Изу-Бонин-Марианская дуга

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

Система дуг IBM образовалась в результате субдукции западной части Тихоокеанской плиты . Система дуг IBM в настоящее время субдуцирует литосферу от средней юры до раннего мела , с более молодой литосферой на севере и более старой литосферой на юге, включая самую древнюю (~170 миллионов лет, или млн лет) океаническую кору . Скорости субдукции варьируются 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 высвобождения летучих веществ (пара из захваченной воды и других газов) из субдуцированной плиты, когда она достигла достаточной глубины для того, чтобы температура вызвала высвобождение этих материалов. Связанные с ними желоба образуются, когда самая старая (самая западная) часть коры Тихоокеанской плиты с возрастом увеличивается в плотности, и из-за этого процесса, наконец, достигает своей самой низкой точки, как раз когда она субдуцируется под кору к западу от нее.

Система дуг IBM является прекрасным примером внутриокеанической конвергентной окраины (IOCM). IOCM построены на океанической коре и принципиально отличаются от островных дуг, построенных на континентальной коре, таких как Япония или Анды . Поскольку кора IOCM тоньше, плотнее и более тугоплавкая, чем под окраинами андийского типа, изучение расплавов и флюидов IOCM позволяет более уверенно оценивать потоки и процессы от мантии к коре, чем это возможно для конвергентных окраин андийского типа. Поскольку IOCM удалены от континентов, на них не влияет большой объем аллювиальных и ледниковых осадков. Последующий тонкий осадочный чехол значительно облегчает изучение инфраструктуры дуги и определение массы и состава субдуцированных осадков. Активные гидротермальные системы , обнаруженные на подводных частях IOCM, дают нам возможность изучить, как образовалось много важных рудных месторождений Земли.

Кора и литосфера, созданные дуговой системой IBM в течение ее истории ~50 млн лет, сегодня встречаются на западе вплоть до хребта Кюсю-Палау (к востоку от Западно-Филиппинского морского бассейна ), до 1000 км от современного желоба IBM. Дуговая система IBM является поверхностным выражением работы зоны субдукции , и это определяет ее вертикальную протяженность. Северная граница дуговой системы IBM следует по прогибу Нанкай на северо-восток и на юг Хонсю, соединяясь со сложной системой надвигов, которые продолжаются на восток от берега до Японского желоба . Пересечение желобов IBM, Японского и Сагами в тройном стыке Босо — одно из двух тройных стыков желоб-жест-жест на Земле. Дуговая система IBM ограничена на востоке очень глубоким желобом, глубина которого варьируется от почти 11 км в глубине впадины Челленджера до менее 3 км, где плато Огасавара входит в желоб. Южная граница находится там, где впадина IBM встречается с хребтом Кюсю-Палау около Белау . Определенная таким образом, система дуг IBM охватывает более 25° широты, от 11°N до 35°20'N.

Система дуги IBM является частью Филиппинской морской плиты , по крайней мере, в первом приближении. Хотя дуга IBM деформируется изнутри — и фактически на юге небольшая плита, известная как Марианская плита, отделена от Филиппинской морской плиты спрединговым хребтом в Марианской впадине — все равно полезно обсудить приблизительные скорости и направления Филиппинской морской плиты с ее литосферными соседями, поскольку они определяют, в первую очередь, насколько быстро и по каким линиям потока материал поступает в субдукционную фабрику. Филиппинская морская плита (PH) имеет четыре соседние плиты: Тихоокеанскую (PA), Евразийскую (EU), Североамериканскую (NA) и Каролинскую (CR). Между PH и CR существует незначительное относительное движение; кроме того, CR не питает IBM Subduction Factory, поэтому она далее не обсуждается. Североамериканская плита включает северную Японию, но относительное движение между ней и Евразией достаточно мало, чтобы относительное движение между PH и EU объясняло интересующее нас движение. Полюс Эйлера для PH-PA, выведенный из модели NUVEL-1A для текущих движений плит (DeMets et al. 1994), находится около 8°N 137.3°E, около южного конца Филиппинской морской плиты. PA вращается вокруг этого полюса против часовой стрелки ~1°/млн лет относительно PH. Это означает, что относительно самой южной IBM, PA движется на северо-запад и погружается примерно на 20–30 мм/год, тогда как относительно самой северной IBM, PA движется на запад-северо-запад и в два раза быстрее. На южном конце IBM почти нет конвергенции между Каролинской плитой и Филиппинской морской плитой. Дуга IBM не испытывает «отката» желоба, то есть миграции океанического желобак океану. Желоб движется к Евразии, хотя в системе дуг IBM поддерживается сильно выраженный режим растяжения из-за быстрой конвергенции PH-EU. Почти вертикальная ориентация субдуцированной плиты под южной частью IBM оказывает сильное «морское якорное» усилие, которое сильно сопротивляется ее боковому движению. Считается, что расширение бассейна задней дуги происходит из-за комбинированного воздействия силы морского якоря и быстрой конвергенции PH-EU (Scholz & Campos 1995). Наклон конвергенции между PA и системой дуг IBM заметно меняется вдоль системы дуг IBM. Конвергенция плит, выведенная из векторов сейсмического сдвига, является почти сдвиговой в самых северных Марианских островах, прилегающих к северному концу Марианского желоба и к югу от него, где дуга была «выгнута» раскрытием бассейна задней дуги, в результате чего образовался желоб, простирающийся примерно параллельно векторам конвергенции. Конвергенция сильно наклонная для большей части системы Марианской дуги, но более близка к ортогональной для самых южных Марианских островов и большинства сегментов Изу-Бонин. Маккаффри 1996 отметил, что скорость скольжения в направлении дуги в преддуге достигает максимума в 30 мм/год на севере Марианских островов. По мнению Маккаффри, это достаточно быстро, чтобы вызвать геологически значимые эффекты, такие как обнажение высокосортных метаморфических пород, и дает одно из объяснений того, почему преддуга в южной части IBM тектонически более активна, чем в северной части IBM.

