El sistema de arco Izu-Bonin-Mariana (IBM) es un límite convergente de placas tectónicas en Micronesia . El sistema de arco de IBM se extiende más 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 de IBM está sumergido por debajo del nivel del mar. El sistema de arco de 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 herida 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 la litosfera del Jurásico medio al Cretácico Inferior , con una litosfera más joven en el norte y una litosfera más antigua en el sur, incluida la corteza oceánica más antigua (~170 millones de años, o Ma) . Las tasas de subducción varían desde ~2 cm (1 pulgada) por año en el sur hasta 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 volátiles (vapor de agua atrapada y otros gases) que se liberan de la placa subducida, cuando alcanzó una profundidad suficiente para que la temperatura provocara la liberación de estos materiales. . Las trincheras 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 debajo de la corteza hacia el oeste de la misma.
El sistema de arco de IBM es un excelente ejemplo de margen convergente intraoceánico (IOCM). Los IOCM están construidos sobre la corteza oceánica y contrastan fundamentalmente con los arcos de islas construidos sobre la corteza continental, como Japón o los Andes . Debido a que la corteza del 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 derretimientos y fluidos del 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 composición de los sedimentos subducidos. Los sistemas hidrotermales activos encontrados en las partes submarinas de los IOCM nos brindan la oportunidad de estudiar cuántos de los depósitos minerales importantes de la Tierra se formaron.
La corteza y la litosfera producidas por el sistema de arco de IBM durante su historia de ~50 Ma se encuentran hoy tan al oeste como la cresta Kyushu-Palau (justo al este de la cuenca del Mar de Filipinas Occidental ), hasta 1.000 km de la actual trinchera de 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 de IBM sigue la depresión de Nankai hacia el noreste y hacia el sur de Honshū, uniéndose a un complejo sistema de empujes que continúan mar adentro hacia el este hasta la fosa de Japón . La intersección de las trincheras de IBM, Japón y Sagami en el cruce triple de Boso, uno de los dos únicos cruces triples trinchera-trinchera-trinchera en la Tierra. El sistema de arco de IBM está limitado al este por una trinchera muy profunda, que va desde casi 11 km de profundidad en el abismo Challenger hasta menos de 3 km donde la meseta de Ogasawara ingresa a la trinchera. 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 de IBM se extiende a lo largo de 25° de latitud, desde 11°N hasta 35°20'N.
El sistema de arco de IBM es parte de la Placa del Mar 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 Placa de las Marianas está separada de la Placa del Mar de Filipinas por una cresta que se extiende en la Depresión de las Marianas ), sigue siendo útil discutir las velocidades y direcciones aproximadas de las Filipinas. Sea Plate con sus vecinos litosféricos, porque estos definen, en primer orden, con qué rapidez y a lo largo de qué líneas de flujo se alimenta el material a la Fábrica de Subducción. La placa del Mar 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 PH y CR; además, CR no alimenta a IBM Subduction Factory, por lo que no se analiza más a fondo. La placa de América del Norte incluye el norte de Japón, pero el movimiento relativo entre ella y Eurasia es lo suficientemente pequeño como para que el movimiento relativo entre PH y EU explique el movimiento de interés. El polo de Euler para PH-PA, como se deduce del modelo NUVEL-1A para los movimientos actuales de las placas (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 el IBM más al sur, PA se mueve al NO y se subduce a aproximadamente 20 a 30 mm/año, mientras que en relación con el IBM más al norte, PA se mueve al WNW y dos veces más rápido. En el extremo sur de IBM, casi no hay convergencia entre la Placa Carolina y la Placa del Mar de Filipinas. El arco de IBM no está experimentando un "retroceso" de la fosa oceánica, es decir, la migración de la fosa oceánica.hacia el océano. La trinchera 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 "ancla marina" que resiste fuertemente su movimiento lateral. Se cree que la expansión de la cuenca del arco posterior se debe a los efectos combinados de la fuerza del ancla marina y la rápida convergencia PH-EU (Scholz y Campos 1995). La oblicuidad de la convergencia entre PA y el sistema de arco de IBM cambia notablemente a lo largo del sistema de arco de IBM. La convergencia de placas inferida a partir de los vectores de deslizamiento sísmico es casi de deslizamiento en las Marianas más septentrionales, adyacentes y al sur del extremo norte de la Depresión de las Marianas, donde el arco ha sido "arqueado" por la apertura de la cuenca del arco posterior, lo que ha resultado en una trinchera que incide aproximadamente paralela a los vectores de convergencia. La convergencia es fuertemente oblicua para la mayor parte del sistema del Arco de las Marianas, pero es más casi ortogonal para las Marianas más al sur y la mayoría de los segmentos de Izu-Bonin. McCaffrey 1996 observó que la tasa de deslizamiento paralelo al arco en el antearco alcanza un máximo de 30 mm/año en las Marianas del Norte. Según McCaffrey, esto es lo suficientemente rápido como para haber producido efectos geológicamente significativos, como el destechamiento de rocas metamórficas de alto grado, y proporciona una explicación de por qué el antearco en el sur de IBM es tectónicamente más activo que el del norte de IBM.
