El sistema de arco Izu–Bonin–Mariana (IBM) es un límite convergente de placas tectónicas en Micronesia . El sistema de arco IBM se extiende a lo largo de 2800 km al sur desde Tokio, Japón, hasta más allá de Guam , e incluye las islas Izu , las islas Bonin y las islas Marianas ; gran parte del sistema de arco IBM está sumergido por debajo del nivel del mar. El sistema de arco IBM se encuentra a lo largo del margen oriental de la placa del Mar de Filipinas en el Océano Pacífico occidental. Es el sitio de la grieta más profunda en la superficie sólida de la Tierra, el abismo Challenger en la fosa de las Marianas .
El sistema de arco IBM se formó como resultado de la subducción de la placa del Pacífico occidental . El sistema de arco IBM ahora subduce litosfera del Jurásico medio al Cretácico temprano, con litosfera más joven en el norte y litosfera más antigua en el sur, incluida la corteza oceánica más antigua (~170 millones de años o Ma) . Las tasas de subducción varían de ~2 cm (1 pulgada) por año en el sur a 6 cm (~2,5 pulgadas) en el norte.
Se cree que las islas volcánicas que componen estos arcos de islas se formaron a partir de la liberación de sustancias volátiles (vapor de agua atrapada y otros gases) de la placa subducida, cuando esta alcanzó la profundidad suficiente para que la temperatura provocara la liberación de estos materiales. Las fosas asociadas se forman a medida que la parte más antigua (la más occidental) de la corteza de la placa del Pacífico aumenta en densidad con la edad y, debido a este proceso, finalmente alcanza su punto más bajo justo cuando se subduce bajo la corteza al oeste de ella.
El sistema de arcos de IBM es un excelente ejemplo de un margen convergente intraoceánico (IOCM). Los IOCM están construidos sobre corteza oceánica y contrastan fundamentalmente con los arcos insulares construidos sobre corteza continental, como Japón o los Andes . Debido a que la corteza de los IOCM es más delgada, más densa y más refractaria que la que se encuentra debajo de los márgenes de tipo andino, el estudio de los fluidos y los fundidos de los IOCM permite una evaluación más confiable de los flujos y procesos del manto a la corteza de lo que es posible para los márgenes convergentes de tipo andino. Debido a que los IOCM están muy alejados de los continentes, no se ven afectados por el gran volumen de sedimentos aluviales y glaciares. La consiguiente delgada cubierta sedimentaria hace que sea mucho más fácil estudiar la infraestructura del arco y determinar la masa y la composición de los sedimentos subducidos. Los sistemas hidrotermales activos que se encuentran en las partes submarinas de los IOCM nos brindan la oportunidad de estudiar cómo se formaron muchos de los depósitos minerales importantes de la Tierra.
La corteza y la litosfera producidas por el sistema de arco IBM durante su historia de ~50 Ma se encuentran hoy tan al oeste como la dorsal de Kyushu-Palau (justo al este de la cuenca del mar de Filipinas Occidental ), hasta 1.000 km de la actual fosa IBM. El sistema de arco IBM es la expresión superficial del funcionamiento de una zona de subducción y esto define su extensión vertical. El límite norte del sistema de arco IBM sigue la fosa de Nankai hacia el noreste y hacia el sur de Honshū, uniéndose con un complejo sistema de empujes que continúan mar adentro hacia el este hasta la fosa de Japón . La intersección de las fosas IBM, Japón y Sagami en la triple unión de Boso es una de las dos únicas uniones triples fosa-fosa-fosa en la Tierra. El sistema de arco IBM está limitado al este por una fosa muy profunda, que va desde casi 11 km de profundidad en el abismo Challenger hasta menos de 3 km donde la meseta de Ogasawara entra en la fosa. El límite sur se encuentra donde la fosa IBM se encuentra con la cordillera Kyushu-Palau cerca de Belau . Así definido, el sistema de arco IBM se extiende a lo largo de 25° de latitud, desde 11°N hasta 35°20'N
