Povodí zpětného oblouku - Back-arc basin

Průřez mělkou částí subdukční zóny ukazující relativní polohy aktivního magmatického oblouku a zpětného oblouku, jako je jižní část Izu-Bonin-Mariana Arc.

Povodí zpětného oblouku jsou geologické pánve, podmořské funkce spojené s ostrovní oblouky a subdukční zóny. U některých se nacházejí konvergentní hranice desek, v současné době soustředěna na západě Tichý oceán. Většina z nich je výsledkem tahové síly zapříčiněno oceánský příkop rollback (oceánský příkop bloudí směrem k mořskému dnu) a zhroucení okraje kontinentu. Oblouková kůra je pod rozšíření nebo rifting v důsledku potopení subduktující desky. Povodí zpětného oblouku byly zpočátku překvapivým výsledkem tektonika desek teoretici, kteří očekávali, že konvergentní hranice budou spíše zónami komprese než velkým rozšířením. Nyní jsou však uznávány jako konzistentní s tímto modelem při vysvětlování toho, jak je interiér Země ztrácí teplo.

Náčrt řezu ukazující vývoj pánve zpětného oblouku podélným drážkováním oblouku. Trhlina dozrává do bodu šíření mořského dna, což umožňuje vytvoření nového magmatického oblouku na příkopové straně pánve (na tomto obrázku vpravo) a uvíznutí zbytkového oblouku na vzdálené straně pánve (vlevo v tomto obrázku) obraz).

Vlastnosti

Povodí zpětného oblouku jsou obvykle velmi dlouhá (několik stovek až tisíců kilometrů) a relativně úzká (několik stovek kilometrů). Omezená šířka povodí zpětného oblouku je pravděpodobně proto, že magmatická aktivita závisí na vodě a indukované konvekci pláště a obě jsou soustředěny v blízkosti subdukční zóny. Míra rozmetání se liší od velmi pomalého rozmetání (Mariana Trough ), několik centimetrů ročně, velmi rychle (Lau Basin ), 15 cm / rok. Tyto hřebeny vybuchnou čediče které jsou podobné těm, které vybuchly z hřebeny středního oceánu; hlavní rozdíl spočívá v tom, že čediče se zpětným obloukem jsou často velmi bohaté magmatická voda (typicky 1-1,5% hmotn. H2O), zatímco čedičová magmatická hřebena středního oceánu jsou velmi suchá (obvykle <0,3% hmot. H2Ó). Vysoký obsah vody v bazaltových magmatech zpětného oblouku je odvozen z vody nesené dolů v subdukční zóně a uvolněné do nadložního klínového pláště. Dalším zdrojem vody může být eklogitizace z amfiboly a slídy v subduktující desce. Podobně jako středooceánské hřebeny mají povodí zpětného oblouku hydrotermální průduchy a související chemosyntetický společenství.

Mořské dno se šíří v povodí zpětného oblouku

Důkazy o tomto šíření pocházejí z jader podlahy povodí. Tloušťka sedimentu, která se shromažďovala v povodí, se snižovala směrem ke středu povodí. Myšlenku, že tloušťka a věk sedimentu na mořském dně souvisí s věkem oceánské kůry, navrhl Harry Hess.[1] Magnetické anomálie (viz hypotéza Vine – Matthews – Morley) kůry vytvořené v povodích zpětného oblouku se ve formě odchýlily od kůry vytvořené na středooceánských hřebenech.[2] V mnoha oblastech se anomálie neobjevují paralelně. Profily magnetických anomálií v povodí nevykazují symetrii ani centrální anomálii jako tradiční oceánská pánev.[2]

To některé přimělo k tomu, aby charakterizace šíření v povodí zpětného oblouku byla rozptýlenější a méně rovnoměrná než na středooceánských hřebenech.[3] Myšlenka, že šíření pánve zpětného oblouku se ze své podstaty liší od šíření hřebene středního oceánu, byla diskutována v průběhu let.[3] Dalším předloženým argumentem je, že proces šíření mořského dna je stejný, ale pohyb center šíření mořského dna v povodí způsobuje asymetrii magnetických anomálií.[3] To lze vidět v povodí Lau back-arc.[3] Ačkoli jsou magnetické anomálie složitější, aby se dešifrovaly horniny odebrané ze středisek šíření zpětného oblouku, příliš se neliší od hornin na středooceánských hřebenech.[4] Sopečné horniny blízkého ostrovního oblouku se liší od těch v povodí.[4]

Ostrovy Japonska byly odděleny od kontinentální Asie šířením zpětným obloukem.

