Заднедуговой бассейн

Бассейн задней дуги — это тип геологического бассейна , обнаруженный на некоторых конвергентных границах плит . В настоящее время все бассейны задней дуги представляют собой подводные образования, связанные с островными дугами и зонами субдукции , многие из которых обнаружены в западной части Тихого океана . Большинство из них являются результатом сил натяжения , вызванных процессом, известным как откат океанического желоба , когда зона субдукции движется к субдуцирующей плите. ^[1] Бассейны задней дуги изначально были неожиданным явлением в тектонике плит , поскольку предполагалось, что конвергентные границы повсеместно являются зонами сжатия. Однако в 1970 году Дэн Кариг опубликовал модель бассейнов задней дуги, согласующуюся с тектоникой плит. ^[2]

Задуговые бассейны обычно очень длинные и относительно узкие, часто длиной в тысячи километров, при этом их ширина не превышает нескольких сотен километров. Для образования задугового расширения требуется зона субдукции, но не все зоны субдукции имеют свойство задугового расширения. ^[3] Задуговые бассейны встречаются в областях, где погружающаяся плита океанической коры очень старая. ^[3] Ограниченная ширина задуговых бассейнов обусловлена ​​магматической активностью, зависящей от воды и вызванной мантийной конвекции, что ограничивает их формирование вдоль зон субдукции. ^[3] Скорости спрединга варьируются от нескольких сантиметров в год (как в Марианской впадине ) до 15 см/год в бассейне Лау . ^[4] Спрединговые хребты внутри бассейнов извергают базальты , которые похожи на те, что извергаются из срединно-океанических хребтов ; основное отличие заключается в том, что базальты задуговых бассейнов часто очень богаты магматической водой (обычно 1–1,5 вес. % H ₂ O), тогда как базальтовые магмы срединно-океанических хребтов очень сухие (обычно <0,3 вес. % H ₂ O). Высокое содержание воды в базальтовых магмах задуговых бассейнов обусловлено водой, переносимой вниз по зоне субдукции и высвобождаемой в вышележащий мантийный клин . ^[1] Дополнительными источниками воды может быть эклогитизация амфиболов и слюд в субдуцирующей плите. Подобно срединно-океаническим хребтам, задуговые бассейны имеют гидротермальные источники и связанные с ними хемосинтетические сообщества .

Свидетельства расширения морского дна были обнаружены в кернах дна бассейна. Толщина осадка , который собирался в бассейне, уменьшалась к центру бассейна, указывая на более молодую поверхность. Идея о том, что толщина и возраст осадка на морском дне связаны с возрастом океанической коры, была предложена Гарри Хессом. ^[5] Магнитные аномалии коры, которые образовались в задуговых бассейнах, отклонялись по форме от коры, образованной в срединно-океанических хребтах. ^[2] Во многих областях аномалии не кажутся параллельными, как и профили магнитных аномалий в бассейне, лишенные симметрии или центральной аномалии, как это бывает в традиционном океаническом бассейне, что указывает на асимметричное расширение морского дна. ^[2]

Это побудило некоторых характеризовать спрединг в задуговых бассейнах как более рассеянный и менее однородный, чем в срединно-океанических хребтах. ^[6] Идея о том, что спрединг в задуговом бассейне по своей сути отличается от спрединга в срединно-океанических хребтах, является спорной и обсуждалась на протяжении многих лет. ^[6] Другой выдвинутый аргумент заключается в том, что процесс спрединга морского дна одинаков в обоих случаях, но перемещение центров спрединга морского дна в бассейне вызывает асимметрию магнитных аномалий. ^[6] Этот процесс можно наблюдать в задуговом бассейне Лау. ^[6] Хотя магнитные аномалии сложнее расшифровать, породы, отобранные из центров спрединга в задуговом бассейне, не сильно отличаются от пород в срединно-океанических хребтах. ^[7] Напротив, вулканические породы близлежащей островной дуги значительно отличаются от тех, что находятся в бассейне. ^[7]

Бассейны тыловой дуги отличаются от обычных срединно-океанических хребтов, поскольку они характеризуются асимметричным спредингом морского дна, но он весьма изменчив даже в пределах одного бассейна. Например, в центральной части Марианской впадины текущие скорости спрединга в 2–3 раза больше на западном фланге, ^[8] тогда как на южном конце Марианской впадины положение центра спрединга, прилегающего к вулканическому фронту, предполагает, что общая аккреция земной коры там была почти полностью асимметричной. ^[9] Эта ситуация зеркально отражается на севере, где также развита большая асимметрия спрединга. ^[10]

