Umywalka z łukiem tylnym

Przekrój przez płytką część strefy subdukcji pokazujący względne położenie aktywnego łuku magmowego i basenu łuku wstecznego, takiego jak południowa część łuku Izu – Bonin – Mariana .

Basen łukowy to rodzaj basenu geologicznego , który znajduje się na niektórych zbieżnych granicach płyt . Obecnie wszystkie baseny łuku wstecznego są obiektami podwodnymi związanymi z łukami wysp i strefami subdukcji , z których wiele znajduje się na zachodnim Pacyfiku . Większość z nich wynika z sił rozciągających , wywołanych procesem znanym jako wycofywanie się rowów oceanicznych , w którym strefa subdukcji przesuwa się w kierunku płyty subdukcyjnej. Baseny wstecznego łuku były początkowo nieoczekiwanym zjawiskiem w tektonice płyt , ponieważ oczekiwano, że zbieżne granice będą uniwersalnie strefami kompresji. Jednak w 1970 roku Dan Karig opublikował model basenów łuku wstecznego zgodny z tektoniką płyt.

Szkic przekroju poprzecznego przedstawiający rozwój basenu z łukiem tylnym przez podłużne rozcięcie łuku. Szczelina dojrzewa do punktu rozszerzania się dna morskiego, umożliwiając utworzenie nowego łuku magmowego po stronie basenu od strony wykopu (po prawej na tym zdjęciu) i pozostawienie pozostałości łuku po drugiej stronie basenu (po lewej na tym zdjęciu) obraz).

Charakterystyka strukturalna

Baseny z łukiem tylnym są zazwyczaj bardzo długie i stosunkowo wąskie, często mają tysiące kilometrów długości, a ich szerokość wynosi najwyżej kilkaset kilometrów. Aby utworzyć przedłużenie łuku wstecznego, wymagana jest strefa subdukcji, ale nie wszystkie strefy subdukcji mają funkcję przedłużenia łuku wstecznego. Baseny łuku wstecznego znajdują się na obszarach, gdzie subdukcyjna płyta skorupy oceanicznej jest bardzo stara. Ograniczona szerokość basenów łuku wstecznego wynika z tego, że aktywność magmowa jest zależna od wody i indukowanej konwekcji płaszcza, ograniczając ich powstawanie wzdłuż stref subdukcji. Tempo rozprzestrzeniania się waha się od zaledwie kilku centymetrów rocznie (jak w niecce mariańskiej ) do 15 cm rocznie w dorzeczu Lau . Rozprzestrzeniające się grzbiety w basenach powodują erupcję bazaltów , które są podobne do tych, które wybuchły z grzbietów śródoceanicznych ; główna różnica polega na tym, że bazalty basenów łuku wstecznego są często bardzo bogate w wodę magmową (zwykle 1-1,5% wag. H 2 O), podczas gdy magmy bazaltowe z grzbietu środkowego oceanu są bardzo suche (zwykle <0,3% wag. H 2 O). Wysoka zawartość wody w magmach bazaltowych basenu łuku wstecznego pochodzi z wody przenoszonej w dół strefy subdukcji i uwalnianej do leżącego powyżej klina płaszcza . Dodatkowym źródłem wody może być eklogityzacja amfiboli i mik w płycie subdukcyjnej. Podobnie jak grzbiety śródoceaniczne, baseny łuku tylnego mają kominy hydrotermalne i związane z nimi zbiorowiska chemosyntetyczne .

Rozprzestrzenianie się dna morskiego

Dalsze informacje: hipoteza Vine’a – Matthewsa – Morleya

Dowody rozprzestrzeniania się dna morskiego zaobserwowano w rdzeniach dna basenu. Grubość osadów zebranych w basenie zmniejszyła się w kierunku środka basenu, wskazując na młodszą powierzchnię. Pomysł, że grubość i wiek osadów na dnie morskim jest związany z wiekiem skorupy oceanicznej, został zaproponowany przez Harry'ego Hessa. Anomalie magnetyczne skorupy, która utworzyła się w basenach łuku wstecznego, odbiegały kształtem od skorupy utworzonej na grzbietach śródoceanicznych. Na wielu obszarach anomalie nie wydają się równoległe, podobnie jak profile anomalii magnetycznych w basenie pozbawionym symetrii lub centralnej anomalii, jak ma to miejsce w tradycyjnym basenie oceanicznym, co wskazuje na asymetryczne rozprzestrzenianie się dna morskiego.

To skłoniło niektórych do scharakteryzowania rozprzestrzeniania się w basenach łuku tylnego jako bardziej rozproszonego i mniej jednolitego niż na grzbietach środkowego oceanu. Pomysł, że rozprzestrzenianie się basenu po łuku wstecznym z natury różni się od rozprzestrzeniania się grzbietów śródoceanicznych, jest kontrowersyjny i był przedmiotem dyskusji przez lata. Innym argumentem jest to, że proces rozprzestrzeniania się dna morskiego jest taki sam w obu przypadkach, ale ruch centrów rozprzestrzeniania się dna morskiego w basenie powoduje asymetrię anomalii magnetycznych. Proces ten można zaobserwować w basenie łuku wstecznego Lau. Chociaż anomalie magnetyczne są bardziej skomplikowane do rozszyfrowania, skały pobrane z centrów rozprzestrzeniania się basenu łuku wstecznego nie różnią się zbytnio od tych z grzbietów śródoceanicznych. Natomiast skały wulkaniczne pobliskiego łuku wyspy znacznie różnią się od tych w basenie.