Эволюция дуговой системы IBM является одной из наиболее известных среди всех конвергентных окраин. Поскольку IBM всегда была дуговой системой с сильным растяжением, ее компоненты охватывают широкую область от хребта Палау-Кюсю до желоба IBM (см. первый правый рисунок). В целом, самые старые компоненты находятся дальше всего на западе, но полная запись эволюции сохранилась в преддуге. Зона субдукции IBM началась как часть полусферического масштаба погружения старой плотной литосферы в западной части Тихого океана (Stern & Bloomer 1992). Начало истинной субдукции локализовало магматическую дугу близко к ее нынешнему положению, примерно в 200 км от желоба, и позволило мантии подпреддуги стабилизироваться и остыть. Дуга стабилизировалась примерно до 30 млн лет, когда она начала рифтовать, 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 спрединга 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 крупнейший на Земле задуговой бассейн . Дуга была нарушена во время рифтинга, но начала снова формироваться как отдельная магматическая система, как только началось спрединг морского дна. Дуговой вулканизм, особенно эксплозивный вулканизм, затухал в течение большей части этого эпизода, с возрождением, начавшимся около 20 млн лет назад на юге и около 17 млн ​​лет назад на севере. Тефра из северной и южной IBM показывает, что сильные различия в составе, наблюдаемые для современной дуги, существовали на протяжении большей части истории дуги, причем северная IBM была более истощенной, а южная IBM была относительно обогащенной. Около 15 млн лет назад самая северная IBM начала сталкиваться с Хонсю, вероятно, в результате новой субдукции вдоль Нанкайского прогиба. Новый эпизод рифтинга, приведший к формированию задугового бассейна Марианской впадины , начался где-то после 10 млн лет назад, а спрединг морского дна начался около 3–4 млн лет назад. Поскольку разрушение дуги является первым этапом формирования любого задугового бассейна, современные вулканы Марианской дуги не могут быть старше 3–4 млн лет назад, но вулканы Изу-Бонин могут быть такими же старыми, как ~25 млн лет назад. Междуговые рифты Изу начали формироваться около 2 млн лет назад.

Три сегмента IBM (рисунок справа) не соответствуют вариациям на входящей плите. Границы определяются тектонической линией Софуган (~29°30' с.ш.), разделяющей сегменты Изу и Бонин, и северным концом задугового бассейна Марианского прогиба (~23° с.ш.), который определяет границу между сегментами Бонин и Мариан. Преддуга, 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, которая включает приподнятые секторы 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 островную цепь от Гуама на север до Фердинанда де Мединилья на Марианских островах. Аналогично острова Бонин или Огасавара в основном состоят из эоценовых магматических пород. С преддугой или желобом IBM не связана аккреционная призма .

Магматическая ось дуги хорошо определена от Хонсю до Гуама. Эта «магматическая дуга» часто является подводной, с вулканами, построенными на подводной платформе, которая находится на глубине от 1 до 4 км. Вулканические острова распространены в сегменте Идзу, включая О-сима , Хатидзёдзима и Миякедзима . Сегмент Идзу дальше на юг также содержит несколько подводных фельзитовых кальдер. Сегмент дуги Идзу также перемежаем междуговыми рифтами. Сегмент Бонин к югу от тектонической линии Софуган содержит в основном подводные вулканы, а также некоторые, которые немного возвышаются над уровнем моря, такие как Нисино-сима . Сегмент Бонин характеризуется глубокой впадиной, желобом Огасавара, между магматической дугой и преддуговым поднятием островов Бонин. Самые высокие возвышенности в дуге IBM (не включая полуостров Идзу , где IBM выходит на сушу в Японии) находятся в южной части сегмента Бонин, где потухшие вулканические острова Минами Иводзима и Кита Иводзима возвышаются почти на 1000 м над уровнем моря. Батиметрическая высота, связанная с магматической дугой сегментов Идзу и Бонин, часто упоминается в японских публикациях как хребет Шичито, а острова Бонин часто упоминаются как острова Огасавара. Вулканы, извергающие лавы необычного состава — шошонитовая провинция — находятся в переходе между сегментами дуги Бонин и Марианской, включая Иводзиму . 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.

