Идзу-Бонин-Марианская дуга

  Дуговая система IBM в западной части Тихого океана. Линии со стрелками показывают примерное расположение профилей E–W поперек дуги.

Дуговая система Идзу -Бонин-Мариана (IBM) представляет собой тектонических плит границу схождения в Микронезии . Дуговая система IBM простирается более чем на 2800 км к югу от Токио, Япония, за пределы Гуама и включает острова Идзу , Бонин и Марианские острова ; большая часть дуговой системы IBM погружена ниже уровня моря. Дуговая система IBM расположена вдоль восточной окраины Филиппинской морской плиты в западной части Тихого океана. Это место самой глубокой трещины в твердой поверхности Земли — Бездны Челленджера в Марианской впадине .

Дуговая система IBM образовалась в результате субдукции западной части Тихоокеанской плиты . Дуговая система IBM в настоящее время субдуцирует от средней юры до раннего мела литосферу , с более молодой литосферой на севере и более старой литосферой на юге, включая самую старую (возрастом около 170 миллионов лет или млн лет) океаническую кору . Скорость субдукции варьируется от ~ 2 см (1 дюйм) в год на юге до 6 см (~ 2,5 дюйма) на севере.

Считается, что вулканические острова, составляющие эти островные дуги, образовались в результате выброса летучих веществ (пара из захваченной воды и других газов), высвободившихся из погружающейся плиты, когда она достигла достаточной глубины, чтобы температура вызвала выброс этих материалов. . Сопутствующие желоба образуются по мере того, как самая старая (самая западная) часть коры Тихоокеанской плиты увеличивается в плотности с возрастом и в результате этого процесса, наконец, достигает своей самой низкой точки, когда она погружается под кору к западу от нее.

Дуговая система IBM является отличным примером внутриокеанической конвергентной границы (IOCM). МОКМ построены на океанической коре и принципиально контрастируют с островными дугами, построенными на континентальной коре, такими как Япония или Анды . Поскольку кора IOCM тоньше, плотнее и более тугоплавкая, чем под окраинами Андского типа, изучение расплавов и флюидов IOCM позволяет более уверенно оценить потоки и процессы между мантией и корой, чем это возможно для конвергентных окраин Андского типа. Поскольку МОКМ находятся далеко от континентов, на них не влияет большой объем аллювиальных и ледниковых отложений. В результате тонкий осадочный покров значительно облегчает изучение дуговой инфраструктуры и определение массы и состава субдуцированных отложений. Активные гидротермальные системы, обнаруженные на подводных частях МОКМ, дают нам возможность изучить, сколько важных рудных месторождений Земли образовалось.

Границы системы IBM Arc

Кора и литосфера, образовавшиеся в результате действия дуговой системы IBM за период ее существования около 50 млн лет назад, сегодня встречаются на западе вплоть до хребта Кюсю-Палау (к востоку от бассейна Западно-Филиппинского моря ), на расстоянии до 1000 км от нынешнего желоба IBM. Дуговая система IBM является поверхностным выражением действия зоны субдукции и определяет ее вертикальную протяженность. Северная граница дуговой системы IBM проходит по Нанкайскому прогибу на северо-восток и на южный Хонсю, соединяясь со сложной системой надвигов, которые продолжаются в восточном направлении к Японскому желобу . Пересечение траншей IBM, Японии и Сагами на тройном стыке Босо, одном из двух тройных соединений траншея-траншея-траншея на Земле. Дуговая система IBM ограничена на востоке очень глубоким желобом, глубина которого варьируется от почти 11 км в Бездне Челленджера до менее 3 км там, где плато Огасавара входит в желоб. Южная граница проходит там, где желоб IBM встречается с хребтом Кюсю-Палау возле Белау . Определенная таким образом, дуговая система IBM охватывает более 25° широты, от 11° с.ш. до 35°20' с.ш.

Движение плит

Разрез мелководной части зоны субдукции, показывающий взаимное расположение активной магматической дуги и задугового бассейна, например, южной части Идзу-Бонин-Марианской дуги.

Дуговая система IBM является частью Филиппинской морской плиты , по крайней мере, в первом приближении. Хотя дуга IBM деформируется внутри (а на юге небольшая плита, известная как Марианская плита, отделена от плиты Филиппинского моря расширяющимся хребтом в Марианском впадине ), все же полезно обсудить примерные скорости и направления движения Филиппинской плиты. Морская плита и ее литосферные соседи, потому что они в первую очередь определяют, насколько быстро и по каким направлениям материал подается на Фабрику субдукции. Плита Филиппинского моря (PH) имеет четыре соседние плиты: Тихоокеанскую (PA), Евразийскую (ЕС), Северо-Американскую (NA) и Каролинскую (CR). Между PH и CR имеется незначительное относительное движение; более того, CR не питает IBM Subduction Factory, поэтому далее не обсуждается. Северо -Американская плита включает северную Японию, но относительное движение между ней и Евразией достаточно мало, поэтому относительное движение между PH и ЕС объясняет интересующее движение. Полюс Эйлера для PH-PA, как следует из модели NUVEL-1A для современных движений плит ( DeMets et al. 1994 ), лежит около 8° с.ш. и 137,3° в.д., недалеко от южного конца плиты Филиппинского моря. PA вращается вокруг этого полюса против часовой стрелки на ~1°/млн лет относительно PH. Это означает, что относительно самого южного IBM PA движется на северо-запад и погружается со скоростью около 20–30 мм/год, тогда как относительно самого северного IBM PA движется на северо-запад и в два раза быстрее. На южной оконечности IBM почти нет сближения между плитой Каролины и плитой Филиппинского моря. Дуга IBM не испытывает желобового «отката», то есть миграции океанического желоба к океану. Траншея движется в сторону Евразии, хотя в дуговой системе IBM сохраняется режим сильного расширения из-за быстрой конвергенции PH-EU. Почти вертикальная ориентация погруженной плиты под южную часть IBM создает сильную силу «морского якоря», которая сильно сопротивляется ее боковому движению. Считается, что распространение задугового бассейна происходит из-за комбинированного воздействия силы морского якоря и быстрой конвергенции PH-EU ( Шольц и Кампос 1995 ). Наклон схождения между PA и дуговой системой IBM заметно меняется вдоль дуговой системы IBM. Конвергенция плит, выведенная на основе векторов сдвига землетрясений, является почти сдвиговой на самых северных Марианских островах, прилегающих к северной оконечности Марианского прогиба и к югу от нее, где дуга была «выгнута» раскрытием задугового бассейна, что привело к траншея, простирающаяся примерно параллельно векторам конвергенции. Конвергенция сильно наклонена для большей части системы Марианской дуги, но более близка к ортогональной для самых южных Марианских островов и большинства сегментов Идзу-Бонин. МакКаффри (1996) отметил, что скорость параллельного скольжения в преддуге достигает максимума 30 мм/год на севере Марианских островов. По словам Маккаффри, это достаточно быстро, чтобы вызвать геологически значимые эффекты, такие как снятие кровли с высоко метаморфических пород, и дает одно из объяснений того, почему преддуга на юге IBM тектонически более активна, чем на севере IBM.