Wyspy Japonii zostały oddzielone od Azji kontynentalnej przez rozprzestrzenianie się łuku wstecznego.

Baseny z łukiem wstecznym różnią się od zwykłych grzbietów śródoceanicznych, ponieważ charakteryzują się asymetrycznym rozłożeniem dna morskiego, ale jest to dość zmienne nawet w obrębie pojedynczych basenów. Na przykład w centralnej niecce Mariana obecne tempo rozprzestrzeniania się jest 2-3 razy większe na zachodnim zboczu, podczas gdy na południowym krańcu niecki Mariany położenie centrum rozprzestrzeniania się przylegającego do frontu wulkanicznego sugeruje, że ogólna akrecja skorupy ziemskiej została tam prawie całkowicie asymetryczny. Sytuacja ta znajduje odzwierciedlenie na północy, gdzie również rozwija się duża asymetria rozprzestrzeniania się.

Inne baseny łuku wstecznego, takie jak basen Lau, przeszły duże skoki szczeliny i zdarzenia propagacji (nagłe zmiany we względnym ruchu szczeliny), które przeniosły centra rozprzestrzeniania się z dalszych pozycji łuku do pozycji bardziej zbliżonych do łuku. I odwrotnie, badanie ostatnich szybkości rozprzestrzeniania się wydaje się być względnie symetryczne z być może niewielkimi skokami szczeliny. Przyczyna asymetrycznego rozprzestrzeniania się w basenach z łukiem tylnym pozostaje słabo poznana. Ogólne idee odwołują się do asymetrii względem osi rozprzestrzeniania się w procesach generowania stopionego łuku i przepływu ciepła, gradientów hydratacji z odległością od płyty, klina płaszcza i ewolucji od szczeliny do rozprzestrzeniania się.

Formacja i tektonika

Uważa się, że rozszerzenie skorupy za łukami wulkanicznymi jest spowodowane procesami związanymi z subdukcją. Gdy płyta subdukcyjna schodzi do astenosfery , zrzuca wodę, powodując topnienie płaszcza, wulkanizm i tworzenie łuków wyspowych. Innym skutkiem tego jest utworzenie komórki konwekcyjnej. Wznosząca się magma i ciepło wraz z zewnętrznym napięciem w skorupie stykającej się z komórką konwekcyjną powodują tworzenie się obszaru stopionego, co powoduje pęknięcie . Ten proces przesuwa łuk wyspowy w kierunku strefy subdukcji, a resztę płyty oddala od strefy subdukcji. Ruch wsteczny strefy subdukcji w stosunku do ruchu płyty, która jest subdukowana, nazywany jest cofaniem się rowu (znanym również jako cofanie się zawiasu lub cofanie się zawiasu ). Gdy strefa subdukcji i związany z nią rów cofają się, nadrzędna płyta jest rozciągana, pocieniając skorupę i tworząc basen łuku wstecznego. W niektórych przypadkach wydłużenie jest wyzwalane przez wejście elementu wypornościowego w strefę subdukcji, co lokalnie spowalnia subdukcję i powoduje obracanie się płyty subdukcyjnej w jej sąsiedztwie. Ten obrót jest związany z wycofywaniem się rowu i nadrzędnym przedłużeniem płyty.

Stwierdzono, że wiek subdukcyjnej skorupy potrzebny do ustanowienia rozprzestrzeniania się łuku wstecznego wynosi 55 milionów lat lub więcej. Dlatego wydają się skoncentrowani na zachodnim Pacyfiku; gdzie znajduje się wiele centrów rozprzestrzeniania łuku wstecznego. Kąt nachylenia płyty subdukcyjnej może być również znaczący, ponieważ wykazano, że jest większy niż 30° w obszarach rozprzestrzeniania się łuku wstecznego; jest to najprawdopodobniej spowodowane tym, że wraz ze starzeniem się skorupy oceanicznej staje się ona gęstsza, co skutkuje bardziej stromym kątem opadania.

Przerzedzenie nadrzędnej płyty w wyniku pęknięcia łuku wstecznego może prowadzić do powstania nowej skorupy oceanicznej (tj. Rozprzestrzeniania się łuku wstecznego). Gdy litosfera się rozciąga, astenosfera poniżej wznosi się na płytkie głębokości i częściowo topi się w wyniku topnienia dekompresyjnego adiabatycznego . Gdy ten stop zbliża się do powierzchni, zaczyna się rozprzestrzenianie.

