Arka Ryukyu
Łuk Ryukyu to łuk wyspowy , który rozciąga się od południa Kiusiu wzdłuż Wysp Ryukyu na północny wschód od Tajwanu i rozciąga się na około 1200 kilometrów (750 mil). Znajduje się wzdłuż odcinka granicy płyt zbieżnych , gdzie płyta morska filipińska subdukuje w kierunku północno-zachodnim pod płytę euroazjatycką wzdłuż rowu Ryukyu . Łuk ma ogólny trend z północnego wschodu na południowy zachód i znajduje się na północny zachód od Oceanu Spokojnego i na południowy wschód od Morza Wschodniochińskiego . Biegnie równolegle do Okinawy , aktywnego łuku wulkanicznego i rowu Ryukyu. Łuk Ryukyu, w oparciu o jego geomorfologię, można podzielić z północy na południe na Północne Ryukyu, Środkowe Ryukyu i Południowe Ryukyu; Cieśnina Tokara oddziela Północne Ryukyu i Środkowe Ryukyu na około 130˚E, podczas gdy Przełęcz Kerama oddziela Środkowe Ryukyu i Południowe Ryukyu na około 127˚E. Jednostki geologiczne łuku obejmują skały magmowe , osadowe i metamorficzne , od Wiek od paleozoiku do kenozoiku .
Geologiczne położenie
Szereg badań określiło geograficznie i morfologicznie zasięg Łuku Riukiu na trzy części: północne Ryukyu, które obejmuje wyspy Ōsumi ; Środkowe Ryukyu, które obejmuje Wyspy Amami i Wyspy Okinawa ; Południowe Ryukyu, które obejmuje wyspy Miyako i wyspy Yaeyama . Najbardziej wysunięte na północ i najbardziej wysunięte na południe części łuku Ryukyu kończą się odpowiednio na Kiusiu i na Tajwanie.
Cechy geologiczne i strukturalne południowego Riukiu są zupełnie inne niż w północnym i środkowym Riukiu; Południowe Ryukyu oraz północne i środkowe Ryukyu mogło rozwinąć się w odmiennych warunkach geologicznych przed środkowym miocenem . Kompleksy akrecyjne w północnym i środkowym Ryukyu są uważane za przedłużenie strefy zewnętrznej południowo-zachodniej Japonii, podczas gdy skały metamorficzne w południowym Ryukyu są związane ze strefą wewnętrzną południowo-zachodniej Japonii. Łuk może być połączony w obecną konfigurację w pliocenie - plejstocenie ze względu na różne tempo migracji na południowy wschód w miarę postępu tektoniki.
| Segment łuku | Położenie geograficzne |
|---|---|
| Północne Riukiu | Wyspy Osumi |
| Cieśnina Tokara | |
| Centralne Riukiu | Wyspy Amami, Wyspy Okinawa |
| Przerwa Keramy | |
| Południowe Riukiu | Wyspa Miyako, Wyspy Yaeyama |
Koryto Okinawy
Ryniena Okinawa jest basenem łuku tylnego Łuku Ryukyu i została utworzona przez litosferyczne rozszerzenie kontynentalnej płyty euroazjatyckiej. Rowy ekstensjonalne o szerokości około 10 km i długości około 50–100 km, z wyrównaniem en eszelon, można znaleźć w środkowej i południowej części Rynny Okinawskiej. Z całej niecki okinawskiej południowa część jest najbardziej rozwinięta i aktywna, ponieważ jej maksymalna głębokość, która jest większa niż w innych częściach, wynosi około 2200 m. Rynna Okinawa w dużym tempie gromadzi osady terygeniczne z szelfu kontynentalnego Azji i łuku Ryukyu.