Геологическая история системы IBM Arc

Упрощенная тектоническая история дуговой системы IBM, рассматриваемая по профилям EW. Красный соответствует областям магматической активности, синий — магматически потухшим.

Эволюция дуговой системы IBM является одной из самых известных среди всех конвергентных технологий. Поскольку IBM всегда представляла собой дуговую систему с сильным расширением, ее компоненты охватывают широкую территорию, от хребта Палау-Кюсю до траншеи IBM (см. первый рисунок справа). В целом самые древние компоненты находятся дальше всего на запад, но полная запись эволюции сохранилась в преддуге. Зона субдукции IBM возникла как часть затопления старой плотной литосферы в западной части Тихого океана в масштабах полушария ( Stern & Bloomer 1992 ). Начало истинной субдукции локализовало магматическую дугу близко к ее нынешнему положению, примерно в 200 км от желоба, и позволило субпредуговой мантии стабилизироваться и остыть. Дуга стабилизировалась примерно до 30 млн лет назад, когда она начала раскалываться, образуя бассейн Паресе-Вела . Спрединг также начался в самой северной части дуги IBM около 25 млн лет назад и распространился на юг, образовав бассейн Сикоку. Системы распространения бассейнов Паресе-Вела и Сикоку встретились около 20 млн лет назад, а объединенный бассейн Паресе-Вела-Сикиоку продолжал расширяться примерно до 15 млн лет назад, в конечном итоге образовав крупнейшую на Земле задуговой бассейн . Дуга была разрушена во время рифтогенизации, но начала снова формироваться как отдельная магматическая система, как только началось распространение морского дна. Дуговой вулканизм, особенно эксплозивный вулканизм, пошел на убыль на протяжении большей части этого эпизода, а его возрождение началось примерно через 20 млн лет назад на юге и около 17 млн ​​лет назад на севере. Тефра из северного и южного IBM показывает, что сильные различия в составе современной дуги существовали на протяжении большей части истории дуги: северный IBM был более истощен, а южный IBM был относительно обогащен. Около 15 млн лет назад самый северный IBM начал сталкиваться с Хонсю, вероятно, в результате новой субдукции вдоль Нанкайского прогиба. Новый эпизод рифтогенеза с образованием задугового бассейна Марианского желоба начался где-то после 10 млн лет назад, а спрединг морского дна начался примерно через 3–4 млн лет назад. Поскольку разрушение дуги является первым этапом формирования любого задугового бассейна, возраст нынешних вулканов Марианской дуги не может превышать 3–4 млн лет, а возраст вулканов Идзу-Бонин может достигать ~ 25 млн лет. Междуговые рифты Идзу начали формироваться около 2 млн лет назад.

Компоненты системы IBM Arc

Упрощенный батиметрический и топографический профиль вдоль магматической дуги IBM

Упрощенные батиметрические профили дуговой системы IBM, приблизительное местоположение показано на первом рисунке. Т указывает положение траншеи.

Три сегмента IBM (рисунок справа) не соответствуют вариантам входной пластины. Границы определяются тектонической линией Софуган (~29°30' с.ш.), разделяющей сегменты Идзу и Бонин, и северной оконечностью задугового бассейна Марианского желоба (~23° с.ш.), определяющего границу между Бонинским хребтом. и Марианский сегменты. Передняя дуга, активная дуга и задняя дуга выражены по-разному по обе стороны от этих границ (см. рисунок ниже). Преддуга - это часть дуговой системы между желобом и магматическим фронтом дуги, включающая поднятые участки преддуги, расположенные вблизи магматического фронта, иногда называемые «фронтальной дугой». Преддуга IBM от Гуама до Японии имеет ширину около 200 км. Поднятые части преддуги, состоящие из эоценового магматического фундамента, увенчанного рифовыми террасами эоценового и более молодого возраста, образуют цепь островов от севера Гуама до Фердинанд-де-Мединилья на Марианских островах. Точно так же острова Бонин или Огасавара в основном состоят из эоценовых магматических пород. Нет аккреционная призма, связанная с преддугой или траншеей IBM.