El sistema de arco IBM es parte de la placa marina de Filipinas , al menos en una primera aproximación. Aunque el arco IBM se deforma internamente (y de hecho, en el sur una pequeña placa conocida como la placa de las Marianas está separada de la placa marina de Filipinas por una cresta que se extiende en la depresión de las Marianas ), sigue siendo útil analizar las velocidades y direcciones aproximadas de la placa marina de Filipinas con sus vecinas litosféricas, porque éstas definen, en primer orden, con qué rapidez y a lo largo de qué líneas de corriente se introduce material en la fábrica de subducción. La placa marina de Filipinas (PH) tiene cuatro placas vecinas: la del Pacífico (PA), la euroasiática (EU), la norteamericana (NA) y la carolina (CR). Hay un movimiento relativo menor entre la PH y la CR; además, la CR no alimenta la fábrica de subducción IBM, por lo que no se analiza más a fondo. La placa norteamericana incluye el norte de Japón, pero el movimiento relativo entre ella y Eurasia es lo suficientemente pequeño como para que el movimiento relativo entre la PH y la EU explique el movimiento de interés. El polo de Euler para PH-PA, tal como se infiere del modelo NUVEL-1A para los movimientos de las placas actuales (DeMets et al. 1994), se encuentra aproximadamente a 8°N 137,3°E, cerca del extremo sur de la placa del Mar de Filipinas. PA gira alrededor de este polo en sentido antihorario ~1°/Ma con respecto a PH. Esto significa que, en relación con la IBM más al sur, PA se está moviendo en dirección noroeste y está subduciendo a unos 20–30 mm/año, mientras que, en relación con la IBM más al norte, PA se está moviendo en dirección oeste-noroeste y dos veces más rápido. En el extremo sur de la IBM, casi no hay convergencia entre la placa Carolina y la placa del Mar de Filipinas. El arco de la IBM no está experimentando un "retroceso" de la fosa, es decir, la migración de la fosa oceánica.hacia el océano. La fosa se está moviendo hacia Eurasia, aunque se mantiene un régimen fuertemente extensional en el sistema de arco IBM debido a la rápida convergencia PH-EU. La orientación casi vertical de la placa subducida debajo del sur de IBM ejerce una fuerte fuerza de "anclaje marino" que resiste fuertemente su movimiento lateral. Se cree que la expansión de la cuenca de retroarco se debe a los efectos combinados de la fuerza de anclaje marino y la rápida convergencia PH-EU (Scholz y Campos 1995). La oblicuidad de la convergencia entre PA y el sistema de arco IBM cambia notablemente a lo largo del sistema de arco IBM. La convergencia de placas inferida a partir de los vectores de deslizamiento del terremoto es casi de rumbo en las Marianas más septentrionales, adyacentes y al sur del extremo norte de la Fosa de las Marianas, donde el arco ha sido "arqueado" por la apertura de la cuenca de retroarco, lo que da como resultado una fosa que se dirige aproximadamente en paralelo a los vectores de convergencia. La convergencia es fuertemente oblicua en la mayor parte del sistema del Arco de las Marianas, pero es más ortogonal en las Marianas más meridionales y en la mayor parte de los segmentos Izu-Bonin. McCaffrey, en 1996, observó que la tasa de deslizamiento paralelo al arco en el antearco alcanza un máximo de 30 mm/año en las Marianas septentrionales. Según McCaffrey, esto es lo suficientemente rápido como para haber producido efectos geológicos significativos, como el desprendimiento de rocas metamórficas de alto grado, y proporciona una explicación de por qué el antearco en la IBM meridional es tectónicamente más activo que el de la IBM septentrional.