Тыловые дуговые области трех сегментов довольно сильно различаются. Сегмент Идзу отмечен несколькими вулканическими поперечными цепями, которые простираются на юго-запад от магматического фронта. Магматически голодный сегмент дуги Бонин не имеет ни тылового дугового бассейна, ни междугового рифта, ни тыловых дуговых поперечных цепей. Марианский сегмент характеризуется активно расширяющимся тыловым дуговым бассейном, известным как Марианская впадина. Марианская впадина демонстрирует заметные изменения по простиранию, при этом морское дно простирается к югу от 19°15' и рифтует дальше на север.

Система дуги IBM к юго-западу от Гуама заметно отличается от региона к северу. Область преддуги очень узкая, а пересечение оси спрединга заднего бассейна с дуговыми магматическими системами является сложным.

Все, что попадает в желоб IBM на Тихоокеанской плите, подвергается субдукции. В следующем разделе обсуждаются некоторые изменения литосферы непосредственно перед ее погружением, а также возраст и состав океанической коры и осадков на Тихоокеанской плите, прилегающей к желобу. Помимо субдуцированных осадков и коры Тихоокеанской плиты, существует также весьма существенный объем материала из перекрывающей преддуги IBM, который теряется в зоне субдукции из-за тектонической эрозии (Von Huene, Ranero & Vannucchi 2004).

Океанический желоб и связанный с ним внешний вал желоба отмечают, где Тихоокеанская плита начинает свой спуск в зону субдукции IBM. Впадина IBM находится там, где литосфера Тихоокеанской плиты начинает погружаться. Впадина IBM лишена какого-либо значительного осадочного заполнения; толщина осадков около 400 м полностью субдуцирована нисходящей плитой. Внешний вал желоба IBM поднимается примерно на 300 м над окружающим морским дном непосредственно перед впадиной. Литосфера, которая собирается спуститься в впадину, начинает изгибаться сразу за пределами впадины; морское дно поднимается в широкий вал высотой в несколько сотен метров, называемый «внешним выступом впадины» или «внешним подъемом впадины». Плита, которая должна быть субдуцирована, сильно разломлена, что позволяет морской воде проникать внутрь плиты, где гидратация мантийного перидотита может привести к образованию серпентинита . Образовавшийся таким образом серпентинит может переносить воду глубоко в мантию в результате субдукции.

Тихоокеанская плита субдуцирует в желобе IBM, поэтому понимание того, что субдуцируется под IBM, требует понимания истории западной части Тихого океана. Система дуг IBM субдуцирует литосферу от средней юры до раннего мела , с более молодой литосферой на севере и более старой литосферой на юге. Невозможно напрямую узнать состав субдуцируемых материалов, которые в настоящее время обрабатываются Фабрикой субдукции IBM — то, что сейчас находится на глубине 130 км в зоне субдукции, вошло в желоб 4–10 миллионов лет назад. Однако состав западной части Тихого океана — океанической коры — осадочных пород, коры и мантийной литосферы — изменяется достаточно систематически, чтобы в первом приближении мы могли понять, что сейчас обрабатывается, изучая то, что лежит на морском дне к востоку от желоба IBM.

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 изрезанной, разделенную плато Огасавара. Эти крупномасштабные изменения отмечают различные геологические истории на севере и юге. На невыразительном севере доминирует бассейн Надежды. На юге грубые выравнивания подводных гор , атоллов и островов определяют три большие цепи, простирающиеся с запада на запад-юго-восток (Winterer et al. 1993): остров Маркус — остров Уэйк — плато Огасавара, цепь подводных гор Магеллана и хребет Каролинских островов . Первые две цепи образовались в результате вулканизма вне хребта в меловое время, тогда как цепь Каролинских островов образовалась за последние 20 миллионов лет. Между этими цепями расположены два важных бассейна: бассейн Пигафетта — между цепями Маркуса-Уэйка и Магеллана, а Восточно-Марианский бассейн — между цепями Магеллана и Каролины.