La evolución del sistema Arc de IBM se encuentra entre las más conocidas de cualquier margen convergente. Debido a que IBM siempre ha sido un sistema de arco bajo una fuerte extensión, sus componentes abarcan un área amplia, desde la cresta Palau-Kyushu hasta la trinchera de IBM (ver la primera figura de la derecha). En general, los componentes más antiguos se encuentran más al oeste, pero en el antearco se conserva un registro completo de la evolución. La zona de subducción de IBM comenzó como parte de un hundimiento a escala hemisférica de una litosfera antigua y densa en el Pacífico occidental (Stern y Bloomer 1992). El comienzo de una verdadera subducción localizó el arco magmático cerca de su posición actual, a unos 200 km de la trinchera, y permitió que el manto del subantearco se estabilizara y se enfriara. El arco se estabilizó hasta aproximadamente 30 Ma, cuando comenzó a dividirse para formar la Cuenca Parece Vela . La expansión también comenzó en la parte más septentrional del arco IBM hace unos 25 millones de años y se propagó hacia el sur para formar la cuenca de Shikoku. Los sistemas de expansión de las cuencas Parece Vela y Shikoku se encontraron hace aproximadamente 20 Ma y la cuenca Combinada Parece Vela-Cuenca Shikioku continuó ampliándose hasta aproximadamente 15 Ma, produciendo en última instancia la cuenca de retroarco más grande de la Tierra . El arco se interrumpió durante el rifting, pero comenzó a construirse nuevamente como un sistema magmático distinto una vez que comenzó la expansión del fondo marino. El vulcanismo de arco, especialmente el vulcanismo explosivo, disminuyó durante gran parte de este episodio, con un resurgimiento que comenzó aproximadamente 20 Ma en el sur y aproximadamente 17 Ma en el norte. La tefra del IBM del norte y del 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 del norte más agotado y el IBM del sur relativamente enriquecido. Aproximadamente hace 15 millones de años, el IBM más septentrional comenzó a chocar con Honshū, probablemente como resultado de una nueva subducción a lo largo de la depresión de Nankai. Un nuevo episodio de rifting para formar la cuenca del arco posterior de la fosa de las Marianas comenzó en algún momento después de 10 Ma, y la expansión del fondo marino comenzó alrededor de 3 a 4 Ma. Debido a que la interrupción del arco es la primera etapa en la formación de cualquier cuenca de arco posterior, los actuales volcanes del arco de las Marianas no pueden tener más de 3 a 4 millones de años, pero los volcanes Izu-Bonin podrían tener hasta ~25 millones de años. Las fisuras entre arcos de Izu comenzaron a formarse aproximadamente hace 2 millones de años.