La evolución del sistema de arco IBM es una de las más conocidas de cualquier margen convergente. Debido a que IBM siempre ha sido un sistema de arco en fuerte extensión, sus componentes abarcan una amplia zona, desde la dorsal Palau-Kyushu hasta la fosa IBM (véase la primera figura de la derecha). En general, los componentes más antiguos están más al oeste, pero se conserva un registro completo de la evolución en el antearco. La zona de subducción IBM comenzó como parte de un hundimiento a escala hemisférica de litosfera antigua y densa en el Pacífico occidental (Stern y Bloomer 1992). El comienzo de la verdadera subducción localizó el arco magmático cerca de su posición actual, a unos 200 km de la fosa, y permitió que el manto subantearco se estabilizara y se enfriara. El arco se estabilizó hasta hace unos 30 Ma, cuando comenzó a fracturarse para formar la cuenca Parece Vela . La expansión también comenzó en la parte más septentrional del arco IBM hace unos 25 Ma y se propagó hacia el sur para formar la cuenca Shikoku. Los sistemas de expansión de las cuencas Parece Vela y Shikoku se encontraron hace unos 20 Ma y la cuenca combinada Parece Vela-Shikioku continuó ensanchándose hasta hace unos 15 Ma, produciendo finalmente la cuenca de arco posterior más grande de la Tierra . El arco se interrumpió durante el rifting, pero comenzó a construirse de nuevo como un sistema magmático distinto una vez que comenzó la expansión del fondo marino. El vulcanismo del arco, especialmente el vulcanismo explosivo, disminuyó durante gran parte de este episodio, con un resurgimiento que comenzó hace unos 20 Ma en el sur y unos 17 Ma en el norte. La tefra del IBM norte y sur muestra que han existido fuertes diferencias de composición observadas para el arco moderno durante la mayor parte de la historia del arco, con el IBM norte más agotado y el IBM sur relativamente enriquecido. Aproximadamente hace 15 Ma, el IBM más septentrional comenzó a colisionar con Honshū, probablemente como resultado de una nueva subducción a lo largo de la fosa de Nankai. Un nuevo episodio de rifting para formar la cuenca de arco posterior de la Fosa de las Marianas comenzó en algún momento después de 10 Ma, con la expansión del fondo marino comenzando alrededor de 3-4 Ma. Debido a que la interrupción del arco es la primera etapa en la formación de cualquier cuenca de arco posterior, los volcanes actuales del arco de las Marianas no pueden tener más de 3-4 Ma, pero los volcanes Izu-Bonin podrían tener hasta ~25 Ma. Las grietas interarco de Izu comenzaron a formarse alrededor de 2 Ma.
Los tres segmentos de IBM (figura de la derecha) no corresponden a variaciones en la placa entrante. Los límites están definidos por la línea tectónica de Sofugan (~29°30'N) que separa los segmentos de Izu y Bonin, y por el extremo norte de la cuenca del arco posterior de la fosa de las Marianas (~23°N), que define el límite entre los segmentos de Bonin y Mariana. El antearco, el arco activo y el arco posterior se expresan de manera diferente en cada lado de estos límites (ver figura a continuación). El antearco es la parte del sistema de arco entre la fosa y el frente magmático del arco e incluye sectores elevados del antearco situados cerca del frente magmático, a veces llamado el "arco frontal". El antearco de IBM desde Guam hasta Japón tiene unos 200 km de ancho. Las partes elevadas del antearco, compuestas de basamento ígneo del Eoceno coronado por terrazas arrecifales del Eoceno y de épocas más recientes, producen la cadena de islas que va desde Guam hacia el norte hasta Ferdinand de Medinilla en las Marianas. De manera similar, las islas Bonin u Ogasawara están compuestas principalmente de rocas ígneas del Eoceno. No hay ningún prisma de acreción asociado con el antearco o la fosa de IBM.