Возраст морского дна Западной части Тихого океана был интерпретирован по магнитным аномалиям морского дна, соотнесенным со шкалой времени геомагнитной инверсии Nakanishi, Tamaki & Kobayashi 1992 и подтвержденным научным бурением Ocean Drilling Program . В интересующей области были выявлены три основных набора магнитных аномалий. Каждый из этих наборов линейных аномалий включает магнитные аномалии серии M (от средней юры до середины мела), которые по сути являются «годичными кольцами» Тихоокеанской плиты. Эти наборы аномалий указывают на то, что небольшая, примерно треугольная Тихоокеанская плита росла, распространяясь вдоль трех хребтов (Bartolini & Larson 2001). Самые старые идентифицируемые линейные аномалии - это M33 - M35 (Nakanishi 1993) или, возможно, даже M38 (Handschumacher et al. 1988). Трудно сказать, насколько старыми могут быть эти линейные аномалии и более старая кора; Самые старые магнитные линейные структуры, для которых был установлен возраст, - это M29 (157 млн ​​лет; (Channell et al. 1995). Магнитные линейные структуры, столь же старые, как M29, не известны в других океанах, а область в западной части Тихого океана, которая лежит внутри линейных структур M29 - то есть кора старше, чем M29 - составляет порядка 3x106 км ² , что составляет около трети размера Соединенных Штатов. Участок ODP 801 лежит на морском дне, которое значительно старше, чем M29, и фундамент MORB там дает возраст Ar-Ar 167±5 млн лет (Pringle 1992). Самые старые отложения на участке 801C относятся к средней юре, келловею или позднему бату (~162 млн лет; Gradstein, Ogg & Smith 2005).

Распространение морского дна в Тихом океане в меловой период эволюционировало от более EW 'Tethyan' ориентации к современному тренду NS. Это произошло в середине мелового периода, в интервале ~35–40 млн лет, характеризующемся отсутствием магнитных инверсий, известном как меловой суперхрон или зона покоя. Впоследствии местоположение простирающихся в направлении NS спрединговых хребтов относительно Тихоокеанского бассейна постепенно смещалось на восток в течение мелового и третичного периодов, что привело к нынешней выраженной асимметрии Тихого океана с очень молодым морским дном в восточной части Тихого океана и очень старым морским дном в западной части Тихого океана.

Осадки, доставляемые в желоб IBM, не являются толстыми, учитывая, что это одно из старейших морских лож на Земле. Вдали от подводных гор пелагическая последовательность представлена ​​кремнем и пелагической глиной с небольшим количеством карбоната. Карбонаты важны вблизи гайотов, распространенных в южной части региона. Кайнозойские осадки не важны, за исключением вулканического пепла и азиатского лесса, отложившегося рядом с Японией, и карбонатных осадков, связанных с относительно неглубокими Каролинским хребтом и Каролинской плитой . Сильные течения на морском дне, вероятно, ответственны за эту эрозию или отсутствие отложения.

Составы осадков, субдуцируемых под северной и южной частями дуги IBM, значительно различаются из-за меловой вулканической последовательности вне хребта на юге, которая отсутствует на севере. Лавы и вулканокластика, связанные с интенсивным эпизодом внутриплитного вулканизма, по времени близко соответствуют меловому суперхрону. Вне хребтовый вулканизм становился все более важным по мере приближения к плато Онтонг-Джава . В Восточно-Марианской впадине и впадине Пигафетта имеются толеитовые силлы толщиной 100–400 м (Abrams et al. 1993), и по крайней мере 650 м толеитовых потоков и силлов в бассейне Науру, около участка ODP 462. Кастильо, Прингл и Карлсон 1994 предполагают, что эта провинция может отражать формирование среднего мелового спредингового комплекса в бассейнах Науру и Восточно-Марианской. Дальше на север отложения, связанные с этим эпизодом, состоят из толстых последовательностей аптско - альбских вулканокластических турбидитов, сброшенных с появляющихся 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 и вокруг Восточно-Марианской и Пигафеттской впадин. Дальше на север, на участках DSDP 196 и 307 и участке ODP 1149, имеется мало свидетельств вулканической активности в среднемеловом периоде. Похоже, что аптско-альбский вулканический эпизод был в значительной степени ограничен регионом к югу от нынешней 20° с.ш. Палеомагнитные и кинематические соображения помещают этот обширный регион внехребтового вулканизма в нынешнюю близость Полинезии , где сегодня внехребтовый вулканизм, мелководная батиметрия и тонкая литосфера известны как «Суперсвелл» (Menard 1984; McNutt et al. 1990).

На рисунке выше показаны типичные отложения, пробуренные на участке Ocean Drilling Program 1149, к востоку от сегмента Изу–Бонин. Осадки, пробуренные на участке ODP 1149, имеют толщину около 400 м и их возраст составляет 134 миллиона лет. Осадочный разрез представляет собой типичную пелагическую стратиграфию , накопленную в основном в меловом периоде, но также и в последние 7 миллионов лет (поздний неоген ), построенную на фундаменте океанической коры раннего мелового периода . Самая нижняя часть состоит из карбоната и кремня, следующий слой очень богат кремнем, третий слой богат глиной. Затем следует длительный перерыв в осадконакоплении, прежде чем осадконакопление возобновится примерно 6,5 млн лет назад (поздний миоцен ) с отложением вулканического пепла, глины и переносимой ветром пыли. Стратиграфия к востоку от сегмента Мариана отличается от стратиграфии, которая была субдуцирована под сегмент Изу-Бонин, тем, что имеет гораздо большее обилие раннемеловых внутриплитных вулканитов и базальтов-затоплений. Около 470 м океанической коры было проникнуто на участке ODP 801C во время этапов 129 и 185. Это типичные базальты срединно-океанического хребта, которые были затронуты низкотемпературными гидротермальными изменениями . Эта кора перекрыта 3-метровым ярко-желтым гидротермальным отложением и около 60 м щелочного оливинового базальта возрастом 157,4±0,5 млн лет (Pringle 1992).