Sejsmiczność
Łuk Ryukyu jest miejscem aktywnej aktywności sejsmicznej charakteryzującej się płytkimi trzęsieniami ziemi, biorąc pod uwagę ciągłą konwergencję między płytą morską filipińską a płytą euroazjatycką. Dane sejsmiczne dotyczące trzęsień ziemi zostały wykorzystane do wykrycia struktur sejsmicznych poniżej łuku Ryukyu. Strefy o niskiej prędkości sejsmicznej , które prawdopodobnie są związane z upwellingiem magmy, odkryto pod aktywnymi wulkanami i Rynną Okinawską.
_Earthquakes_in_the_Ryukyu_Arc.png)
Wulkany
Aktywny front wulkaniczny leży 100 km nad strefą Wadati-Benioff (płaska strefa sejsmiczności na styku płyt subdukcyjnych i nadrzędnych) w północnym Riukiu i stopniowo zanika w środkowym i południowym Ryukyu.
Jednostki geologiczne
Poniżej podsumowano główne, ale nie wszystkie, jednostki geologiczne łuku Riukiu.
Formacje Motobu i Yonamine
Formacje Motobu i Yonamine to permskie skały, które stanowią podstawę półwyspu Motobu na wyspie Okinawa , w centralnym Ryukyu. Formacja Motobu składa się głównie z wapieni przeplatanych chertem i fyllitem . Wapień zawiera skamieniałości otwornic z okresu permu. Formacja Yonamine, z warstwami międzywarstwowych fyllitów, łupków , piaskowców , wapieni, zieleńców i czertów, leży u podstaw formacji Motobu i zawiera permskie koralowce.
Formacja Tomuru
Formacja Tomuru występuje na wyspach Iriomote i Ishigaki na wyspach Yaeyama w południowym Ryukyu. Formacja ma wiek 220–190 mA (mln lat temu) (późny trias - wczesna jura ) i składa się ze skał ultramaficznych oraz skał metamorficznych o wysokim ciśnieniu i temperaturze (P/T) , tj . .
Formacja Fusaki
Formacja Fusaki, położona na wyspach Ishigaki i Taketomi na wyspach Yaeyama w południowym Ryukyu, składa się ze słabo zmetamorfizowanych skał olistromalnych : allochtoniczne bloki chertu, mułowca , piaskowca i wapienia są osadzone w błotnistej matrycy . Wiek metamorficzny tej formacji waha się od 145 do 130 mA (wczesna kreda ) i został określony na podstawie datowania mik fengitycznych K-Ar. Dane z Radiolarii pokazują, że formacja narosła w Toarcianie we wczesnej jurze. Formacja ta wchodzi w skład kompleksu akrecyjnego strefy subdukcji jury środkowej. Na wyspie Ishigaki formacja ta jest wepchnięta pod formację Tomuru wzdłuż ciągu Sokobaru i jest poprzecinana oligoceńskimi skałami granitowymi, zwanymi Omoto Pluton.
Formacja Nakijina
Formacja Nakijin to złoże o grubości 450–500 m składające się z wapienia, bazaltu i niewielkiej ilości mułowca wapiennego , tufu i mułowca wapiennego. Zapisy kopalne amonitów i halobiidów w tej formacji sugerują późny trias. Formację Nakijin można znaleźć w centralnym Ryukyu, tj. na wyspie Sesoko iw północno-zachodniej części półwyspu Motobu na wyspie Okinawa. Formacja ta pokrywa się z formacją Yonamine wzdłuż uskoku odwrotnego.
Grupa Shimanto
Grupa Shimanto to zbiór skał metamorficznych datowanych od wczesnej kredy do najwcześniejszego miocenu, które są związane z pasem Shimanto. Pas Shimanto to kompleks akrecyjny w zewnętrznej strefie południowo-zachodniej Japonii, który rozciąga się od Honsiu , Sikoku i Kiusiu do północnego i środkowego Ryukyu. Grupę tworzą skały osadowe i metaosadowe przeobrażone do facji zieleńcowych , w tym piaskowce typu fliszowego i łupki z zieleńcami maficznymi. Deformacje, takie jak pochylenia północno-zachodnie, izoklinalne, przewrócone fałdy a uskoki ciągu na granicy SE można znaleźć w grupie Shimanto w środkowym i północnym Ryukyu.