El eje magmático del arco está bien definido desde Honshū hasta Guam. Este "arco magmático" es a menudo submarino, con volcanes construidos sobre una plataforma submarina que se encuentra entre 1 y 4 km de profundidad de agua. Las islas volcánicas son comunes en el segmento de Izu, incluyendo O-shima , Hachijojima y Miyakejima . El segmento de Izu más al sur también contiene varias calderas félsicas submarinas. El segmento del arco de Izu también está marcado por grietas entre arcos. El segmento de Bonin al sur de la línea tectónica de Sofugan contiene principalmente volcanes submarinos y también algunos que se elevan ligeramente por encima del nivel del mar, como Nishino-shima . El segmento de Bonin se caracteriza por una cuenca profunda, la depresión de Ogasawara, entre el arco magmático y la elevación del antearco de las islas Bonin. Las elevaciones más altas en el arco IBM (sin incluir la península de Izu , donde IBM llega a tierra en Japón) se encuentran en la parte sur del segmento Bonin, donde las islas volcánicas extintas de Minami Iwo Jima y Kita Iwo Jima se elevan a casi 1000 m sobre el nivel del mar. El alto batimétrico asociado con el arco magmático de los segmentos Izu y Bonin a menudo se conoce como la cresta Shichito en las publicaciones japonesas, y las Bonins a menudo se conocen como las islas Ogasawara. Los volcanes que expulsan lavas de composición inusual -la provincia shoshonítica- se encuentran en la transición entre los segmentos del arco Bonin y Mariana, incluido Iwo Jima . El arco magmático en las Marianas es submarino al norte de Uracas , al sur del cual el arco Mariana incluye islas volcánicas (de norte a sur): Asunción , Maug , Agrigan , Pagan , Alamagan , Guguan , Sarigan y Anatahan . Los volcanes Mariana vuelven a ser submarinos al sur de Anatahan.
Las regiones de arco posterior de los tres segmentos son bastante diferentes. El segmento Izu está marcado por varias cadenas volcánicas cruzadas que se extienden hacia el SO alejándose del frente magmático. El segmento del arco Bonin, carente de magma, no tiene cuenca de arco posterior, rift entre arcos ni cadenas cruzadas de arco posterior. El segmento Mariana se caracteriza por una cuenca de arco posterior que se extiende activamente, conocida como la depresión de las Marianas. La depresión de las Marianas muestra marcadas variaciones a lo largo del rumbo, con un fondo marino que se extiende al sur de 19°15' y se abre paso más al norte.
El sistema de arco IBM al suroeste de Guam es marcadamente diferente de la región situada al norte. La región del antearco es muy estrecha y la intersección del eje de expansión de la cuenca del trasarco con los sistemas magmáticos del arco es compleja.
Todo lo que entra en la fosa IBM de la placa del Pacífico se subduce. En la siguiente sección se analizan algunas modificaciones de la litosfera justo antes de su descenso y la edad y composición de la corteza oceánica y los sedimentos de la placa del Pacífico adyacente a la fosa. Además de los sedimentos y la corteza subducidos de la placa del Pacífico, también hay un volumen muy sustancial de material del antearco IBM que se pierde en la zona de subducción por erosión tectónica (Von Huene, Ranero y Vannucchi 2004).
La fosa oceánica y el oleaje asociado de la fosa exterior marcan el punto en el que la placa del Pacífico comienza a descender hacia la zona de subducción de IBM . La fosa IBM es el punto en el que la litosfera de la placa del Pacífico comienza a hundirse. La fosa IBM carece de cualquier relleno de sedimentos significativo; el espesor de aproximadamente 400 m de sedimentos se subduce completamente con la placa que desciende. El oleaje de la fosa exterior de IBM se eleva hasta unos 300 m por encima del fondo marino circundante justo antes de la fosa. La litosfera que está a punto de descender hacia una fosa comienza a curvarse justo fuera de la fosa; el fondo marino se eleva hasta formar un oleaje amplio de unos cientos de metros de altura y que se conoce como "protuberancia de la fosa exterior" o "elevación de la fosa exterior". La placa que está a punto de ser subducida está muy fallada, lo que permite que el agua de mar penetre en el interior de la placa, donde la hidratación de la peridotita del manto puede generar serpentinita . La serpentinita así generada puede llevar agua a las profundidades del manto como resultado de la subducción.
La placa del Pacífico se subduce en la fosa IBM, por lo que para entender lo que se subduce debajo de IBM es necesario comprender la historia del Pacífico occidental. El sistema del arco IBM subduce la litosfera del Jurásico medio al Cretácico temprano , con la litosfera más joven en el norte y la litosfera más antigua en el sur. No es posible conocer directamente la composición de los materiales subducidos que actualmente procesa la fábrica de subducción IBM: lo que ahora está a 130 km de profundidad en la zona de subducción ingresó en la fosa hace 4 a 10 millones de años. Sin embargo, la composición del fondo marino del Pacífico occidental ( corteza oceánica , sedimentos, corteza y litosfera del manto) varía lo suficientemente sistemáticamente como para que, en una primera aproximación, podamos entender lo que se está procesando actualmente estudiando lo que se encuentra en el fondo marino al este de la fosa IBM.