Другие задуговые бассейны, такие как бассейн Лау, претерпели крупные рифтовые скачки и события распространения (внезапные изменения в относительном движении рифта), которые переместили центры спрединга из дистальных к дуге позиций в более проксимальные к дуге. ^[11] Наоборот, изучение недавних скоростей спрединга, по-видимому, относительно симметрично с, возможно, небольшими рифтовыми скачками. ^[12] Причина асимметричного спрединга в задуговых бассейнах остается плохо изученной. Общие идеи вызывают асимметрию относительно оси спрединга в процессах генерации дугового расплава и теплового потока, градиенты гидратации с расстоянием от плиты, эффекты мантийного клина и эволюцию от рифтинга к спредингу. ^{[13] [14] [15]}

Расширение коры за вулканическими дугами, как полагают, вызвано процессами, связанными с субдукцией. ^[1] Когда субдуцирующая плита опускается в астеносферу, она сбрасывает воду, вызывая плавление мантии, вулканизм и образование островных дуг. Другим результатом этого является образование конвекционной ячейки. ^[1] Поднимающаяся магма и тепло вместе с направленным наружу натяжением в коре, контактирующей с конвекционной ячейкой, вызывают образование области расплава, что приводит к образованию разлома . Этот процесс перемещает островную дугу к зоне субдукции, а остальную часть плиты — от зоны субдукции. ^[1] Обратное движение зоны субдукции относительно движения субдуцирующей плиты называется откатом впадины (также известным как откат шарнира или отступление шарнира ). По мере того, как зона субдукции и связанная с ней впадина тянутся назад, перекрывающая плита растягивается, истончая кору и образуя задуговой бассейн. В некоторых случаях расширение вызывается входом плавучего объекта в зону субдукции, который локально замедляет субдукцию и заставляет субдуцирующую плиту вращаться рядом с ней. Это вращение связано с отступлением траншеи и перекрывающим расширением плиты. ^[9]

Установлено, что возраст субдуцирующей коры, необходимый для установления задугового спрединга, составляет 55 миллионов лет или больше. ^{[15] [3]} Вот почему центры задугового спрединга, по-видимому, сосредоточены в западной части Тихого океана. ^[3] Угол падения субдуцирующей плиты также может быть значительным, как показано, он превышает 30° в областях задугового спрединга; это, скорее всего, связано с тем, что по мере старения океанической коры она становится плотнее, что приводит к более крутому углу падения. ^[3]

Истончение нависающей плиты из-за рифтинга задней дуги может привести к образованию новой океанической коры (т. е. спредингу задней дуги). По мере растяжения литосферы астеносфера под ней поднимается на небольшие глубины и частично плавится в результате адиабатического декомпрессионного плавления. Когда этот расплав приближается к поверхности, начинается спрединг.

Седиментация сильно асимметрична, при этом большая часть осадков поставляется из активной вулканической дуги, которая регрессирует в соответствии с откатом желоба. ^[16] Из кернов, собранных во время Проекта глубоководного бурения (DSDP), было обнаружено девять типов осадков в задуговых бассейнах западной части Тихого океана. ^[16] Потоки обломков массивных конгломератов с толстыми и средними слоями составляют 1,2% осадков, собранных DSDP. ^[16] Средний размер осадков в конгломератах — размер гальки, но может варьироваться от гранул до булыжников . ^[16] Вспомогательные материалы включают фрагменты известняка , кремень , мелководные окаменелости и обломки песчаника . ^[16]

Подводные конусные системы переслаивающихся турбидитовых песчаников и аргиллитов составили 20% от общей толщины осадков, извлеченных DSDP. ^[16] Конусы можно разделить на две подсистемы на основе различий в литологии , текстуре , осадочных структурах и стиле напластования . ^[16] Эти системы являются внутренней и средней конусной подсистемой и внешней конусной подсистемой. ^[16] Внутренняя и средняя конусная система содержит переслаивающиеся тонкие и средние слои песчаников и аргиллитов. ^[16] Структуры, которые обнаружены в этих песчаниках, включают обломки нагрузки , микроразломы , складки оползня, извилистые слоистости , структуры обезвоживания, градуированную слоистость и градуированные верхушки слоев песчаника. ^[16] Частичные последовательности Боума можно найти внутри подсистемы. ^[16] Внешняя конусная подсистема обычно состоит из более мелких осадков по сравнению с внутренней и средней конусной системой. ^[16] В этой системе обнаружены хорошо отсортированные вулканокластические песчаники, алевриты и аргиллиты. ^[16] Осадочные структуры, обнаруженные в этой системе, включают параллельные пластины, микроперекрестные пластины и градуированную слоистость. ^[16] В этой подсистеме можно выделить частичные последовательности Боума. ^[16]