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

Пространственные закономерности сейсмичности имеют важное значение для определения и понимания морфологии и реологии субдуцирующих литосферных плит , и это особенно верно для зоны IBM Wadati–Benioff (WBZ). Katsumata & Sykes 1969 впервые описали наиболее важные особенности зоны IBM WBZ. Их исследование обнаружило зону глубоких землетрясений под южными Марианскими островами и предоставило некоторые из первых ограничений на глубокую вертикальную природу субдуцирующей тихоокеанской литосферы под южной IBM. Они также обнаружили область пониженной мелководной сейсмичности (≤70 км) и отсутствие глубоких (≥ 300 км) событий под островами Вулкан, прилегающими к стыку желобов Идзу-Бонин и Марианской впадины, где желоб простирается почти параллельно вектору конвергенции.

Совсем недавно Engdahl, van der Hilst & Buland 1998 предоставили каталог землетрясений, содержащий улучшенные местоположения (рисунок 10). Этот набор данных показывает, что под северной частью IBM падение WBZ плавно увеличивается от ~40° до ~80° к югу, а сейсмичность уменьшается между глубинами ~150 км и ~300 км (рисунки 11a c). Субдуцированная плита под центральной частью IBM (около 25° с.ш.; рис. 11c) очерчена сниженной сейсмической активностью, которая, тем не менее, определяет более вертикальную ориентацию, которая сохраняется на юг (рисунки 11d f). Глубокие землетрясения, здесь определяемые как сейсмические события глубиной ≥300 км, обычны под частями дуговой системы IBM (рисунки 10, 11). Глубокие события в системе IBM происходят реже, чем в большинстве других зон субдукции с глубокой сейсмичностью, таких как Тонга/Фиджи/Кермадек и Южная Америка. Под северным IBM глубокая сейсмичность простирается на юг до ~27,5° с.ш., а небольшой карман событий между 275 км и 325 км глубиной существует на ~22° с.ш. Существует узкая полоса глубоких землетрясений под южным IBM между ~21° с.ш. и ~17° с.ш., но к югу от этого наблюдается крайне мало глубоких событий. Хотя ранние исследования предполагали, что сейсмичность разграничивает верхнюю границу плиты, более поздние данные показали, что многие из этих землетрясений происходят внутри плиты. Например, исследование Накамуры и др. 1998 г. показало, что область событий под самым северным регионом IBM происходит на ~20 км ниже верхней части погружающейся плиты. Они предполагают, что трансформационный разлом, который происходит, когда метастабильный оливин переходит в более компактную структуру шпинели, создает эту зону сейсмичности. Действительно, механизм разломообразования для глубоких землетрясений является предметом горячих споров (например, Green & Houston 1995), и до сих пор не решен. Двойные сейсмические зоны (DSZ) были обнаружены в нескольких частях зоны субдукции IBM, но их местоположение в пределах плиты, а также интерпретации их существования существенно различаются. Под южной частью IBM, Samowitz & Forsyth 1981 обнаружили DSZ, лежащую на глубине 80 км и 120 км, причем две зоны разделены 30–35 км. Механизмы очагов землетрясенийуказывают на то, что верхняя зона, где происходит большинство событий, находится в состоянии сжатия вниз по падению, в то время как нижняя зона находится в состоянии растяжения вниз по падению. Эта DSZ расположена на глубине, где кривизна плиты наибольшая; на больших глубинах она разгибается в более плоскую конфигурацию. Samowitz & Forsyth 1981 предположили, что разгибание или термические напряжения в верхних 150 км плиты могут быть основной причиной сейсмичности. Для северной части IBM Iidaka & Furukawa 1994 использовали уточненную схему перемещения землетрясений для обнаружения DSZ между глубинами 300 км и 400 км, которая также имеет расстояние 30–35 км между верхней и нижней зонами. Они интерпретировали данные из преобразованных фаз S в P и термического моделирования, чтобы предположить, что DSZ является результатом трансформационного разлома метастабильного клина оливина в плите. Недавние исследования показывают, что изменения состава в погружающейся плите также могут способствовать образованию двойной сейсмической зоны (Abers 1996) или что зоны динамической активности представляют собой очаги дегидратации серпентина в плите (Peacock 2001).