El fondo marino de la placa del Pacífico al este del sistema del arco IBM se puede subdividir en una porción norte que es batimétricamente "suave" y una porción sur que es batimétricamente accidentada, separadas por la meseta de Ogasawara. Estas variaciones a gran escala marcan historias geológicas distintas al norte y al sur. El norte sin rasgos distintivos está dominado por la cuenca de Nadezhda. En el sur, alineaciones toscas de montes submarinos , atolones e islas definen tres grandes cadenas con rumbo ONO-ESE (Winterer et al. 1993): la meseta de la isla Marcus , la isla Wake y Ogasawara, la cadena de montes submarinos de Magallanes y la dorsal de las islas Carolinas . Las dos primeras cadenas se formaron por vulcanismo fuera de la dorsal durante el Cretácico , mientras que la cadena de las islas Carolinas se formó durante los últimos 20 millones de años. Entre estas cadenas se encuentran dos cuencas importantes: la cuenca de Pigafetta, entre las cadenas Marcus-Wake y Magallanes, y la cuenca de Mariana Oriental, entre las cadenas de Magallanes y Carolinas.
La edad del fondo marino del Pacífico occidental se ha interpretado a partir de anomalías magnéticas del fondo marino correlacionadas con la escala de tiempo de inversión geomagnética Nakanishi, Tamaki y Kobayashi 1992 y confirmadas por la perforación científica del Programa de Perforación Oceánica . Se han identificado tres conjuntos principales de anomalías magnéticas en el área de interés. Cada uno de estos conjuntos de lineaciones comprende anomalías magnéticas de la serie M (desde mediados del Jurásico hasta mediados del Cretácico) que son esencialmente "anillos de crecimiento" de la placa del Pacífico. Estos conjuntos de anomalías indican que la pequeña placa del Pacífico, aproximadamente triangular, creció extendiéndose a lo largo de tres crestas (Bartolini y Larson 2001). Las lineaciones identificables más antiguas son M33 a M35 (Nakanishi 1993) o quizás incluso M38 (Handschumacher et al. 1988). Es difícil decir qué edad podrían tener estas lineaciones y la corteza más antigua; Las lineaciones magnéticas más antiguas para las cuales se han asignado edades son M29 (157 Ma; (Channell et al. 1995). No se conocen lineaciones magnéticas tan antiguas como M29 en otros océanos, y el área en el Pacífico occidental que se encuentra dentro de la lineación M29, es decir, la corteza más antigua que M29, es del orden de 3x106 km 2 , aproximadamente un tercio del tamaño de los Estados Unidos. El sitio ODP 801 se encuentra en un fondo marino que es considerablemente más antiguo que M29 y el basamento MORB allí produce edades Ar-Ar de 167 ± 5 Ma (Pringle 1992). Los sedimentos más antiguos en el sitio 801C son del Jurásico medio, Calloviano o Batoniano tardío (~162 Ma; Gradstein, Ogg y Smith 2005).
La expansión del fondo marino en el Pacífico durante el Cretácico evolucionó desde una orientación más EO "Tetiana" hasta la tendencia NS moderna. Esto ocurrió durante el Cretácico medio, un intervalo de ~35–40 Ma caracterizado por una falta de inversiones magnéticas conocido como el Supercrón Cretácico o Zona Tranquila. Posteriormente, la ubicación de las dorsales de expansión de tendencia NS en relación con la Cuenca del Pacífico migró progresivamente hacia el este a lo largo del Cretácico y el Terciario, lo que dio como resultado la marcada asimetría actual del Pacífico, con un fondo marino muy joven en el Pacífico Oriental y un fondo marino muy antiguo en el Pacífico Occidental.