Пелагические глины, содержащие железо-марганцевые микроконкреции , кварц , плагиоклаз , ортоклаз , магнетит , вулканическое стекло , монтмориллонит , иллит , смектит , остатки фораминифер , диатомовые водоросли и спикулы губок , составляли самый верхний стратиграфический разрез на каждом участке, где он был обнаружен. Этот тип осадков составлял 4,2% от общей толщины осадков, извлеченных DSDP. ^[16]

Биогенные пелагические кремнистые осадки состоят из радиоляриевых, диатомовых, силикофлагеллятовых илов и кремня. ^[16] Они составляют 4,3% от толщины извлеченного осадка. ^[16] Биогенные пелагические карбонаты являются наиболее распространенным типом осадка, извлеченным из задуговых бассейнов западной части Тихого океана. ^[16] Этот тип осадка составил 23,8% от общей толщины осадка, извлеченного DSDP. ^[16] Пелагические карбонаты состоят из ила, мела и известняка. ^[16] Наноископаемые и фораминиферы составляют большую часть осадка. ^[16] Повторно осажденные карбонаты составили 9,5% от общей толщины осадка, извлеченного DSDP. ^[16] Этот тип осадка имел тот же состав, что и биогенные пелагические карбонатные, но он был переработан с хорошо развитыми осадочными структурами. ^[16] Пирокластика, состоящая из вулканического пепла , туфа и множества других компонентов, включая наноископаемые, пирит , кварц, растительные остатки и стекло, составила 9,5% извлеченных осадков. ^[16] Эти вулканические осадки были получены из регионального тектонически контролируемого вулканизма и близлежащих источников островной дуги. ^[16]

Активные задуговые бассейны обнаружены в регионах Марианских островов , Кермадек-Тонга , Южной Шотландии , Мануса , Северных Фиджи и Тирренского моря , но большинство из них находятся в западной части Тихого океана. Не все зоны субдукции имеют задуговые бассейны; некоторые, как центральные Анды , связаны с компрессией задней дуги .

Существует ряд вымерших или ископаемых задуговых бассейнов, таких как бассейн Паресе Вела-Сикоку, Японское море и Курильская котловина. Компрессионные задуговые бассейны встречаются, например, в Пиренеях и Швейцарских Альпах . ^[17]

С развитием теории тектоники плит геологи считали, что конвергентные края плит являются зонами сжатия, поэтому зоны сильного расширения над зонами субдукции (бассейны задней дуги) не ожидались. Гипотеза о том, что некоторые конвергентные края плит активно расширяются, была разработана Дэном Каригом в 1970 году, когда он был аспирантом в Институте океанографии Скриппса . ^[2] Это стало результатом нескольких морских геологических экспедиций в западную часть Тихого океана.

