах к северо-востоку от Палавана наблюдается образование офиолитов. Внедрение офиолитов - это процесс, когда офиолит смешивается с окраиной континента, что, как считается, связано с столкновениями. Кроме того, зафиксирован перерыв вулканизма в центральной части Филиппин [3], который, как также известно, был вызван столкновением к западу от филиппинского мобильного пояса. И на последок коралловый рифкровать была поднята во время предполагаемого эпизода столкновения, что подтверждает факт столкновения. [12]
Столкновение блока Палаван с Филиппинским мобильным поясом было связано с образованием Филиппинского желоба. Утверждается, что формирование Филиппинской впадины было вызвано стрессом, возникшим в результате столкновения на Палаване. [35] Добавляя напряжения сжатия к зарождающейся субдукции, она постепенно превратилась в зону субдукции. [35]
Известно, что Филиппинский желоб образован недавней субдукцией. Это выводится на основе неглубокой субдукционной плиты, отраженной мелкой сейсмичностью, и одновременного учета скорости ее субдукции. [19]
Другая гипотеза заключается в том , что филиппинские Trench возникла около Bicol (около 13N) и распространяется на юг до настоящего прекращения резко на северо - востоке Хальмахере (2н). [7] [16] Это подтверждается такими данными, как изменение возраста вулканов вдоль желоба, глубина субдукционного удара и геометрия желоба. [19] [22] [8]
Гипотеза подтверждается данными о возрасте дугового вулканизма вдоль Восточной магматической дуги. Самый старый вулкан находится в Биколе, его возраст составляет 6,5 млн лет. [22] Наблюдается прогрессивная тенденция молодости вулканов к югу вдоль желоба от Бикола, где самая молодая вулканическая деятельность, связанная с субдукцией, наблюдается прямо на северо-востоке Хальмахеры. [22] Тенденция молоди также наблюдается к северу от Бикола до северной оконечности желоба Восточного Лусона. Подтверждение гипотезы распространения Филиппинского желоба на север и юг от Бикола. [22]
Геометрия траншеи также подтверждает гипотезу распространения как на север, так и на юг. Lallemand et al. (1990) предположили, что желоб сначала образовался около 9˚ с.ш., а затем распространился на север и юг, что привело к относительно симметричной геометрии к северу и югу от 9˚ с.ш. [19] Самая глубокая часть траншеи может быть найдена около 9˚ с.ш., где средняя глубина траншеи составляет более 10 000 метров. Глубина траншеи постепенно уменьшается к северу и к югу, с глубиной около 8000 метров на южном терминале и около 6000 метров на северном терминале. [19]
Филиппинский архипелаг ограничен зонами субдукции, что делает регион вулканически активным. Самый активный вулкан на Филиппинах - вулкан Майон, расположенный на юго-востоке острова Лусон. [36] Это связано с погружением Плиты Филиппинского моря под Филиппинский мобильный пояс. [4]
Из-за сложной тектонической обстановки на Филиппинском подвижном поясе Филиппинский архипелаг является сейсмически активным. Разломы и зоны субдукции являются сейсмическими источниками. Среди зон субдукции на Филиппинах субдукция вдоль Филиппинского желоба вызывает наиболее активную и частую сейсмическую активность в регионе. Однако, поскольку Филиппинский желоб является молодой системой субдукции, большинство землетрясений происходят на мелководье (<30 км). [1]