Los sedimentos que llegan a la fosa IBM no son espesos, considerando que se trata de uno de los fondos marinos más antiguos de la Tierra. Lejos de los montes submarinos, la secuencia pelágica está dominada por sílex y arcilla pelágica , con poco carbonato. Los carbonatos son importantes cerca de los guyots, comunes en la parte sur de la región. Los sedimentos cenozoicos no son importantes, excepto por las cenizas volcánicas y el loess asiático depositado adyacente a Japón y los sedimentos carbonatados asociados con la relativamente poco profunda dorsal y placa de Carolina . Las fuertes corrientes del fondo marino son probablemente responsables de esta erosión o falta de deposición.
Las composiciones de los sedimentos que se subducen debajo de las partes norte y sur del arco IBM son significativamente diferentes, debido a la sucesión volcánica fuera de la cresta del Cretácico en el sur que falta en el norte. Las lavas y volcaniclásticos asociados con un episodio intenso de vulcanismo intraplaca se corresponden en el tiempo estrechamente con el Superchron del Cretácico. El vulcanismo fuera de la cresta se volvió cada vez más importante a medida que se acercaba a la meseta de Ontong-Java . Hay umbrales toleíticos de 100 a 400 m de espesor en la cuenca de las Islas Marianas Orientales y la cuenca de Pigafetta (Abrams et al. 1993), y al menos 650 m de flujos y umbrales toleíticos en la cuenca de Nauru, cerca del sitio ODP 462. Castillo, Pringle y Carlson 1994 sugieren que esta provincia puede reflejar la formación de un sistema de expansión del Cretácico medio en las cuencas de Nauru y las Islas Marianas Orientales. Más al norte, los depósitos relacionados con este episodio consisten en gruesas secuencias de turbiditas volcaniclásticas del Aptiano - Albiano desprendidas de islas volcánicas emergentes, como las preservadas en el sitio DSDP 585 y los sitios ODP 800 y 801. Unos pocos cientos de metros de depósitos volcaniclásticos probablemente caracterizan la sucesión sedimentaria en y alrededor de las cuencas de las Marianas Orientales y Pigafetta. Más al norte, en los sitios DSDP 196 y 307 y el sitio ODP 1149, hay poca evidencia de actividad volcánica de mediados del Cretácico. Parece que el episodio volcánico del Aptiano-Albiano estuvo restringido en gran medida a la región al sur de la actual latitud 20°N. Consideraciones paleomagnéticas y cinemáticas de placas ubican a esta amplia región de vulcanismo fuera de la cordillera en la actual vecindad de Polinesia , donde hoy el vulcanismo fuera de la cordillera, la batimetría superficial y la litosfera delgada se conocen como el 'Superswell' (Menard 1984; McNutt et al. 1990).
La figura de arriba muestra los sedimentos típicos perforados en el sitio 1149 del Programa de Perforación Oceánica , al este del segmento Izu-Bonin. Los sedimentos perforados en el sitio 1149 del ODP tienen alrededor de 400 m de espesor y una antigüedad de 134 millones de años. La sección sedimentaria es una estratigrafía pelágica típica , acumulada principalmente en el Cretácico pero también en los últimos 7 millones de años ( Neógeno tardío ) construida sobre un basamento de corteza oceánica del Cretácico temprano . La porción más baja es carbonato y sílex, la siguiente capa es muy rica en sílex, la tercera capa es rica en arcilla. A esto le sigue una larga pausa deposicional antes de que la sedimentación se reanude ~6,5 Ma ( Mioceno tardío ), con deposición de ceniza volcánica, arcilla y polvo arrastrado por el viento. La estratigrafía al este del segmento Mariana difiere de la que se encuentra subducida debajo del segmento Izu-Bonin en que tiene una abundancia mucho mayor de basaltos volcánicos intraplaca y de inundación del Cretácico Inferior. Alrededor de 470 m de corteza oceánica fueron penetrados en el sitio ODP 801C durante las Etapas 129 y 185. Estos son basaltos típicos de dorsales oceánicas que fueron afectados por alteración hidrotermal de baja temperatura. Esta corteza está cubierta por un depósito hidrotermal de color amarillo brillante de 3 m de espesor y alrededor de 60 m de basalto olivino alcalino , de 157,4 ± 0,5 Ma de antigüedad (Pringle 1992).