Магматическая ось дуги четко выражена от Хонсю до Гуама. Эта «магматическая дуга» часто является подводной: вулканы построены на подводной платформе, расположенной на глубине от 1 до 4 км. В сегменте Идзу распространены вулканические острова, в том числе О-сима , Хатидзёдзима и Миякедзима . Южный сегмент Идзу также содержит несколько подводных кислых кальдер. Сегмент дуги Идзу также отмечен междуговыми разломами. Сегмент Бонин к югу от тектонической линии Софуган содержит в основном подводные вулканы, а также некоторые вулканы, возвышающиеся немного над уровнем моря, такие как Нисино-сима . Сегмент Бонин характеризуется глубоким бассейном, прогибом Огасавара, между магматической дугой и преддуговым поднятием островов Бонин. Самые высокие возвышенности дуги IBM (не считая полуострова Идзу , где IBM выходит на берег в Японии) находятся в южной части сегмента Бонин, где потухшие вулканические острова Минами Иводзима и Кита Иводзима поднимаются почти на 1000 м. над уровнем моря. Батиметрический максимум, связанный с магматической дугой сегментов Идзу и Бонин, в японских публикациях часто называют хребтом Сичито, а Бонины часто называют островами Огасавара. Вулканы, извергающие лавы необычного состава – шошонитовая провинция – встречаются на переходе между сегментами Бонинской и Марианской дуг, в том числе Иводзима . Магматическая дуга на Марианских островах является подводной к северу от Уракаса , южнее которого Марианская дуга включает вулканические острова (с севера на юг): Асунсьон , Мауг , Агриган , Паган , Аламаган , Гугуан , Сариган и Анатахан . Марианские вулканы снова становятся подводными к югу от Анатахана.

Задуговые области трех сегментов весьма различны. Сегмент Идзу отмечен несколькими вулканическими поперечными цепями, простирающимися на юго-запад от магматического фронта. В испытываемом магматическим голоданием сегменте Бонинской дуги нет задугового бассейна, междугового рифта или задуговых поперечных цепей. Марианский сегмент характеризуется активно расширяющимся задуговым бассейном, известным как Марианский прогиб. Марианский прогиб демонстрирует заметные изменения по простиранию: морское дно простирается к югу от 19 ° 15 'и рифтообразует дальше на север.

Дуговая система IBM к юго-западу от Гуама заметно отличается от региона на севере. Преддуговая область очень узкая, а пересечение оси спрединга задугового бассейна с дуговыми магматическими системами сложное.

Поведение и состав Западно-Тихоокеанской плиты

Все на Тихоокеанской плите, которое входит в траншею IBM, погружается. В следующем разделе обсуждаются некоторые изменения литосферы непосредственно перед ее погружением, а также возраст и состав океанической коры и отложений на Тихоокеанской плите, прилегающей к желобу. Помимо субдуцированных отложений и коры Тихоокеанской плиты, существует также очень значительный объем материала из доминирующей преддуги IBM, который теряется в зоне субдукции в результате тектонической эрозии ( Von Huene, Ranero & Vannucchi 2004 ).

IBM Trench и внешняя траншея расширяются

Геологические связи вокруг Марианской впадины. Верхняя левая карта показывает региональные настройки. Пунктирная рамка на карте региона (вверху слева) показывает область детализации, показанную на карте вверху справа. На верхней правой карте показаны объекты на расстоянии до 100 км по обе стороны от центральной Марианской впадины. Пунктирной линией показано расположение многоканальной линии сейсмического отражения 53-53, которая интерпретируется в нижнем разрезе. Неисправности, связанные с изгибом, обведены черным контуром. Нижний рисунок представляет собой поперечное сечение мелководной Марианской зоны субдукции вдоль линии MCS 53–54 с численными аннотациями ( Oakley, Taylor & Moore 2008 ).

Океанический желоб и связанный с ним внешний желоб IBM отмечают точку, где Тихоокеанская плита начинает свой спуск в зону субдукции . Желоб IBM – это место, где литосфера Тихоокеанской плиты начинает погружаться. Траншея IBM лишена каких-либо значительных отложений; Толщина отложений ~ 400 м или около того полностью погружена нисходящей плитой. Волна внешней траншеи IBM поднимается примерно на 300 м над окружающим морским дном непосредственно перед траншеей. Литосфера, которая вот-вот опустится в желоб, начинает изгибаться сразу за пределами желоба; Морское дно поднято в широкую волну высотой в несколько сотен метров, называемую «выступом внешней траншеи» или «поднятием внешней траншеи». Плита, которая вот-вот будет погружена, сильно разломана, что позволяет морской воде проникать во внутреннюю часть плиты, где гидратация мантийного перидотита может привести к образованию серпентинита . Образовавшийся таким образом серпентинит может переносить воду глубоко в мантию в результате субдукции.

Геология и состав самой западной Тихоокеанской плиты

Тихоокеанская плита погружается в траншею IBM, поэтому для понимания того, что погружается под IBM, необходимо понять историю западной части Тихого океана. Дуговая система IBM погружает от средней юры до раннего мела литосферу с более молодой литосферой на севере и более старой литосферой на юге. Невозможно напрямую узнать состав субдуцированных материалов, которые в настоящее время обрабатываются на субдукционной фабрике IBM — то, что сейчас находится на глубине 130 км в зоне субдукции, вошло в траншею 4–10 миллионов лет назад. Однако состав морско- океанической коры западной части Тихого океана – отложений, коры и мантийной литосферы – меняется достаточно систематически, поэтому в первом приближении мы можем понять, что сейчас перерабатывается, изучая то, что лежит на морском дне к востоку от IBM. траншея.

Морское дно Тихоокеанской плиты к востоку от дуговой системы IBM можно разделить на северную часть, которая является батиметрически «гладкой», и южную часть, которая является батиметрически неровной и разделенной плато Огасавара. Эти крупномасштабные вариации отмечают разные геологические истории на севере и юге. На безликом севере доминирует котловина Надежды. На юге грубое расположение подводных гор , атоллов и островов определяет три большие цепи простираний ЗСЗ-ВЮВ ( Winterer et al. 1993 ): остров Маркус – остров Уэйк – плато Огасавара, цепь Магеллановых подводных гор и Каролинских островов хребет . . Первые две цепи образовались в результате внехребетного вулканизма в меловой период, тогда как цепь Каролинских островов сформировалась за последние 20 миллионов лет. Между этими цепями лежат два важных бассейна: бассейн Пигафетта находится между цепями Маркуса-Уэйка и Магеллана, а бассейн Восточной Марианы находится между цепями Магеллана и Каролины.