• Заднедуговая область
• Преддуговой бассейн
• Внутридуговой бассейн

• Баркер, П. Ф.; Хилл, IA (1980). «Асимметричное распространение в задуговых бассейнах». Nature . 285 (5767): 652–654. Bibcode :1980Natur.285..652B. doi :10.1038/285652a0. S2CID  4233630.
• Дешам, А.; Фудзивара, Т. (2003). «Асимметричная аккреция вдоль медленно спредингового Марианского хребта». Geochem. Geophys. Geosyst . 4 (10): 8622. Bibcode :2003GGG.....4.8622D. doi :10.1029/2003GC000537.
• Форсайт, Д.; Уеда, С. (1975). «Об относительной важности движущих сил движения плит*». Geophysical Journal International . 43 (1): 163–200. Bibcode : 1975GeoJ...43..163F. doi : 10.1111/j.1365-246x.1975.tb00631.x .
• Гилл, Дж. Б. (1976). «Состав и возраст вулканических пород бассейна и хребта Лау: последствия для эволюции междугового бассейна и остаточной дуги». Бюллетень GSA . 87 (10): 1384–1395. Bibcode : 1976GSAB...87.1384G. doi : 10.1130/0016-7606(1976)87<1384:caaolb>2.0.co;2.
• Гесс, Генри Х. (1962). «История океанических бассейнов». Петрологические исследования: том в честь А. Ф. Баддингтона . 599–620. OCLC  881288.
• Кариг, Дэниел Э. (1970). «Хребты и бассейны островной дуговой системы Тонга-Кермадек». Журнал геофизических исследований . 75 (2): 239–254. Bibcode : 1970JGR....75..239K. doi : 10.1029/JB075i002p00239.
• Кляйн, ГД (1985). «Контроль глубины осадконакопления, тектонического поднятия и вулканизма в процессах осадконакопления в задуговых бассейнах западной части Тихого океана». Журнал геологии . 93 (1): 1–25. Bibcode : 1985JG.....93....1D. doi : 10.1086/628916. S2CID  129527339.
• Мартинес, Ф.; Фрайер, П.; Бейкер, Н.А.; Ямазаки, Т. (1995). «Эволюция задугового рифтинга: Марианская впадина, 20–24 с.ш.». J. Geophys. Res . 100 (B3): 3807–3827. Bibcode : 1995JGR...100.3807M. doi : 10.1029/94JB02466.
• Мартинес, Ф.; Фрайер, П.; Беккер, Н. (2000). «Геофизические характеристики Южно-Марианской впадины, 11N–13N». J. Geophys. Res. 105 (B7): 16591–16607. Bibcode :2000JGR...10516591M. doi : 10.1029/2000JB900117 .
• Molnar, P.; Atwater, T. (1978). «Междуговой спрединг и тектоника Кордильер как альтернативы, связанные с возрастом субдуцированной океанической литосферы». Earth Planet. Sci. Lett . 41 (3): 330–340. Bibcode : 1978E&PSL..41..330M. doi : 10.1016/0012-821X(78)90187-5.
• Парсон, Л. М.; Пирс, Дж. А.; Мертон, Б. Дж.; Ходкинсон, Р. А. (1990). «Роль скачков хребтов и распространения хребтов в тектонической эволюции тылового бассейна Лау, юго-западная часть Тихого океана». Геология . 18 (5): 470–473. Bibcode : 1990Geo....18..470P. doi : 10.1130/0091-7613(1990)018<0470:RORJAR>2.3.CO;2.
• Sdrolias, M.; Muller, RD (2006). "Контроль над образованиями задуговых бассейнов". Геохимия, геофизика, геосистемы . 7 (4): 1–40. Bibcode :2006GGG.....7.4016S. doi : 10.1029/2005GC001090 . S2CID  129068818.
• Тейлор, Брайан (1995). Backarc Basins: Tectonics and Magmatism. Нью-Йорк: Plenum Press. ISBN 9780306449376. OCLC 32464941  . 
• Тейлор, Б.; Зеллмер, К.; Мартинес, Ф.; Гудлифф, А. (1996). «Распространение морского дна в тыловой дуге бассейна Лау». Earth and Planetary Science Letters . 144 (1–2): 35–40. Bibcode : 1996E&PSL.144...35T. doi : 10.1016/0012-821x(96)00148-3.
• Uyeda S (1984). «Зоны субдукции: их разнообразие, механизм и влияние человека». GeoJournal . 8 (1): 381–406. Bibcode :1984GeoJo...8..381U. doi :10.1007/BF00185938. S2CID  128986436.
• Уоллес, Лора М.; Эллис , Сьюзан ; Манн, Пол (2009). "Модель столкновений для быстрых вращений блоков преддуги, кривизны дуги и эпизодического рифтогенеза задней дуги в условиях субдукции". Геохимия, геофизика, геосистемы . 10 (5): н/д. Bibcode : 2009GGG....10.5001W. doi : 10.1029/2008gc002220 .
• Ямазаки, Т.; Сима, Н.; Окино, К.; Китада, К.; Джошима, М.; Ода, Х.; Нака, Дж. (2003). "Процесс спрединга северной части Марианской впадины: переход рифтинг-спрединг на 22 с.ш.". Geochem. Geophys. Geosyst . 4 (9): 1075. Bibcode :2003GGG.....4.1075Y. doi : 10.1029/2002GC000492 .
• Zellmer, KE; Taylor, B. (2001). "Трехпластинчатая кинематическая модель раскрытия бассейна Лау". Geochem. Geophys. Geosyst . 2 (5): 1020. Bibcode : 2001GGG.....2.1020Z. doi : 10.1029/2000GC000106.

• Анимация субдукции, отката желоба и расширения задугового бассейна в EGU GIFT2017: Формирование Средиземноморья изнутри наружу, через YouTube