Na wyspie Okinawa, Central Ryukyu, Grupa Shimanto jest podzielona na Formację Nago i Formację Kayo. Formacja Nago składa się z łupków pelitycznych i mafijnych, fyllitów i łupków, z mniejszymi czertami i wapieniami i obejmuje większość północnej wyspy Okinawa. w formacji znaleziono tylko śladowe skamieniałości , uważa się, że jest ona w wieku od kredy do wczesnego eocenu na podstawie korelacji z innymi formacjami na wyspie. Formacja Kayo zawiera złoża turbidytu zawierające skamieniałości mułowca, piaskowca i nummulit , które wskazują na wiek środkowego eocenu. ] Leży u podstaw formacji Nago wzdłuż północno-zachodniego uskoku ciągu. Składanie wzdłużne i metamorfizm formacji sugerują pochodzenie z rowów.
Formacje Miyara i Nosoko
Eoceńskie formacje Miyara i Nosoko wyrastają z wysp Yaeyama w południowym Ryukyu. Formacja Miyara to ciągnąca się w kierunku południowo-południowo-zachodnim seria konglomeratów , piaskowców, łupków i wapieni osadzonych wzdłuż wybrzeża wyspy Ishigaki. W wapieniach zachowało się wiele różnych skamielin morskich, np. algi wapienne, otwornice, koralowce, szkarłupnie , mszywioły i ślimaki , aw konglomeracie znaleziono również mięczaki . Otwornice i algi wapienne w wapieniach wskazują na późny eocen.
Formacja Nosoko to 300-metrowa sekwencja tufów , piaskowców wulkanicznych i brekcji oraz law z groblami , progami i innymi małymi intruzjami . Formacja ta jest szeroko eksponowana na półwyspie Nosoko w północnej części wyspy Ishigaki. Leży również odpowiednio powyżej formacji Miyara. paleomagnetyczne formacji Nosoko wskazują na średnie odchylenie kierunku magnetycznego o około 30˚ zgodnie z ruchem wskazówek zegara od spodziewanego bieguna. Dane te, w połączeniu z danymi radiometrycznymi wieku sugerują, że południowe Ryukyu mogło obrócić się o około 25˚ w stosunku do kontynentu azjatyckiego w miocenie na 6–10 mA.
Grupa Yaeyama
Grupa Yaeyama to zbiór skał osadowych składających się głównie z piaskowca z warstwami konglomeratów, wapieni, mułowców i pokładów węgla oraz wyrastających z Wysp Yaeyama w południowym Ryukyu. Wiek grupy to wczesny miocen, jak sugerują paleontologiczne . Pokłady węgla, laminy poprzeczne i skamieliny śladowe ujawniają, że grupa prawdopodobnie pochodzi z osadów szelfu kontynentalnego. Grupa wykazuje mniej deformacji, takich jak przechylanie i składanie, niż eoceńskie formacje południowego Ryukyu, co sugeruje, że południowe Ryukyu było stabilne od wczesnego miocenu.
Grupa Shimajiri
Grupa Shimajiri składa się z górnego i dolnego członka. Człon górny (Shinzato) z późnego miocenu lub pliocenu składa się z tufu i łupków; dolny człon (Yonabaru) z epoki miocenu zawiera łupki przewarstwione mułowcem i piaskowcem. Grupa Shimajiri to pierwsza jednostka geologiczna, którą można znaleźć w północnym, środkowym i południowym Ryukyu. Północne, środkowe i południowe Ryukyu mogły mieć różne baseny i ustawienia tektoniczne przed późnym miocenem (wiek osadzania się grupy). Pomimo tego, że jest szeroko rozpowszechniony w całym Morzu Wschodniochińskim, Łuku Ryukyu i jego przedsionku , grupa nie występuje w południowej niecce Okinawy. Pęknięcie południowej niecki Okinawy poprzedziło osadzanie się grupy.