Упрощенная геологическая и магнитная карта западной части Тихого океана, основанная на работе Наканиши, Тамаки и Кобаяши, 1992 г. Относительное движение Тихоокеанской плиты относительно плиты Филиппинского моря показано стрелками, числа соответствуют скоростям (мм/год) по Seno, Stein & Gripp 1993 . Числа со звездочками обозначают места научного бурения, особенно места бурения в рамках проекта Ocean Drilling и программы глубоководного бурения .

Возраст морского дна западной части Тихого океана был интерпретирован на основе магнитных аномалий морского дна, коррелирующих с геомагнитного разворота временной шкалой (Наканиси, Тамаки и Кобаяши, 1992 г.) и подтвержден Программы океанского бурения научным бурением . В интересующей зоне были выявлены три основных группы магнитных аномалий. Каждый из этих наборов линейных линий включает магнитные аномалии серии М (от середины юры до середины мела), которые по сути представляют собой «кольца роста» Тихоокеанской плиты. Эти наборы аномалий указывают на то, что небольшая, примерно треугольная Тихоокеанская плита росла, распространяясь вдоль трех хребтов ( Бартолини и Ларсон, 2001 ). Самые старые идентифицируемые линии — от M33 до M35 ( Nakanishi 1993 ) или, возможно, даже M38 ( Handschumacher et al. 1988 ). Трудно сказать, какого возраста могут быть эти линии и более древняя кора; Самые старые магнитные линии, для которых был установлен возраст, - это M29 (157 млн ​​лет назад; ( Channell et al. 1995 ). Магнитные линии, возраст которых равен M29, не известны в других океанах, а область в западной части Тихого океана, лежащая внутри линии M29, не известна. – то есть кора старше М29 – имеет размеры порядка 3x106 км. ² , около трети размера Соединенных Штатов. Участок ODP 801 расположен на морском дне, которое значительно старше M29, и фундамент MORB там дает возраст Ar-Ar 167±5 млн лет назад ( Pringle 1992 ). Самые старые отложения на участке 801C относятся к средней юре, келловею или позднему бату (~ 162 млн лет назад; Gradstein, Ogg & Smith 2005 ).

Распространение морского дна в Тихом океане в течение мелового периода эволюционировало от более восточно-западного «тетического» направления к современному NS-направлению. Это произошло в середине мелового периода, в интервале ~ 35–40 млн лет назад, характеризующемся отсутствием инверсий магнитного поля , известных как меловой суперхрон или зона покоя. Впоследствии расположение спрединговых хребтов северного простирания относительно Тихоокеанского бассейна постепенно сместилось на восток на протяжении мелового и третичного периода, что привело к нынешней заметной асимметрии Тихого океана с очень молодым морским дном в восточной части Тихого океана и очень старым морским дном в западной части Тихого океана. Тихий океан.

Отложения, доставляемые в траншею IBM, невелики, учитывая, что это одно из старейших морских глубин на Земле. Вдали от подводных гор в пелагической толще преобладают кремни и пелагические глины с небольшим количеством карбонатов. Карбонаты важны вблизи гайотов, распространенных в южной части региона. Кайнозойские отложения не имеют большого значения, за исключением вулканического пепла и азиатского лёсса, отложенных вблизи Японии, а также карбонатных отложений, связанных с относительно неглубоким хребтом Кэролайн и плитой Кэролайн . Сильные течения морского дна, вероятно, ответственны за эту эрозию или отсутствие отложений.

Состав отложений, погружающихся под северную и южную части дуги IBM, существенно различается из-за меловой внехребетной вулканической последовательности на юге, которая отсутствует на севере. Лавы и вулканокластика, связанные с интенсивным эпизодом внутриплитного вулканизма, по времени близко соответствуют меловому суперхрону. все большее значение приобретал внехребетный вулканизм По мере приближения к плато Онтонг-Ява . имеются толеитовые силлы В бассейнах Восточной Марианы и Пигафетта мощностью 100–400 м ( Abrams et al. 1993 ) и по меньшей мере 650 м толеитовых потоков и силлов в бассейне Науру, недалеко от Участка 462 ODP. Кастильо, Прингл и Карлсон 1994 г. предполагают, что эта провинция может отражать формирование спрединговой системы среднего мела. в бассейнах Науру и Восточной Марианы. Дальше на север отложения, связанные с этим эпизодом, состоят из мощных толщ апт - альбских вулканокластических турбидитов, оторвавшихся от возникающих вулканических островов, таких как сохранившиеся на участке DSDP 585 и участках ODP 800 и 801. Несколько сотен метров вулканокластических отложений, вероятно, характеризуют осадочную последовательность. в бассейнах Восточной Марианы и Пигафетты и вокруг них. Дальше на север, на участках DSDP 196 и 307 и ODP 1149, имеется мало свидетельств среднемеловой вулканической активности. По-видимому, апт-альбский вулканический эпизод в основном ограничивался регионом южнее современных 20° с.ш. Палеомагнитные и кинематические соображения помещают эту широкую область внехребетного вулканизма в нынешнюю близость к Полинезия , где сегодня внехребетный вулканизм, неглубокая батиметрия и тонкая литосфера известна как «Суперсвелл» ( Menard 1984 ; McNutt et al. 1990 ).

Отложения, отобранные на участке 1149 программы океанского бурения (местоположение см. на предыдущем рисунке). Крайний справа показывает литологию и возраст, три столбца показывают вертикальные изменения содержания кальция , кремния и алюминия , индикаторы относительного содержания карбонатов , кремней , глины или пепла . Модифицировано из Plank et al. (2006).

