Geologie Antarktického poloostrova - Geology of the Antarctic Peninsula

The Antarktický poloostrov, zhruba 1 000 kilometrů jižně od Jižní Amerika, je nejsevernější částí kontinentu Antarktida. Jako přidružený Andy Antarktický poloostrov je vynikajícím příkladem srážky mezi oceánem a kontinentem subdukce.[1] Poloostrov zažil nepřetržité subdukce již více než 200 milionů let,[2] ale změny v kontinentálních konfiguracích během sloučení a rozpadu kontinentů změnily orientaci samotného poloostrova,[3] stejně jako podkladové vulkanické horniny spojené se subdukční zónou.[4]

Tektonický vývoj a geologie Antarktického poloostrova

Geologie Antarktického poloostrova probíhala ve třech fázích:

  1. Pre-subdukční fáze depozice okrajové pánve, později oddělená gondwanskou vrásněním během Permu -Pozdě Trias
  2. Střední subdukční fáze charakterizovaná vytvořením Antarktického poloostrova (vnitřní) a Ostrovy Jižní Shetlandy (vnější) magmatické oblouky uprostřed jurský -Miocén.
  3. Pozdní fáze subdukce, kdy otevření Bransfield Rift a nádrže na zpětný oblouk nastat. Poté následuje současná suchozemská a podmořská sopečná činnost z Oligocen -současnost.[5]

Historie před subdukcí

Antarktický poloostrov předchozí konfigurace desek.[6]

Tak jako Gondwana rozešli se Antarktický poloostrov začal nabývat svého moderního tvaru.[7] Zhruba před 220 miliony let se kontinenty Antarktidy, Jižní Ameriky a Afriky rozpadly. Toto rifting vytvořil nízký reliéf pánve, které umožňovaly transport sedimentů a následnou depozici sedimentárních hornin, které se staly nejstarší na poloostrově.[4] Tyto horniny patří do skupiny poloostrova Trojice (TPG), které jsou většinou složeny ze siliciclastu turbidit ložiska, silná ~ 1200–3000 m, uložená v okrajové mořské pánvi.[4] Bohužel jejich věk je špatně omezen, ale jsou s největší pravděpodobností shora Permu a Trias. Klastická složka těchto sedimentů byla odvozena ze zvětrávání, eroze a následné přepravy metamorfovaného, ​​magmatického a sedimentárního materiálu z Gondwana, pak na severovýchod.[4]

Gondwanská vrásnění

Viz také: Gondwanidská vrásnění

Během této doby byly sedimenty skupiny poloostrova Trinity složeny a mírně proměněny, zejména v nejsevernějším bodě poloostrova. Retroarc tlačení došlo také v tomto okamžiku. Obě události byly pravděpodobně způsobeny počínajícím subdukcí jihovýchodu Pacifická deska pod Gondwana superkontinent. Výsledkem bylo, že okrajové klasty povodí z oceánské základny tichomořské desky byly obduited na kontinentální okraj Gondwana, složený ze starších krystalů suterén.[4]

Střední subdukční fáze

Viz také: Andská vrásnění
Zobecněný průřez subdukční zóny Antarktida-Phoenix. (1) ledová vrstva, (2) druhohorní mořská ložiska, (3) krystalický substrát, (4) krystalický substrát, (5) spodní kůra, (6) andský pluton křídy, (7) stratiformní vulkanity, (8) horní plášť[4]

Vnitřní magmatický oblouk

Vnitřní magmatický oblouk, přestože je starší než vnější magmatický oblouk, má vyšší topografický reliéf. Tvoří pevninu Antarktického poloostrova. Vytvoření vnitřního magmatického oblouku je charakterizováno suchozemskou klastickou depozicí a ranými stadii kyselého vulkanismu a plutonismu.[4] Mesozoická klastická sekvence (číslo 2 - obrázek 2) se skládá z formace Mount Flora (MFF),[4] což je 270 m silné balení rostlinonosných hrubých sedimentů brekcie a konglomeráty, s omezeným množstvím vsazených pískovců a břidlic.[4] Pružná lůžka překrývají sedimenty TPG a jsou odděleny hranatými neshody. Nad klastickou sekvencí MFF leží kyselé vulkanity formace Kenny Glacier Formation (KGF).[4] Tato sopečná sekvence je 215 m silná skupina ryolit -dacite lávy, ignimbrites, tufy a aglomeráty.[4] Kyselé hráze a parapety které narušují sedimenty MFF a TPG, mohou být způsobeny KGF stratovulkán.[4] Kyselý vulkanismus, který vytvořil sekvenci KGF, je spojován s plutonickými vniknutími během Středa jurský -Brzy Křídový na severu antarktického poloostrova.[4] Tyto plutonické průniky mohly být způsobeny kupolí a rifting na kontinentálním okraji Gondwany na začátku subdukce oceánské desky.[4]


Vnější magmatický oblouk

Vnější magmatický oblouk, jehož Ostrovy Jižní Shetlandy jsou součástí, je migrace vnitřního magmatického oblouku na západ. Podobně jako vnitřní magmatický oblouk se vnější skládá z kyselého vulkanismu souvisejícího se subdukcí.[4] Studie o Alexander Island která se zaměřila na podmínky potřebné pro generování andezitový lávy předpokládaly, že zdrojem andezitových láv by mohl být buď vývoj deskového okna kvůli subdukci šířící se hřeben nebo rozpad subduktované desky pod předoblouková pánev.[3] Ostrovy Jižní Shetlandy jsou rozděleny dvěma systémy úder poruchy.[4] Starší systém, který je rovnoběžný s ostrovním obloukem, se vyznačuje pravostrannými poruchami a byl aktivní na ostrově King George po většinu Terciární.[8] Mladší systém poruch, také řada poruch úderu, posunul starší systém a vytvořil se příčně k ostrovnímu oblouku.[4] Pohyb poruchové aktivity byl způsoben rotací antarktického kontinentu proti směru hodinových ručiček vzhledem k subdukční zóně.[4]