La estructura profunda del sistema IBM se ha fotografiado utilizando una variedad de técnicas geofísicas . Esta sección ofrece una descripción general de estos datos, incluido un análisis de la estructura del manto a profundidades superiores a 200 km.
Los patrones espaciales de sismicidad son esenciales para localizar y comprender la morfología y reología de las placas litosféricas en subducción , y esto es particularmente cierto para la zona IBM Wadati–Benioff (WBZ). Katsumata y Sykes 1969 describieron por primera vez las características más importantes de la IBM WBZ. Su estudio detectó una zona de terremotos profundos debajo de las Marianas del sur y proporcionó algunas de las primeras restricciones sobre la naturaleza profunda y vertical de la litosfera del Pacífico en subducción debajo del sur de IBM. También encontraron una región de sismicidad superficial reducida (≤70 km) y una ausencia de eventos profundos (≥ 300 km) debajo de las Islas Volcán adyacentes a la unión de las fosas Izu Bonin y Mariana, donde las tendencias de la fosa son casi paralelas al vector de convergencia.
Más recientemente, Engdahl, van der Hilst y Buland (1998) proporcionaron un catálogo de terremotos que contiene ubicaciones mejoradas (Figura 10). Este conjunto de datos muestra que, debajo de IBM norte, la inclinación de la WBZ se hace más pronunciada suavemente desde ~40° hasta ~80° hacia el sur, y la sismicidad disminuye entre profundidades de ~150 km y ~300 km (Figuras 11a c). La placa subducida debajo de IBM central (cerca de 25°N; Figura 11c) está delineada por una actividad sísmica reducida que, sin embargo, define una orientación más vertical que persiste hacia el sur (Figuras 11d f). Los terremotos profundos, aquí definidos como eventos sísmicos ≥300 km de profundidad, son comunes debajo de partes del sistema de arco de IBM (Figuras 10, 11). Los eventos profundos en el sistema de IBM son menos frecuentes que en la mayoría de las otras zonas de subducción con sismicidad profunda, como Tonga/Fiji/Kermadec y Sudamérica. Por debajo de la IBM norte, la sismicidad profunda se extiende hacia el sur hasta ~27,5°N, y existe una pequeña zona de eventos entre 275 km y 325 km de profundidad a ~22°N. Hay una estrecha banda de terremotos profundos debajo de la IBM sur entre ~21°N y ~17°N, pero al sur de esta zona hay muy pocos eventos profundos. Aunque los primeros estudios asumieron que la sismicidad demarcaba el límite superior de la placa, evidencia más reciente ha demostrado que muchos de estos terremotos ocurren dentro de la placa. Por ejemplo, un estudio de Nakamura et al. 1998 mostró que una región de eventos debajo de la región IBM más septentrional ocurre ~20 km por debajo de la parte superior de la placa en subducción. Proponen que el fallamiento transformacional, que ocurre cuando el olivino metaestable cambia a una estructura de espinela más compacta, produce esta zona de sismicidad. De hecho, el mecanismo de fallamiento para los terremotos profundos es un tema muy debatido (por ejemplo, Green y Houston 1995), y aún no se ha resuelto. Se han detectado zonas sísmicas dobles (DSZ) en varias partes de la zona de subducción de IBM, pero sus ubicaciones dentro de la placa, así como las interpretaciones de su existencia, varían drásticamente. Debajo del sur de IBM, Samowitz y Forsyth en 1981 encontraron una DSZ a 80 km y 120 km de profundidad, con las dos zonas separadas por 30-35 km. Mecanismos focales de terremotosindican que la zona superior, donde ocurren la mayoría de los eventos, está en compresión hacia abajo, mientras que la zona inferior está en extensión hacia abajo. Esta DSZ está ubicada a una profundidad donde la curvatura de la losa es mayor; a mayores profundidades se desenrolla en una configuración más plana. Samowitz y Forsyth 1981 sugirieron que las tensiones térmicas o de enderezamiento en los 150 km superiores de la losa pueden ser la causa principal de la sismicidad. Para IBM norte, Iidaka y Furukawa 1994 utilizaron un esquema refinado de reubicación de terremotos para detectar una DSZ entre profundidades de 300 km y 400 km, que también tiene un espaciamiento de 30 a 35 km entre las zonas superior e inferior. Interpretaron datos de fases convertidas de S a P y modelado térmico para proponer que la DSZ resulta del fallamiento transformacional de una cuña de olivino metaestable en la losa. Trabajos recientes sugieren que las variaciones de composición en la losa en subducción también pueden contribuir a la zona sísmica doble (Abers 1996), o que las DSZ representan el lugar de la deshidratación serpentina en la losa (Peacock 2001).