На рисунке выше показаны типичные отложения, пробуренные на участке 1149 Программы океанского бурения , к востоку от сегмента Идзу-Бонин. Отложения, пробуренные на участке ODP 1149, имеют толщину около 400 м и возраст 134 миллиона лет. Осадочный разрез представляет собой типичную пелагическую стратиграфию , накопленную в основном в меловом периоде, но также и за последние 7 миллионов лет (поздний неоген ), построенную на основании океанической коры раннего мела . Самая нижняя часть карбонатно-кремнистая, следующий слой очень кремнистый, третий слой богат глиной. За этим следует длительный перерыв в осадконакоплении, прежде чем седиментация возобновится ~ 6,5 млн лет назад (поздний миоцен ) с отложением вулканического пепла, глины и переносимой ветром пыли. Стратиграфия к востоку от Марианского сегмента отличается от стратиграфии, погруженной под сегмент Идзу-Бонин, гораздо большим обилием раннемеловых внутриплитных вулканитов и трапповых базальтов. Около 470 м океанической коры было вскрыто на участке ODP 801C на этапах 129 и 185. Это типичные базальты срединно-океанических хребтов, подвергшиеся воздействию низких температур. гидротермальные изменения . Эта кора перекрыта ярко-желтыми гидротермальными отложениями мощностью 3 м и слоем щелочного оливинового базальта толщиной около 60 м , возрастом 157,4 ± 0,5 млн лет назад ( Pringle 1992 ).

Геофизика субдуцированной плиты и мантии

Глубинная структура системы IBM была получена с помощью различных геофизических методов . В этом разделе представлен обзор этих данных, включая обсуждение структуры мантии на глубинах > 200 км.

Сейсмичность

Пространственные закономерности сейсмичности необходимы для обнаружения и понимания морфологии и реологии погружающихся литосферных плит , и это особенно верно для зоны IBM Вадати-Беньоффа (WBZ). Кацумата и Сайкс в 1969 году впервые обозначили наиболее важные особенности IBM WBZ. Их исследование обнаружило зону глубоких землетрясений под южными Марианскими островами и предоставило некоторые из первых ограничений на глубокую, вертикальную природу субдукции тихоокеанской литосферы под южную часть IBM. Они также обнаружили область пониженной мелкой сейсмичности (≤70 км) и отсутствия глубоких (≥ 300 км) событий под вулканическими островами, прилегающими к стыку желобов Идзу-Бонин и Марианской впадины, где желоб простирается почти параллельно направлению конвергенции. вектор.

Представление карты батиметрии и сейсмичности в зоне субдукции IBM с использованием землетрясений каталога Энгдала, ван дер Хильста и Буланда , 1998 г. Кружками обозначены эпицентральные местоположения; более светлые кружки представляют более мелкие события, более темные кружки представляют более глубокие события. Черные линии обозначают площади поперечного сечения, изображенные на 6 профилях справа, организованных с севера на юг. Черные кружки обозначают гипоцентральные местоположения объемом ~ 60 км с каждой стороны от линий, показанных на карте слева. Видны большие различия в падении плиты и максимальной глубине сейсмичности. Расстояние по каждому разрезу отсчитывается от магматической дуги. А) Северный регион Идзу-Бонин. Угол наклона плиты ~45°; сейсмичность сужается от глубины ~175 км до ~300 км, но увеличивается около 400 км и заканчивается на глубине ~475 км. Б) Центральный регион Идзу Бонин. Падение плиты почти вертикальное; сейсмичность сужается от ~100 км до ~325 км, но увеличивается по скорости, распространяется по горизонтали около 500 км и заканчивается на ~550 км. В) Южный регион Идзу Бонин. Угол наклона сляба ~50°; сейсмичность непрерывна до ~200 км, но очень немногие аномальные события заметны до ~600 км. Г) Северная Марианская область. Угол падения сляба ~60°; сейсмичность непрерывна до ~375 км и заканчивается на ~400 км, но очень немногие аномальные события проявляются до ~600 км. Д) Центрально-Марианская область. Падение плиты вертикальное; сейсмичность немного снижается между ~275 и ~575 км, но по существу непрерывна. Существует карман глубинных событий около 600 км, а также 1 глубинное событие на глубине 680 км. Е) Южная Марианская область. Угол наклона сляба ~55°; сейсмичность непрерывна до ~225 км, с аномальным событием на высоте 375 км. Рисунок любезно предоставлен доктором Мэттом Фушем. Государственный университет Аризоны

Совсем недавно Энгдал, ван дер Хилст и Буланд (1998) представили каталог землетрясений, содержащий улучшенные местоположения (рис. 10). Этот набор данных показывает, что под северной частью IBM падение ЗБЗ плавно увеличивается от ~40° до ~80° к югу, а сейсмичность снижается на глубинах от ~150 км до ~300 км (рис. 11a c). Погруженная плита под центральной частью IBM (около 25° с.ш.; рис. 11c) очерчена пониженной сейсмической активностью, которая, тем не менее, определяет более вертикальную ориентацию, сохраняющуюся в южном направлении (рис. 11d f). Глубокие землетрясения, определяемые здесь как сейсмические события глубиной ≥300 км, являются обычным явлением под частями дуговой системы IBM (рис. 10, 11). Глубинные события в системе IBM происходят реже, чем в большинстве других зон субдукции с глубокой сейсмичностью, таких как Тонга/Фиджи/Кермадек и Южная Америка. Под северной частью IBM глубокая сейсмичность простирается на юг до ~27,5° с.ш., а небольшой карман событий на глубине от 275 до 325 км существует на уровне ~22° с.ш. Под южной частью IBM между ~21° и ~17° с.ш. имеется узкая полоса глубоких землетрясений, но к югу от нее глубинных событий крайне мало. Хотя ранние исследования предполагали, что сейсмичность определяет верхнюю границу плиты, более поздние данные показали, что многие из этих землетрясений происходят внутри плиты. Например, исследование, проведенное Накамура и др. 1998 год показал, что область событий под самым северным регионом IBM происходит примерно на 20 км ниже верхней части погружающейся плиты. Они предполагают, что трансформационные разломы, которые возникают, когда метастабильный оливин превращается в более компактную структуру шпинели, создают эту зону сейсмичности. Действительно, механизм разломов глубоких землетрясений является горячо обсуждаемой темой (например, Green & Houston 1995 ) и до сих пор не решен. Двойные сейсмические зоны (DSZ) были обнаружены в нескольких частях зоны субдукции IBM, но их расположение внутри плиты, а также интерпретации их существования сильно различаются. Под югом IBM Самовитц и Форсайт в 1981 году обнаружили DSZ, лежащую на глубине 80 и 120 км, причем две зоны разделены расстоянием 30–35 км. землетрясений Механизмы очага указывают на то, что верхняя зона, где происходит большинство событий, находится в состоянии сжатия вниз по падению, а нижняя зона - в состоянии растяжения вниз по падению. Эта DSZ расположена на глубине, где кривизна плиты наибольшая; на большей глубине он разгибается в более плоскую конфигурацию. Самовитц и Форсайт, 1981 г. предположили, что разгибание или термические напряжения в верхних 150 км плиты могут быть основной причиной сейсмичности. Для северной части IBM Иидака и Фурукава в 1994 г. использовали усовершенствованную схему перемещения землетрясений для обнаружения DSZ на глубине от 300 до 400 км, которая также имеет расстояние 30–35 км между верхней и нижней зонами. Они интерпретировали данные преобразованных фаз S в P и термическое моделирование, чтобы предположить, что DSZ является результатом трансформационного разлома метастабильного клина оливина в плите. Недавние работы показывают, что изменения состава погружающейся плиты также могут способствовать образованию двойной сейсмической зоны ( Abers 1996 ) или что DSZ представляют собой очаг дегидратации серпентина в плите ( Peacock 2001 ).