Asymetrie v šíření mořského dna

Povodí zpětného oblouku se liší od normálních hřebeny středního oceánu protože jsou charakterizovány asymetricky šíření mořského dna, ale i v jednotlivých povodích je to docela variabilní. Například v centrální Mariana Trough je rychlost šíření proudu 2–3krát vyšší na západním křídle[5] vzhledem k tomu, že na jižním konci Mariánského žlabu poloha rozprostírajícího se centra přiléhajícího k vulkanické frontě naznačuje, že celkový nárůst kůry tam byl téměř 100% asymetrický.[6] Tato situace se zrcadlí na severu, kde je také vyvinuta velká šířící se asymetrie.[7] Ostatní povodí zpětného oblouku, jako je povodí Lau, prošly velkými rozporovými skoky a propagačními událostmi, které přenesly rozmetací střediska z obloukových distálních do více obloukových proximálních pozic [8] ačkoli se zdá, že nedávné rychlosti šíření jsou relativně symetrické s možná malými rozporuplnými skoky.[9] Příčina asymetrického šíření v povodí zpětného oblouku zůstává špatně pochopena. Obecné myšlenky vyvolávají asymetrie vzhledem k ose rozmetání v procesech generování taveniny oblouku a toku tepla, gradientech hydratace se vzdáleností od desky, plášť klínové efekty a vývoj od riftingu k šíření.[10][11][12]

Formace a tektonika

Předpokládá se, že rozšíření kůry za vulkanickými oblouky je způsobeno procesy ve spojení se subdukcí.[13] Jak subduduční deska sestupuje do astenosféry, zahřívá se a způsobuje vulkanismus na ostrovních obloucích. Dalším výsledkem tohoto ohřevu je vytvoření konvekční buňky[13] (Viz obrázek 1). Stoupající magma a teplo v konvekční cele způsobují vznik trhlin. Tato trhlina žene ostrovní oblouk směrem k subdukční zóně a zbytek desky od subdukční zóny.[13] Tento proces je také známý jako příkop rollback (taky, vrácení závěsu). Toto je zpětný pohyb subdukční zóny vzhledem k pohybu desky, která je subdukována. Jak se subdukční zóna a její přidružený výkop táhnou dozadu, převažující deska se natáhne a ztenčí kůru, která se projevuje v pánvi zadního oblouku. Proto se v případě, že je nadřazená deska vysunuta, vytvářejí nádrže se zpětným obloukem. V některých případech je prodloužení spuštěno vstupem vztlakového prvku do subdukční zóny, který lokálně zpomaluje subdukci a indukuje rotaci subdukční desky vedle ní. Tato rotace je spojena s ústupem příkopu a přepsáním prodloužení desky.[9]

Aby se vytvořilo prodloužení zpětného oblouku, je vyžadována subdukční zóna, ale ne všechny subdukční zóny mají funkci prodloužení zpětného oblouku.[14] Povodí zpětného oblouku se nacházejí v oblastech, kde je subdukční deska oceánské kůry velmi stará.[14] Věk, kdy je třeba zajistit šíření zpětného oblouku, je oceánská litosféra stará 55 milionů let nebo starší.[12][14] Patří sem oblasti, jako je západní Tichomoří, kde se nachází několik center pro šíření zpětného oblouku.[14] V oblastech šíření zpětným obloukem se ukazuje, že úhel ponoření subduktující desky je větší než 30 °. To je s největší pravděpodobností způsobeno věkem desky. Jak oceánská kůra stárne, stává se hustší, což má za následek strmější úhel sestupu.[14]

Ztenčení převažující desky u zadního oblouku (tj. Rif-back arc) může vést k vytvoření nové oceánské kůry (tj. Šíření zadního oblouku). Jak se litosféra táhne, asthenosférický plášť níže stoupá do mělkých hloubek a částečně taje kvůli adiabatickému dekompresnímu tání. Jak se tato tavenina blíží povrchu, začíná se šířit.

Sedimentace

Sedimentace je silně asymetrická, přičemž většina sedimentu je dodávána z aktivního magmatického oblouku, který v kroku ustupuje s vrácením příkopu. Z jader shromážděných během projektu Deep Sea Drilling Project (DSDP) bylo v povodí západního Pacifiku nalezeno devět typů sedimentů.[15] Toky trosek hustých až středně uložených masivních konglomerátů tvoří 1,2% sedimentů shromážděných v rámci projektu Deep Sea Drilling Project (DSDP).[15] Průměrná velikost sedimentů v konglomerátech je oblázková, ale může se pohybovat od granulí po dláždění.[15] Většina materiálu v těchto tokech trosek je sopečného původu.[15] Mezi doplňky patří fragmenty vápence, rohovce, fosilie v mělké vodě a pískovcové klasty.[15]