Batimetría de la región del arco de las Marianas (Baker et al. 2008), que muestra los 51 edificios nombrados actualmente a lo largo del frente volcánico entre 12°30'N y 23°10'N. Los edificios submarinos activos desde el punto de vista hidrotermal o volcánico están marcados en rojo; los edificios subaéreos activos están marcados en verde. Los edificios submarinos y subaéreos inactivos están marcados en letra negra y verde más pequeña, respectivamente. Para todos los edificios, las etiquetas de las calderas están en cursiva y negrita. Los círculos negros (de 20 km de diámetro) identifican los centros volcánicos compuestos por múltiples edificios individuales. La línea roja continua es el centro de expansión del trasarco.
Baker et al. 2008 identificaron 76 edificios volcánicos a lo largo de 1370 km del arco de las Marianas, agrupados en 60 centros volcánicos , de los cuales al menos 26 (20 submarinos) son hidrotermalmente o volcánicamente activos. La densidad general de centros volcánicos es de 4,4/100 km de arco, y la de centros activos es de 1,9/100 km. Los volcanes activos se encuentran de 80 a 230 km por encima de la placa del Pacífico en subducción, y ~25% se encuentran detrás del frente magmático del arco. No hay evidencia de un espaciamiento regular de los volcanes a lo largo del arco de las Marianas. La distribución de frecuencia del espaciamiento de los volcanes a lo largo del frente magmático del arco alcanza su punto máximo entre 20 y 30 km y muestra la forma asimétrica de cola larga típica de muchos otros arcos. La primera compilación global de volcanes de arco utilizando datos batimétricos recientes estimó que los arcos que son al menos parcialmente submarinos tienen una población de casi 700 volcanes, de los cuales al menos 200 están sumergidos (de Ronde et al. 2003).
Baker et al. 2008 estimaron que los arcos intraoceánicos combinados pueden contribuir con emisiones hidrotermales equivalentes a aproximadamente el 10% de las del sistema global de dorsales oceánicas.
Guam, en el sistema del arco IBM del sur, es el lugar donde Magallanes desembarcó por primera vez después de su épica travesía del océano Pacífico en 1521. Las islas Bonin fueron una importante parada para obtener agua y suministros para la caza de ballenas de Nueva Inglaterra a principios del siglo XIX. En ese momento se las conocía como las islas Peel.
En 1944 y 1945 se libraron terribles batallas en las islas de Saipán e Iwo Jima; en ellas murieron muchos jóvenes soldados japoneses y estadounidenses. George H. W. Bush fue derribado en 1945 cerca de Chichijima , en las islas Bonin. En junio de 1944, doce marineros japoneses quedaron varados en la volcánica Anatahan durante siete años, junto con el supervisor de la plantación abandonada y una atractiva joven japonesa. La novela y la película de 1953 Anatahan están basadas en estos acontecimientos. El bombardero B-29 Enola Gay voló desde Tinian para lanzar la primera bomba atómica sobre Hiroshima en 1945. El sargento Shoichi Yokoi se escondió en las zonas salvajes de Guam durante 28 años antes de salir de su escondite en 1972. La serpiente arbórea marrón se introdujo accidentalmente durante la Segunda Guerra Mundial y desde entonces ha devastado a las aves nativas de Guam.
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