Вулканизм Марианской дуги и гидротермальная активность

Батиметрия региона Марианской дуги ( Baker et al. 2008 ), показывающая все 51 постройку, названную в настоящее время, вдоль вулканического фронта между 12°30' и 23°10' с.ш. Гидротермально или вулканически активные подводные постройки отмечены красным цветом; активные субаэральные постройки отмечены зеленым цветом. Недействующие подводные и субаэральные сооружения отмечены меньшим черным и зеленым шрифтом соответственно. Для всех построек названия кальдер выделены жирным курсивом. Черные круги (диаметром 20 км) обозначают вулканические центры, состоящие из множества отдельных построек. Сплошная красная линия — центр распространения задней дуги.

Дуговой вулканизм

Бейкер и др. В 2008 году было выявлено 76 вулканических построек на протяжении 1370 км Марианской дуги, сгруппированных в 60 вулканических центров , из которых не менее 26 (20 подводных) являются гидротермально или вулканически активными. Общая плотность вулканических центров составляет 4,4/100 км дуги, активных центров – 1,9/100 км. Действующие вулканы лежат на высоте от 80 до 230 км над погружающейся Тихоокеанской плитой и ~25% лежат за дуговым магматическим фронтом. Нет никаких свидетельств регулярного расположения вулканов вдоль Марианской дуги. Частотное распределение расстояния между вулканами вдоль магматического фронта дуги достигает максимума между 20 и 30 км и демонстрирует асимметричную форму с длинным хвостом, типичную для многих других дуг. Первая глобальная подборка дуговых вулканов с использованием последних батиметрических данных показала, что дуги, которые, по крайней мере частично, являются подводными, имеют население почти 700 вулканов, из которых по крайней мере 200 находятся под водой ( де Ронд и др., 2003 ).

Гидротермальная активность дуги

Бейкер и др. По оценкам 2008 года , внутриокеанические дуги в совокупности могут давать гидротермальные выбросы, равные ~ 10% от выбросов глобальной системы срединно-океанических хребтов.

Историческое значение дуговой системы IBM

Гуам в южной дуговой системе IBM — это место, где Магеллан впервые высадился после своего эпического пересечения Тихого океана в 1521 году. Острова Бонин были важной остановкой для доставки воды и припасов для Новой Англии китобойного промысла в начале 19 века. В то время они были известны как острова Пил.

Жуткие бои шли на островах Сайпан и Иводзима в 1944 и 1945 годах; в этих боях погибло много молодых японских и американских солдат. Джордж Буш-старший был сбит в 1945 году недалеко от Чичидзимы на островах Бонин. Двенадцать японских моряков застряли в июне 1944 года на вулкане Анатахан на семь лет вместе с надзирателем заброшенной плантации и привлекательной молодой японкой. роман и фильм 1953 года «Анатахан» На этих событиях основан . Бомбардировщик B-29 «Энола Гей» вылетел из Тиниана, чтобы сбросить первую атомную бомбу на Хиросиму в 1945 году. Сержант Сёичи Ёкои скрывался в дебрях Гуама 28 лет, прежде чем выйти из укрытия в 1972 году. Коричневая древесная змея была случайно завезена во время Второй мировой войны и с тех пор губила местных птиц на Гуаме.

См. также

• Марианская впадина
• Марианская корыта
• Марианские острова
• Подводная гора Южный Чаморро