Grupa Ryukyu
Grupa Ryukyu to osady plejstoceńskie powstałe po rozwoju grupy Shimajiri, ale przed osadzeniem się osadów holoceńskich . Jest dystrybuowany w środkowym i południowym Ryukyu i charakteryzuje się wyraźną niezgodnością powyżej grupy Shimajiri. Grupa obejmuje głównie złoża piasku i żwiru Ryukyu Limestone i Terrace. Wapień Ryukyu ma na ogół grubość 40–60 m i charakteryzuje się uskokami podepozycyjnymi, w wyniku których powstały tarasy i związane z nimi osady (złoża tarasowe). Po osadzeniu się wapienia Ryukyu, dominujące uskoki z północnego zachodu na południowy wschód w poprzek Łuku Riukiu spowodowały epizod przypominający kopułę wypiętrzenie skał piwnicznych na Wyspach Riukiu, nazwane „Ruchem Uruma”.
Tektonika
Wzdłuż rowu Ryukyu filipińska płyta morska subdukuje w kierunku północno-zachodnim pod płytę euroazjatycką z szacowaną prędkością 5–7 cm / rok. Kąty subdukcji stają się coraz bardziej ukośne w stosunku do łuku w kierunku południowym. Dane z Globalnego Systemu Pozycjonowania pokazują, że południowe Kiusiu i łuk Ryukyu migrują na południowy wschód (w kierunku rowu Ryukyu) względem Eurazji, w porównaniu z migracją innych łuków Japonii na zachód-północny zachód.
Perm-paleogen
Permsko-jurajskie pryzmaty akrecyjne nagromadziły się wzdłuż wschodniej strony Pangei , gdzie starożytna płyta Pacyfiku została podbita pod starożytny azjatycki blok kontynentalny. Rozległe regiony łuku wyspy japońskiej, w tym łuk Ryukyu, rozwinęły się z narośli związanych z subdukcją w okresie jurajskim. Dowody kopalne i paleomagnetyczne z grupy Shimanto sugerują, że subdukcja młodej płyty oceanicznej nastąpiła w późnej kredzie (około 70 mln lat temu) do paleogenu. Subdukcja i akrecja mogły zostać zatrzymane w późnym eocenie przed osadzeniem się neogenu-czwartorzędu grupy Shimajiri.
Neogen-czwartorzęd
Depozycja osadów szelfu kontynentalnego (grupa Yaeyama) miała miejsce w południowym Ryukyu, które w tamtym czasie było stabilne i nie miało ruchu skorupy ziemskiej, we wczesnym miocenie. Po zaprzestaniu subdukcji około 10–6 mln lat temu, filipińska płyta morska wznowiła subdukcję od późnego miocenu (około 6 mln lat temu), co doprowadziło do rozprzestrzeniania się łuku wstecznego niecki Okinawy. Początkowe pęknięcie północnej rynny Okinawy mogło spowodować obrót w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara w północnym Ryukyu i południowym Kiusiu po 6 mln lat. Tymczasem dane paleomagnetyczne odnotowują obrót południowego Ryukyu zgodnie z ruchem wskazówek zegara po 10 mA. Odbicie sejsmiczne badania wskazują na początkowe pękanie południowej części niecki okinawskiej we wczesnym plejstocenie, które dało początek odrębnym procesom tektonicznym, tj. sedymentacji , wybrzuszeniu skorupy ziemskiej, erozji i osiadaniu . Pojawienie się łuku Ryukyu wraz z osiadaniem niecki okinawskiej mogło nastąpić w późnym plejstocenie (1,7–0,5 mln lat temu) po rozwoju grupy Shimajiri, a przed rozwojem grupy Ryukyu. Ryft łuku wstecznego i związana z nim sedymentacja w południowej niecce Okinawy trwają od 2 mln lat.