Батиметрия региона Марианской дуги (Baker et al. 2008), показывающая все 51 сооружение, в настоящее время названное вдоль вулканического фронта между 12°30'N и 23°10'N. Гидротермально или вулканически активные подводные сооружения обозначены красным цветом; активные субаэральные сооружения обозначены зеленым цветом. Неактивные подводные и субаэральные сооружения обозначены более мелким черным и зеленым шрифтом соответственно. Для всех сооружений обозначения кальдер выделены жирным курсивом. Черные круги (диаметром 20 км) обозначают вулканические центры, состоящие из нескольких отдельных сооружений. Сплошная красная линия — это центр спрединга задней дуги.

Бейкер и др. 2008 идентифицировали 76 вулканических построек вдоль 1370 км Марианской дуги, сгруппированных в 60 вулканических центров , из которых по крайней мере 26 (20 подводных) являются гидротермально или вулканически активными. Общая плотность вулканических центров составляет 4,4/100 км дуги, а активных центров — 1,9/100 км. Активные вулканы лежат на высоте от 80 до 230 км над погружающейся Тихоокеанской плитой и ~25% лежат за магматическим фронтом дуги. Нет никаких доказательств регулярного расположения вулканов вдоль Марианской дуги. Частотное распределение расстояния между вулканами вдоль магматического фронта дуги достигает пиков между 20 и 30 км и показывает асимметричную форму с длинным хвостом, типичную для многих других дуг. Первая глобальная компиляция дуговых вулканов с использованием последних батиметрических данных показала, что дуги, которые хотя бы частично являются подводными, имеют популяцию почти 700 вулканов, из которых не менее 200 находятся под водой (de Ronde et al. 2003).

Бейкер и др. 2008 г. подсчитали, что внутриокеанические дуги в совокупности могут вносить вклад в гидротермальные выбросы, равные примерно 10% от выбросов глобальной системы срединно-океанических хребтов.

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

Ужасные сражения происходили на островах Сайпан и Иводзима в 1944 и 1945 годах; много молодых японских и американских солдат погибло в этих сражениях. Джордж Буш-старший был сбит в 1945 году около Тичидзимы на островах Бонин. Двенадцать японских моряков оказались в затруднительном положении в июне 1944 года на вулканическом Анатахане на семь лет вместе с смотрителем заброшенной плантации и привлекательной молодой японкой. Роман и фильм 1953 года Анатахан основаны на этих событиях. Бомбардировщик B-29 Enola Gay вылетел с Тиниана, чтобы сбросить первую атомную бомбу на Хиросиму в 1945 году. Сержант Сёити Ёкои скрывался в дебрях Гуама в течение 28 лет, прежде чем вышел из укрытия в 1972 году. Коричневая древесная змея была случайно завезена во время Второй мировой войны и с тех пор опустошает местных птиц на Гуаме.

• Марианская впадина
• Марианская впадина
• Марианские острова
• Южный подводный хребет Чаморро