Pozdní subdukční fáze, otevření Bransfield Rift

Vývoj Bransfield Rift, zobrazující vrácení příkopu a upwelling přemístěného materiálu pláště.[2]

Poslední a poslední etapa ve vývoji Antarktický poloostrov subdukční zóna je otevření Bransfieldu Trhlina,[2][5] vytvoření Bransfieldu zpětný oblouk povodí z Oligocen do současnosti.[2] Tato pánev odděluje vnitřní, starší magmatický oblouk (kontinentální Antarktický poloostrov) od vnějšího, mladšího magmatického oblouku (ostrovy Jižní Shetlandy).[9] Alkalické a tholeiitický s vulkanickou činností je spojena tato riftingová událost.

Příkopová migrace rozmetacího centra se připisuje subdukci Phoenix Plate pod Antarktická deska.[2] Rollback desky a ústup jižní Shetlandské příkopy směrem k oceánu vedly k tažným silám působícím na náběžnou hranu převažující desky.[2] The Bransfieldský průliv „Výsledek tohoto rozšíření se předpokládá na čtyři miliony let nebo méně;[2] magnetické anomálie vytvořený vytvořením nové čedičové kůry[6] a vyrovnáno s osou Bransfield Rift[2] naznačují, že nově vytvořené oceánská kůra v Bransfieldské úžině je stará zhruba 1,3 milionu let.[2] Usazování sedimentů a rozsáhlé průniky do trhliny bohužel činí počítačové modelování nespolehlivým.[2] Jsou přítomny izolované výskyty pozemské vulkanické aktivity, které mají převážně alkalické až tholeiitické složení.[6]

Reference

  1. ^ Eagles, G. (2004). „Tektonický vývoj deskového systému Antarktida – Phoenix od 15 Ma“ (PDF). Dopisy o Zemi a planetách. 217 (1–2): 97–109. Bibcode:2004E a PSL.217 ... 97E. doi:10.1016 / S0012-821X (03) 00584-3.
  2. ^ A b C d E F G h i j Barker, D. H. N .; Austin, J. A. (1998). "Šíření šíření, odtržení odtržení a související magmatismus v Bransfieldském průlivu na Antarktickém poloostrově". Journal of Geophysical Research. 103 (B10): 24017–24043. Bibcode:1998JGR ... 10324017B. doi:10.1029 / 98JB01117.
  3. ^ A b McCarron, J. J .; Larter, R. D. (1998). „Pozdní křída s počátkem historie terciárního subdukce na Antarktickém poloostrově“. Časopis geologické společnosti. 155 (2): 255. Bibcode:1998JGSoc.155..255M. doi:10.1144 / gsjgs.155.2.0255. S2CID  129764564.
  4. ^ A b C d E F G h i j k l m n Ó str q r Birkenmajer, K. (1994). „Vývoj tichomořského okraje severního antarktického poloostrova: přehled“. International Journal of Earth Sciences. 83 (2): 309–321. Bibcode:1994GeoRu..83..309B. doi:10.1007 / BF00210547 (neaktivní 11. 11. 2020).CS1 maint: DOI neaktivní od listopadu 2020 (odkaz)
  5. ^ A b Dziak, R. P .; Park, M .; Lee, W. S .; Matsumoto, H .; Bohnenstiehl, D. R .; Haxel, J. H. (2010). „Tectonomagmatic activity and ice dynamics in the Bransfield Strait back-arc basin, Antarctica“. Journal of Geophysical Research. 115 (B1): B01102. Bibcode:2010JGRB..115.1102D. doi:10.1029 / 2009JB006295.
  6. ^ A b C Breitsprecher, K .; Thorkelson, D. J. (2009). „Neogenní kinematická historie oken Nazca – Antarktida – Phoenix pod Patagonií a Antarktickým poloostrovem.“ Tektonofyzika. 464 (1–4): 10–20. Bibcode:2009Tectp.464 ... 10B. doi:10.1016 / j.tecto.2008.02.013.
  7. ^ Storey, B. C .; Nell, P. A. R. (1988). „Role úderů v tektonickém vývoji Antarktického poloostrova“. Časopis geologické společnosti. 145 (2): 333. Bibcode:1988JGSoc.145..333S. doi:10.1144 / gsjgs.145.2.0333. S2CID  129229353.
  8. ^ Nawrocki, J .; Panczyk, M .; Williams, I. S. (2010). "Izotopové věky a paleomagnetismus vybraných magmatických hornin z ostrova krále Jiřího (Antarktický poloostrov)". Časopis geologické společnosti. 167 (5): 1063. Bibcode:2010JGSoc.167.1063N. doi:10.1144/0016-76492009-177. S2CID  129365204.
  9. ^ Saunders, A.D .; Tarney, J. (1982). „Magmatická aktivita v jižních Andách a na severu Antarktického poloostrova: přehled“. Časopis geologické společnosti. 139 (6): 691. Bibcode:1982JGSoc.139..691S. doi:10.1144 / gsjgs.139.6.0691. S2CID  128618660.

Viz také

Externí odkazy