Osadzanie

Sedymentacja jest silnie asymetryczna, a większość osadów pochodzi z aktywnego łuku wulkanicznego, który cofa się stopniowo wraz z wycofywaniem się rowu. Z rdzeni zebranych podczas projektu Deep Sea Drilling Project (DSDP) znaleziono dziewięć typów osadów w basenach łuku wstecznego zachodniego Pacyfiku. Przepływy gruzu z masywnych konglomeratów o grubych i średnich pokładach stanowią 1,2% osadów zebranych przez DSDP. Średnia wielkość osadów w konglomeratach jest wielkości kamyków, ale może wahać się od granulek do otoczaków . Materiały pomocnicze obejmują fragmenty wapienia , chert , skamieniałości płytkiej wody i klasty piaskowca .

wentylatorów podwodnych z przekładek piaskowca turbidytowego i mułowca stanowiły 20% całkowitej grubości osadów odzyskanych przez DSDP. Wentylatory można podzielić na dwa podsystemy w oparciu o różnice w litologii , teksturze , strukturach osadowych i stylu ściółki . Systemy te to podsystem wentylatora wewnętrznego i środkowego oraz podsystem wentylatora zewnętrznego. System wewnętrznego i środkowego wachlarza zawiera międzywarstwowe piaskowce i mułowce o cienkich i średnich pokładach. Struktury występujące w tych piaskowcach obejmują klasty obciążeniowe , mikrouskoki , fałdy osuwiskowe, kręte uwarstwienia , struktury odwadniające, stopniowane pokłady i gradacyjne wierzchołki pokładów piaskowca. W podsystemie można znaleźć częściowe sekwencje Bouma . Podsystem wentylatora zewnętrznego generalnie składa się z drobniejszych osadów w porównaniu z systemem wentylatora wewnętrznego i środkowego. W systemie tym występują dobrze wysortowane wulkanoklastyczne piaskowce, mułowce i mułowce. Struktury osadowe występujące w tym systemie obejmują warstwy równoległe, mikro-krzyżowe i stopniowane złoże. W tym podsystemie można zidentyfikować częściowe sekwencje Bouma.

Iły pelagiczne zawierające mikronodule żelazowo-manganowe , kwarc , plagioklaz , ortoklaz , magnetyt , szkło wulkaniczne , montmorylonit , illit , smektyt , szczątki otwornic , okrzemki i drzazgi gąbczaste tworzyły najwyższą sekcję stratygraficzną w każdym znalezionym miejscu. Ten typ osadów stanowił 4,2% całkowitej miąższości osadów odzyskanych przez DSDP.

Osady biogenicznej krzemionki pelagicznej składają się z osadów promieniotwórczych, okrzemkowych, krzemionkowych i chertu. Stanowi 4,3% odzyskanej grubości osadu. Biogenne węglany pelagiczne to najczęściej spotykany typ osadów wydobywanych z basenów łuku wstecznego zachodniego Pacyfiku. Ten typ osadów stanowił 23,8% całkowitej miąższości osadów odzyskanych przez DSDP. Węglany pelagiczne składają się z mułu, kredy i wapienia. Nanoskamieniałości i otwornice stanowią większość osadu. Resedymentowane węglany stanowiły 9,5% całkowitej miąższości osadów odzyskanych przez DSDP. Ten typ osadów miał taki sam skład jak biogeniczny pelagiczny gazowany, ale został przerobiony z dobrze rozwiniętymi strukturami osadowymi. Piroklasty składające się z popiołu wulkanicznego , tufu i wielu innych składników, w tym nanoskamieniałości, pirytu , kwarcu, szczątków roślinnych i szkła, stanowiły 9,5% odzyskanych osadów. Te osady wulkaniczne pochodziły z regionalnego wulkanizmu kontrolowanego tektonicznie i pobliskich źródeł łukowych wysp.

Aktywne baseny z łukiem wstecznym na świecie

Lokalizacje

Aktywne baseny z łukiem wstecznym znajdują się w regionach Marianów , Kermadec-Tonga , Południowej Szkocji , Manus , Północnego Fidżi i Morza Tyrreńskiego , ale większość znajduje się na zachodnim Pacyfiku. Nie wszystkie strefy subdukcji mają baseny łuku tylnego, niektóre, takie jak środkowe Andy , są związane z kompresją łuku tylnego .

Istnieje wiele wymarłych lub skamieniałych basenów łuku wstecznego, takich jak basen Parece Vela-Shikoku, Morze Japońskie i basen Kurylski. Kompresyjne baseny łukowe znajdują się na przykład w Pirenejach i Alpach Szwajcarskich .

Historia myśli

Wraz z rozwojem teorii tektoniki płyt geolodzy uważali, że zbieżne brzegi płyt są strefami kompresji, dlatego nie oczekiwano stref silnego rozciągania się ponad strefami subdukcji (baseny łuku wstecznego). Hipoteza, że ​​​​niektóre zbieżne brzegi płyt aktywnie się rozprzestrzeniały, została opracowana przez Dana Kariga w 1970 r., Kiedy był doktorantem w Scripps Institution of Oceanography . Było to wynikiem kilku morskich wypraw geologicznych na zachodni Pacyfik.

Zobacz też

Notatki

Linki zewnętrzne

Pobrano z „ https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Back-arc_basin&oldid=1131250381 ”