• Abers, GA (1996). Структура плиты и происхождение двойных сейсмических зон . Конференция «Субдукция сверху вниз», Авалон, Калифорния; состоялась в июне 1994 г. Монография Американского геофизического союза. Т. 96. Вашингтон, округ Колумбия, стр. 223–228. ISSN  0065-8448.
• Abrams, LJ; Larson, RL; Shipley, TH; Lancelot, Y. (1993). "Меловые вулканические последовательности и юрская океаническая кора в Восточно-Марианской и Пигафеттской котловинах Западной части Тихого океана" (PDF) . В Prigle, MS; Sager, WW ; Sliter, WV; et al. (ред.). Мезозойская Тихоокеанская эпоха: геология, тектоника и вулканизм . Геофизическая монография. Т. 77. Американский геофизический союз. С. 77–101. ISBN 978-0-87590-036-0.
• Бейкер, ET; Эмбли, RW; Уокер, SL; Ресинг, JA; Луптон, JE; Накамура, K.-I.; де Роде, CEJ; Массот, GJ (2008). "Гидротермальная активность и распределение вулканов вдоль Марианской дуги". J. Geophys. Res . 113 (B8): B08S09. Bibcode : 2008JGRB..113.8S09B. doi : 10.1029/2007JB005423 .
• Бартолини, А.; Ларсон, Р.Л. (2001). «Тихоокеанская микроплита и суперконтинент Пангея в раннем и среднем юрском периоде» . Геология . 29 (8): 735–738. Bibcode : 2001Geo....29..735B. doi : 10.1130/0091-7613(2001)029<0735:PMATPS>2.0.CO;2. ISSN  0091-7613.
• Castillo, PR; Pringle, MS; Carlson, RW (1994). «Толеиты Восточной Марианской котловины: внутриплитные базальты мелового периода или рифтовые базальты, связанные с плюмом Онтонг-Ява?». Earth and Planetary Science Letters . 123 (1–3): 139–154. Bibcode : 1994E&PSL.123..139C. doi : 10.1016/0012-821X(94)90263-1.
• Channell, JT; Erba, E.; Nakanishi, M; Tamaki, K. (1995). «Модели блоков поздней юры-раннего мела и океанической магнитной аномалии». В WA Berggren; DV Kent; M.-P. Aubry; J. Hardenbol (ред.). SEPM Special Publication . Tulsa. стр. 51–63.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )^{[ постоянная мертвая ссылка ]}
• Деметс, Чарльз; Гордон, РГ; Аргус, ДД; Стайн, С. (1994). «Влияние недавних пересмотров шкалы времени геомагнитной инверсии на оценки текущих движений плит» (PDF) . Geophys. Res. Lett . 21 (20): 2191–2194. Bibcode :1994GeoRL..21.2191D. doi :10.1029/94GL02118.
• de Ronde, CEJ; Massoth, GJ; Baker, ET; Lupton, JE (2003). «Подводные гидротермальные источники, связанные с вулканическими дугами». В Simmons, SF; Graham, IJ (ред.). Вулканические, геотермальные и рудообразующие жидкости: правители и свидетели процессов внутри Земли . Society of Economic Geologists Spec. Publ. Vol. 10. pp. 91–110.
• Engdahl, ER; van der Hilst, RD; Buland, R. (1998). "Глобальное телесейсмическое перемещение очагов землетрясений с улучшенным временем прохождения и процедурами определения глубины" (PDF) . Bulletin of the Seismological Society of America . 88 (3): 722–743. Bibcode :1998BuSSA..88..722E. doi :10.1785/BSSA0880030722. hdl :1874/7873. S2CID  13363278. Архивировано из оригинала (PDF) 2010-08-06.
• Gradstein, FM; Ogg, JG; Smith, AG, ред. (2005). Геологическая шкала времени 2004. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-78673-7.
• Грин, II, Гарри В.; Хьюстон, Хайди (май 1995 г.). «Механика глубоких землетрясений» (PDF) . Annual Review of Earth and Planetary Sciences . 23 : 169–213. Bibcode : 1995AREPS..23..169G. doi : 10.1146/annurev.ea.23.050195.001125.^{[ постоянная мертвая ссылка ]}
• Хандшумахер, Д.; Сагер, В.В.; Хильде, Т.В.К.; Брейси, Д.Р. (1988). «Домеловая тектоническая эволюция Тихоокеанской плиты и расширение шкалы времени смены геомагнитной полярности с учетом происхождения юрской «Зоны покоя»". Тектонофизика . 155 (1–4): 365–380. Bibcode : 1988Tectp.155..365H. doi : 10.1016/0040-1951(88)90275-2.
• Katsumata, Mamoru; Sykes, LR (1969). «Сейсмичность и тектоника западной части Тихого океана: регионы Изу-Мариана-Каролина и Рюкю-Тайвань». Журнал геофизических исследований . 74 (25): 5923–5948. Bibcode : 1969JGR....74.5923K. doi : 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. PMID  17831624. S2CID  20494446.
• МакНатт, МК; Винтерер, ЭЛ; Сейгер, ВВ ; Натланд, Дж. Х.; Ито, Г. (1990). «Подъем Дарвина: меловой суперсвелл?». Geophysical Research Letters . 17 (8): 1101–1108. Bibcode : 1990GeoRL..17.1101M. doi : 10.1029/GL017i008p01101.
• McCaffrey, Robert (1996). "Оценки современных скоростей деформации, параллельных дуге, в преддугах" (PDF) . Geology . 24 (1): 27–30. Bibcode :1996Geo....24...27M. doi :10.1130/0091-7613(1996)024<0027:EOMAPS>2.3.CO;2. Архивировано из оригинала (PDF) 2011-07-20.
• Менар, Х. У. (1984). «Darwin Reprise». Журнал геофизических исследований: Твердая Земля . 89 (B12): 9960–9968. Bibcode : 1984JGR....89.9960M. doi : 10.1029/JB089iB12p09960.