Ссылки

• Аберс, Джорджия (1996). Плитное строение и возникновение двойных сейсмических зон . Конференция «Субдукция сверху вниз», Авалон, Калифорния; состоялся в июне 1994 г. Геофизическая монография Американского геофизического союза. Том. 96. Вашингтон, округ Колумбия, стр. 223–228. ISSN   0065-8448 .
• Абрамс, LJ; Ларсон, РЛ; Шипли, TH; Ланселот, Ю. (1993). «Меловые вулканические последовательности и юрская океаническая кора в бассейнах Восточной Марианы и Пигафетты в западной части Тихого океана» (PDF) . В Пригле, штат Массачусетс; Сагер, WW ; Слитер, Западная Вирджиния; и др. (ред.). Мезозойская часть Тихого океана: геология, тектоника и вулканизм . Геофизическая монография. Том. 77. Американский геофизический союз. стр. 77–101. ISBN  978-0-87590-036-0 .
• Бейкер, ET; Эмбли, RW; Уокер, СЛ; Ресинг, Дж. А.; Луптон, Дж. Э.; Накамура, К.-И.; де Роде, CEJ; Массот, Дж.Дж. (2008). «Гидротермальная деятельность и распространение вулканов вдоль Марианской дуги» . Дж. Геофиз. Рез . 113 (Б8): Б08С09. Бибкод : 2008JGRB..113.8S09B . дои : 10.1029/2007JB005423 .
• Бартолини, А.; Ларсон, Р.Л. (2001). «Тихоокеанская микроплита и суперконтинент Пангея в ранней и средней юре» . Геология . 29 (8): 735–738. Бибкод : 2001Geo....29..735B . doi : 10.1130/0091-7613(2001)029<0735:PMATPS>2.0.CO;2 . ISSN   0091-7613 .
• Кастильо, PR; Прингл, штат Массачусетс; Карлсон, RW (1994). «Толеиты Восточно-Марианского бассейна: меловые внутриплитные базальты или рифтовые базальты, связанные с плюмом Онтонг-Ява?» . Письма о Земле и планетологии . 123 (1–3): 139–154. Бибкод : 1994E&PSL.123..139C . дои : 10.1016/0012-821X(94)90263-1 .
• Чаннел, Джей Ти; Эрба, Э.; Наканиши, М; Тамаки, К. (1995). «Блочные модели позднеюрско-раннемеловых и океанических магнитных аномалий» . В В. А. Берггрене; Д.В. Кент; М.-П. Обри; Дж. Харденбол (ред.). Специальное издание SEPM . Талса. стр. 51–63. {{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
• ДеМец, Чарльз; Гордон, Р.Г.; Аргус, Д.Д.; Штейн, С. (1994). «Влияние недавних изменений шкалы времени геомагнитного разворота на оценки текущего движения плит» (PDF) . Геофиз. Рез. Летт . 21 (20): 2191–2194. Бибкод : 1994GeoRL..21.2191D . дои : 10.1029/94GL02118 .
• де Ронд, CEJ; Массот, Дж.Дж.; Бейкер, ET; Луптон, Дж. Э. (2003). «Подводные гидротермальные выбросы, связанные с вулканическими дугами». В Симмонсе, Сан-Франциско; Грэм, Эй Джей (ред.). Вулканические, геотермальные и рудообразующие флюиды: правители и свидетели процессов внутри Земли . Общество экономических геологов Спец. Опубл. Том. 10. С. 91–110.
• Энгдаль, ER; ван дер Хильст, доктор медицинских наук; Буланд, Р. (1998). «Глобальное перемещение телесейсмических землетрясений с улучшенным временем прохождения и процедурами определения глубины» (PDF) . Бюллетень Сейсмологического общества Америки . 88 (3): 722–743. Бибкод : 1998BuSSA..88..722E . дои : 10.1785/BSSA0880030722 . hdl : 1874/7873 . S2CID   13363278 . Архивировано из оригинала (PDF) 6 августа 2010 г.
• Градштейн, FM; Огг, Дж.Г.; Смит, А.Г., ред. (2005). Геологическая шкала времени, 2004 г. Издательство Кембриджского университета. ISBN  978-0-521-78673-7 .
• Грин II, Гарри В.; Хьюстон, Хайди (май 1995 г.). «Механика глубоких землетрясений» (PDF) . Ежегодный обзор наук о Земле и планетах . 23 : 169–213. Бибкод : 1995AREPS..23..169G . doi : 10.1146/annurev.ea.23.050195.001125 .
• Хандшумахер, Д; Сагер, WW ; Хильде, TWC; Брейси, доктор медицинских наук (1988). «Домеловая тектоническая эволюция Тихоокеанской плиты и расширение временной шкалы смены геомагнитной полярности с последствиями для происхождения юрской «Зоны покоя» ». Тектонофизика . 155 (1–4): 365–380. Бибкод : 1988Tectp.155..365H . дои : 10.1016/0040-1951(88)90275-2 .
• Кацумата, Мамору; Сайкс, Л.Р. (1969). «Сейсмичность и тектоника западной части Тихого океана: регионы Идзу-Мариана-Каролина и Рюкю-Тайвань». Журнал геофизических исследований . 74 (25): 5923–5948. Бибкод : 1969JGR....74.5923K . дои : 10.1029/JB074i025p05923 .
• Иидака, Такаши; Фурукава, Ёсицугу (25 февраля 1994 г.). «Двойная сейсмическая зона глубоких землетрясений в зоне субдукции Идзу-Бонин». Наука . 263 (5150): 1116–1118. Бибкод : 1994Sci...263.1116I . дои : 10.1126/science.263.5150.1116 . ПМИД   17831624 . S2CID   20494446 .
• МакНатт, МК; Винтерер, Эл.; Сагер, WW ; Натланд, Дж. Х.; Ито, Г. (1990). «Подъем Дарвина: меловой суперсвелл?». Письма о геофизических исследованиях . 17 (8): 1101–1108. Бибкод : 1990GeoRL..17.1101M . дои : 10.1029/GL017i008p01101 .
• Маккаффри, Роберт (1996). «Оценки современных скоростей дугопараллельной деформации в предплечьях» (PDF) . Геология . 24 (1): 27–30. Бибкод : 1996Гео....24...27М . doi : 10.1130/0091-7613(1996)024<0027:EOMAPS>2.3.CO;2 . Архивировано из оригинала (PDF) 20 июля 2011 г.
• Менар, HW (1984). «Дарвиновская реприза». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 89 (Б12): 9960–9968. Бибкод : 1984JGR....89.9960M . дои : 10.1029/JB089iB12p09960 .