Systémy ponorných ventilátorů z vloženého kalného pískovce a mudstitu tvořily 20% z celkové tloušťky sedimentu získaného hlubinným vrtným projektem (DSDP).[15] Ventilátory lze rozdělit do dvou subsystémů na základě rozdílů v litologii, struktuře, sedimentárních strukturách a stylu podestýlky.[15] Jedná se o subsystém s vnitřním a středním ventilátorem a subsystém vnějšího ventilátoru.[15] Systém s vnitřním a středním větrákem obsahuje vložené tenké až středně uložené pískovce a mudstones.[15] Struktury, které se nacházejí v těchto pískovcích, zahrnují zatěžovací klastry, mikro-chyby, skládací záhyby, spletité laminace, odvodňovací struktury, odstupňovanou podestýlku a gradační vrcholy pískovcových záhonů.[15] Částečné Bouma sekvence lze nalézt v subsystému.[15] Subsystém Vnější ventilátor se obecně skládá z jemnějších sedimentů ve srovnání s vnitřním a středním ventilátorem.[15] Dobře tříděné vulkanoklastické pískovce, prachovce a mudstones se nacházejí v tomto systému.[15] Sedimentární struktury nalezené v tomto systému zahrnují rovnoběžné vrstvy, mikrokřížové vrstvy a odstupňovanou podestýlku.[15] V tomto subsystému lze identifikovat částečné Bouma sekvence.[15]

Pelagické jíly obsahující mikronoduly železa a manganu, křemen, plagioklasu, ortoklasu, magnetit, vulkanické sklo, montmorillonit, illit, smeccit, foraminiferální zbytky, rozsivky a houby spicules tvořily nejvyšší stratigrafickou část na každém místě, kde bylo nalezeno. Tento typ sedimentu sestával ze 4,2 procent z celkové tloušťky sedimentu získaného v rámci projektu Deep Sea Drilling Project (DSDP).[15]

Biogenní sedimenty pelagického oxidu křemičitého se skládají z radiolarian, diatomaceous, silcoflagellate oozes a rohovce.[15] Tvoří 4,3% obnovené tloušťky sedimentu.[15] Biogenní pelagické uhličitany jsou nejběžnějším typem sedimentu získávaným z povodí západního Pacifiku.[15] Tento typ sedimentu tvořil 23,8% z celkové tloušťky sedimentu získaného hlubinným vrtným projektem (DSDP).[15] Pelagické uhličitany se skládají z bahna, křídy a vápence.[15] Nanofosílie a foraminifera tvoří většinu sedimentu.[15] Usazené karbonáty tvořily 9,5% z celkové tloušťky sedimentu získaného v rámci projektu Deep Sea Drilling Project (DSDP).[15] Tento typ sedimentu měl stejné složení jako biogenní pelagický oxid uhličitý, ale byl přepracován s dobře vyvinutými sedimentárními strukturami.[15] Pyroklasty sestávající ze sopečného popela, tufu a řady dalších složek včetně nanofosilií, pyritu, křemene, rostlinných zbytků a skla tvořily 9,5% obnoveného sedimentu.[15] Tyto vulkanické sedimenty byly zdrojem regionálního tektonicky řízeného vulkanismu a blízkých ostrovních obloukových zdrojů.[15]

Aktivní povodí back-arc na světě

Umístění

Aktivní pánve se zpětným obloukem se nacházejí v Marianas, Tonga-Kermadec, S. Scotia, Manus, N. Fidži a Tyrhénské moře regionech, ale většina se nachází v západním Pacifiku. Ne všechny subduction zóny mají back-arc pánve, některé jako centrální Andy jsou spojeny s komprese zadního oblouku. Kromě toho existuje řada vyhynulých nebo fosilních povodí zpětného oblouku, jako je povodí Parece Vela-Shikoku, Japonské moře a Kurilská pánev. Tlaková umyvadla se zpětným obloukem se nacházejí například v Pyreneje a švýcarské Alpy.[16]

The Černé moře vytvořené ze dvou samostatných pánví zpětného oblouku.

Dějiny myšlení

S rozvojem desková tektonická Teorie, geologové si mysleli, že konvergentní okraje desek jsou zóny komprese, takže se neočekávají zóny silného rozšíření nad subdukčními zónami (pánve zpětného oblouku). Hypotézu, že se některé konvergentní okraje desek aktivně šíří, vytvořil Dan Karig (1970), zatímco postgraduální student na Scripps Institution of Oceanography.[17] To byl výsledek několika mořských geologických expedic do západního Pacifiku.