• Накамура, Т.; Накано, И.; Фухимори, Х.; Юань, Г. (1998). «Наблюдение в реальном времени за трехмерной структурой явлений океана с помощью системы акустической томографии океана с частотой 200 Гц». 17-я Международная конференция по механике шельфа и арктической инженерии; Лиссабон, Португалия; состоялась 5–9 июля 1998 г. , стр. 8.
• Nakanishi, M. (1993). «Проявление пяти зон разломов в северо-западной части Тихого океана». В Prigle, MS; Sager, WW ; Sliter, WV; et al. (ред.). Мезозойская часть Тихого океана: геология, тектоника и вулканизм . Геофизическая монография. Том 77. Американский геофизический союз. С. 121–136. ISBN 978-0-87590-036-0.
• Наканиши, Масао; Тамаки, К.; Кобаяши, К. (1992). «Линейные магнитные аномалии от поздней юры до раннего мела в западно-центральной части Тихого океана». Geophysical Journal International . 109 (3): 701–719. Bibcode : 1992GeoJI.109..701N. doi : 10.1111/j.1365-246X.1992.tb00126.x .
• Oakley, AJ; Taylor, B.; Moore, GF (2008). "Субдукция Тихоокеанской плиты под центральной Марианской и Идзу-Бонинской передовыми дугами: новые идеи со старой окраины". Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (6): n/a. Bibcode : 2008GGG.....9.6003O. doi : 10.1029/2007gc001820 .
• Пикок, СМ (2001). «Вызваны ли нижние плоскости двойных сейсмических зон дегидратацией серпентина в субдукционной океанической мантии?» (PDF) . Геология . 29 (4): 299–302. Bibcode :2001Geo....29..299P. doi :10.1130/0091-7613(2001)029<0299:ATLPOD>2.0.CO;2. ISSN  0091-7613.^{[ постоянная мертвая ссылка ]}
• Plank, T.; Kelley, KA; Murray, RW; Stern, LQ (3 апреля 2007 г.). "Химический состав осадков, погружающихся в желоб Изу-Бонин". Геохимия, геофизика, геосистемы . 8 (4): Q04I16. Bibcode : 2007GGG.....8.4I16P. doi : 10.1029/2006GC001444 . ISSN  1525-2027.
• Pringle, MS (1992). «Радиометрический возраст базальтового фундамента, восстановленный на участках 800, 801 и 802, Leg 129, Западная часть Тихого океана». В RL Larson; Y. Lancelot; et al. (ред.). Труды проекта по бурению в океане, Научные результаты, College Station . стр. 363–372.
• Samowitz, I.; Forsyth, D. (1981). «Двойная сейсмическая зона под Марианской островной дугой». J. Geophys. Res . 86 (B8): 7013–7021. Bibcode : 1981JGR....86.7013S. doi : 10.1029/JB086iB08p07013.
• Scholz, CH; Campos, J. (1995). «О механизме сейсмического разъединения и распространения обратной дуги в зонах субдукции». Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 100 (B11): 22, 103–22, 115. Bibcode : 1995JGR...10022103S. doi : 10.1029/95jb01869.
• Seno, T.; Stein, S.; Gripp, AE (1993). "Модель движения Филиппинской морской плиты, согласующаяся с NUVEL-1 и геологическими данными" (PDF) . J. Geophys. Res . 98 (B10): 17, 941–17, 948. Bibcode :1993JGR....98...17W. doi :10.1029/93jb00782. Архивировано из оригинала (PDF) 2016-03-03 . Получено 2010-08-16 .
• Stern, Robert J. (2002). "Зоны субдукции" (PDF) . Reviews of Geophysics . 40 (4): 1012. Bibcode :2002RvGeo..40.1012S. doi :10.1029/2001RG000108. S2CID  247695067. Архивировано из оригинала (PDF) 29-08-2017 . Получено 15-08-2010 .
• Stern, Robert J.; Bloomer, SH (1992). «Зарождение зоны субдукции: примеры из эоценовой дуги Изу-Бонин-Марианской и юрской Калифорнийской дуги». Geol. Soc. Am. Bull . 104 (12): 1621–1636. Bibcode : 1992GSAB..104.1621S. doi : 10.1130/0016-7606(1992)104<1621:SZIEFT>2.3.CO;2.
• Stern, RJ; Fouch, MJ; Klemperer, S. (2003). "Обзор субдукционной фабрики Изу–Бонин–Мариана" (PDF) . В J. Eiler; M. Hirschmann (ред.). Внутри субдукционной фабрики . Геофизическая монография. Том 138. Американский геофизический союз. С. 175–222. ISBN 978-0-87590-997-4. Архивировано из оригинала (PDF) 2016-11-27 . Получено 2010-08-16 .
• Von Huene, Roland; Ranero, CR; Vannucchi, P. (2004). "Generic model of subduction evolution" (PDF) . Geology . 32 (10): 913–916. Bibcode :2004Geo....32..913V. doi :10.1130/G20563.1. Архивировано из оригинала (PDF) 2011-06-14.
• Winterer, EL; Natland, JH; Van Waagsbergen, RJ; Duncan, RA; McNutt, MK; Wolfe, CJ; Silva, IP; Sager, WW; Sliter, WV (1993). "Меловые гайоты в северо-западной части Тихого океана: обзор их геологии и геофизики". В Prigle, MS; Sager, WW ; Sliter, WV; et al. (ред.). Мезозойская часть Тихого океана: геология, тектоника и вулканизм . Геофизическая монография. Т. 77. Американский геофизический союз. С. 307–334. ISBN 978-0-87590-036-0.

• [1] – Исследования NOAA Ring of Fire 2006 в Марианской дуге – включая видео
• [2] – Исследования NOAA Ring of Fire 2004 в Марианской дуге – включая видео
• [3] – Исследования NOAA Ring of Fire 2003 в Марианской дуге – включая видео
• [4] – информация о встрече по геонаукам 2007 года, посвященной дуге IBM, включая презентации и постеры, которые можно загрузить.