• Накамура, Т; Накано, я; Фухимори, Х; Юань, Г (1998). «Наблюдение в реальном времени трехмерной структуры океанских явлений с помощью системы акустической томографии океана с частотой 200 Гц». 17-я Международная конференция по морской механике и арктической инженерии; Лиссабон; Португалия; состоялся 5–9 июля 1998 г. п. 8.
• Наканиши, М. (1993). «Выражение пяти зон разлома в северо-западной части Тихого океана». В Пригле, штат Массачусетс; Сагер, WW ; Слитер, Западная Вирджиния; и др. (ред.). Мезозойская часть Тихого океана: геология, тектоника и вулканизм . Геофизическая монография. Том. 77. Американский геофизический союз. стр. 121–136. ISBN  978-0-87590-036-0 .
• Наканиси, Масао; Тамаки, К.; Кобаяши, К. (1992). «Линии магнитных аномалий от поздней юры до раннего мела в западно-центральной части Тихого океана» . Международный геофизический журнал . 109 (3): 701–719. Бибкод : 1992GeoJI.109..701N . дои : 10.1111/j.1365-246X.1992.tb00126.x .
• Окли, Эй Джей; Тейлор, Б.; Мур, Г.Ф. (2008). «Субдукция Тихоокеанской плиты под центральными преддугами Марианских островов и Идзу-Бонин: новые идеи со старых окраин» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (6): н/д. Бибкод : 2008GGG.....9.6003O . дои : 10.1029/2007gc001820 .
• Павлин, С.М. (2001). «Являются ли нижние плоскости двойных сейсмических зон вызванными дегидратацией серпентина в субдукционной океанической мантии?» (PDF) . Геология . 29 (4): 299–302. Бибкод : 2001Geo....29..299P . doi : 10.1130/0091-7613(2001)029<0299:ATLPOD>2.0.CO;2 . ISSN   0091-7613 .
• Планк, Т.; Келли, Калифорния; Мюррей, RW; Стерн, LQ (3 апреля 2007 г.). «Химический состав погружающихся осадков в желобе Идзу-Бонин» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 8 (4): Q04I16. Бибкод : 2007ГГГ.....8.4И16П . дои : 10.1029/2006GC001444 . ISSN   1525-2027 .
• Прингл, М.С. (1992). «Радиометрический возраст базальтового фундамента, обнаруженный на участках 800, 801 и 802, этап 129, западная часть Тихого океана». В Р. Л. Ларсоне; Ю. Ланселот; и др. (ред.). Труды проекта океанского бурения, научные результаты, Колледж-Стейшн . стр. 363–372.
• Самовитц, И.; Форсайт, Д. (1981). «Двойная сейсмическая зона под Марианской островной дугой». Дж. Геофиз. Рез . 86 (Б8): 7013–7021. Бибкод : 1981JGR....86.7013S . дои : 10.1029/JB086iB08p07013 .
• Шольц, CH; Кампос, Дж. (1995). «О механизме сейсмической развязки и распространения обратной дуги в зонах субдукции». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 100 (B11): 22, 103–22, 115. Бибкод : 1995JGR...10022103S . дои : 10.1029/95jb01869 .
• Сено, Т.; Штейн, С.; Грипп, А.Е. (1993). «Модель движения Филиппинской морской плиты, соответствующая NUVEL-1 и геологическим данным» (PDF) . Дж. Геофиз. Рез . 98 (B10): 17, 941–17, 948. Бибкод : 1993JGR....98...17W . дои : 10.1029/93jb00782 . Архивировано из оригинала (PDF) 3 марта 2016 г. Проверено 16 августа 2010 г.
• Стерн, Роберт Дж. (2002). «Зоны субдукции» (PDF) . Обзоры геофизики . 40 (4): 1012. Бибкод : 2002RvGeo..40.1012S . дои : 10.1029/2001RG000108 . S2CID   247695067 . Архивировано из оригинала (PDF) 29 августа 2017 г. Проверено 15 августа 2010 г.
• Стерн, Роберт Дж.; Блумер, С.Х. (1992). «Зарождение зоны субдукции: примеры эоценовых дуг Идзу-Бонин-Мариана и юрской Калифорнийской дуги». геол. Соц. Являюсь. Бык . 104 (12): 1621–1636. Бибкод : 1992GSAB..104.1621S . doi : 10.1130/0016-7606(1992)104<1621:SZIEFT>2.3.CO;2 .
• Стерн, Р.Дж.; Фуш, MJ; Клемперер, С. (2003). «Обзор субдукционной фабрики Идзу-Бонин-Мариана» (PDF) . У Дж. Эйлера; М. Хиршманн (ред.). Внутри фабрики субдукции . Геофизическая монография. Том. 138. Американский геофизический союз. стр. 175–222. ISBN  978-0-87590-997-4 .
• Фон Хюэне, Роланд; Ранеро, ЧР; Ваннуччи, П. (2004). «Общая модель субдукционной эрозии» (PDF) . Геология . 32 (10): 913–916. Бибкод : 2004Geo....32..913V . дои : 10.1130/G20563.1 . Архивировано из оригинала (PDF) 14 июня 2011 г.
• Винтерер, Эл.; Натланд, Дж. Х.; Ван Ваагсберген, RJ; Дункан, РА; МакНатт, МК; Вулф, CJ; Сильва, ИП; Сагер, WW; Слитер, Западная Вирджиния (1993). «Меловые гайоты в северо-западной части Тихого океана: обзор их геологии и геофизики». В Пригле, штат Массачусетс; Сагер, WW ; Слитер, Западная Вирджиния; и др. (ред.). Мезозойская часть Тихого океана: геология, тектоника и вулканизм . Геофизическая монография. Том. 77. Американский геофизический союз. стр. 307–334. ISBN  978-0-87590-036-0 .

Внешние ссылки

• [1] – Расследование NOAA « Огненного кольца» Марианской дуги в 2006 г., включая видео.
• [2] - Расследования NOAA « Огненного кольца» 2004 г. на Марианской дуге, включая видео.
• [3] - Расследование NOAA « Огненного кольца» 2003 года на Марианской дуге, включая видео.
• [4] – информация о геонаучной встрече 2007 года, посвященной дуге IBM, включая презентации и плакаты, которые можно скачать.