Viz také

Poznámky

  1. ^ Hess, Henry H (1962). "Historie oceánských pánví". Petrologické studie: svazek na počest A.F. Buddington: 599–620.
  2. ^ A b Karig, Daniel (1970). "Hřebeny a pánve systému oblouku ostrova Tonga-Kermadec". Journal of Geophysical Research. 75 (2): 239–254. Bibcode:1970JGR .... 75..239K. doi:10.1029 / JB075i002p00239.
  3. ^ A b C d Taylor, B; Zellmer, K; Martinez, F; Goodliffe, A (1996). „Mořské dno se šíří v Lauské pánvi zpětného oblouku“. Dopisy o Zemi a planetách. 144 (1–2): 35–40. doi:10.1016 / 0012-821x (96) 00148-3.
  4. ^ A b Gill, J. B. (1976). „Složení a stáří vulkanických hornin pánve Lau a Ridge: důsledky pro vývoj interarkové pánve a zbytkového oblouku“. Bulletin 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 .; Fujiwara, T. (2003). „Asymetrické narůstání podél pomalu se šířící Mariana Ridge“. Geochem. Geophys. Geosyst. 4 (10): 8622. Bibcode:2003GGG ..... 4.8622D. doi:10.1029 / 2003GC000537.
  6. ^ Martinez, F .; Fryer, P .; Becker, N. (2000). „Geofyzikální charakteristiky žlabu Southern Mariana, 11N-13N“. J. Geophys. Res. 105 (B7): 16591–16607. Bibcode:2000JGR ... 10516591M. doi:10.1029 / 2000JB900117.
  7. ^ Yamazaki, T .; Seama, N .; Okino, K .; Kitada, K .; Joshima, M .; Oda, H .; Naka, J. (2003). „Proces šíření severního Mariánského žlabu: Přechod šíření a šíření při 22 s.“. Geochem. Geophys. Geosyst. 4 (9): 1075. Bibcode:2003GGG ..... 4 .... 1R. doi:10.1029 / 2002GC000492.
  8. ^ Parson, L.M .; Pearce, J. A.; Murton, B.J .; Hodkinson, R.A .; RRS Charles Darwin Vědecká strana (1990). „Role hřebenových skoků a šíření hřebenů v tektonickém vývoji Lauské oblasti zpětného oblouku v jihozápadním Pacifiku“. Geologie. 18 (5): 470–473. Bibcode:1990Geo .... 18..470P. doi:10.1130 / 0091-7613 (1990) 018 <0470: RORJAR> 2.3.CO; 2.
  9. ^ Zellmer, K.E .; Taylor, B. (2001). „Třílamelový kinematický model pro otevření pánve Lau“. Geochem. Geophys. Geosyst. 2 (5): 1020. Bibcode:2001GGG ..... 2.1020Z. doi:10.1029 / 2000GC000106. 2000GC000106.
  10. ^ Barker, P.F .; Hill, I.A. (1980). "Asymetrické šíření v povodí zpětného oblouku". Příroda. 285 (5767): 652–654. Bibcode:1980 Natur.285..652B. doi:10.1038 / 285652a0. S2CID  4233630.
  11. ^ Martinez, F .; Fryer, P .; Baker, NA; Yamazaki, T. (1995). "Vývoj backarc rifting: Mariana Trough, 20-24N". J. Geophys. Res. 100 (B3): 3807–3827. Bibcode:1995JGR ... 100,3807M. doi:10.1029 / 94JB02466.
  12. ^ A b Molnar, P .; Atwater, T. (1978). „Interarc se šíří a kordillská tektonika jako alternativy související s dobou subduktované oceánské litosféry“. Planeta Země. Sci. Lett. 41 (3): 330–340. Bibcode:1978E & PSL..41..330M. doi:10.1016 / 0012-821X (78) 90187-5.
  13. ^ A b C Forsyth, D; Uyeda, S (1975). „O relativním významu hnacích sil pohybu talíře“. Geophysical Journal International. 7 (4): 163–200. doi:10.1111 / j.1365-246X.1975.tb00631.x.
  14. ^ A b C d E Sdrolias, M; Muller, R.D. (2006). Msgstr "Ovládací prvky formací zpětného oblouku". Geochemie, geofyzika, geosystémy. 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 Ó p q r s t u proti w X y z Klein, G. D. (1985). „Kontrola depoziční hloubky, tektonického zdvihu a vulkanismu na sedimentačních procesech v povodí zpětného oblouku západního Tichého oceánu“. Geologický časopis. 93 (1): 1–25. Bibcode:1985JG ..... 93 .... 1D. doi:10.1086/628916.
  16. ^ Munteanu, I .; et al. (2011). „Kinematika inverze zpětného oblouku západní černomořské pánve“. Tektonika. 30 (5): n / a. doi:10.1029 / 2011tc002865.
  17. ^ Karig, Daniel E. (1970). "Hřebeny a pánve systému oblouku ostrova Tonga-Kermadec". Journal of Geophysical Research. 75 (2): 239–254. Bibcode:1970JGR .... 75..239K. doi:10.1029 / JB075i002p00239.[je nutné ověření ]

Reference

externí odkazy