Los tres segmentos de IBM (figura a la derecha) no corresponden a variaciones de 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 Bonin y segmentos marianos. El arco anterior, el arco activo y el arco posterior se expresan de manera diferente en cada lado de estos límites (consulte la figura siguiente). El antearco es la parte del sistema de arco entre la trinchera y el frente magmático del arco e incluye sectores elevados del antearco situados cerca del frente magmático, a veces llamado "arco frontal". El antearco de IBM desde Guam hasta Japón tiene unos 200 km de ancho. Las porciones elevadas del antearco, compuestas de basamento ígneo del Eoceno coronado por terrazas de arrecifes del Eoceno y de edades más recientes, producen la cadena de islas desde el norte de Guam hasta Ferdinand de Medinilla en las Marianas. De manera similar, las islas Bonin u Ogasawara están compuestas en su mayoría por rocas ígneas del Eoceno. No hay ningún prisma de acreción asociado con el antearco o la trinchera de IBM.
El eje magmático del arco está bien definido desde Honshū hasta Guam. Este "arco magmático" suele ser submarino, con volcanes construidos sobre una plataforma submarina que se encuentra entre 1 y 4 km de profundidad en el agua. Las islas volcánicas son comunes en el segmento de Izu, incluidas 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 fisuras entre arcos. El segmento Bonin al sur de la Línea Tectónica Sofugan contiene principalmente volcanes submarinos y también algunos que se elevan ligeramente sobre el nivel del mar, como Nishino-shima . El segmento Bonin se caracteriza por una cuenca profunda, la depresión de Ogasawara, entre el arco magmático y el levantamiento del antearco de las islas Bonin. Las elevaciones más altas en el arco de IBM (sin incluir la Península de Izu , donde IBM desembarca 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 de Izu y Bonin a menudo se conoce como Shichito Ridge en las publicaciones japonesas, y los Bonins a menudo se denominan Islas Ogasawara. En la transición entre los segmentos del arco Bonin y Mariana, incluido Iwo Jima , se encuentran volcanes que hacen erupción de lavas de composición inusual (la provincia shoshonítica) . El arco magmático en las Marianas es submarino al norte de las Uracas , al sur de las cuales el arco de las Marianas incluye islas volcánicas (de norte a sur): Asunción , Maug , Agrigan , Pagan , Alamagan , Guguan , Sarigan y Anatahan . Los volcanes marianos vuelven a convertirse en submarinos al sur de Anatahan.
Las regiones del arco posterior de los tres segmentos son bastante diferentes. El segmento de Izu está marcado por varias cadenas transversales volcánicas que se extienden al SO desde el frente magmático. El segmento de arco de Bonin, carente de magma, no tiene cuenca de arco posterior, grieta entre arcos ni cadenas cruzadas de arco posterior. El segmento de las Marianas se caracteriza por una cuenca de arco posterior que se extiende activamente conocida como la depresión de las Marianas. La fosa de las Marianas muestra marcadas variaciones a lo largo del rumbo, con el fondo marino extendiéndose al sur de 19°15' y rompiéndose más al norte.
El sistema de arco de IBM al suroeste de Guam es marcadamente diferente de la región del norte. La región del antearco es muy estrecha y la intersección del eje de expansión de la cuenca del contraarco con los sistemas magmáticos del arco es compleja.
Todo lo que hay en la placa del Pacífico que entra en la trinchera de IBM está subducido. La siguiente sección analiza algunas modificaciones de la litosfera justo antes de su descenso y la edad y composición de la corteza oceánica y los sedimentos en la placa del Pacífico adyacente a la fosa. Además de los sedimentos subducidos y la corteza 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 la erosión tectónica (Von Huene, Ranero y Vannucchi 2004).
La fosa oceánica y el oleaje de la fosa exterior asociada marcan el lugar donde la Placa del Pacífico comienza su descenso hacia la Zona de Subducción IBM . La fosa de IBM es donde la litosfera de la Placa del Pacífico comienza a hundirse. La trinchera de IBM carece de cualquier relleno de sedimento significativo; el espesor de ~400 mo más o menos de los sedimentos se subduce completamente con la placa descendente. El oleaje de la fosa exterior de IBM se eleva a unos 300 m sobre el fondo marino circundante justo antes de la fosa. La litosfera que está a punto de descender a una zanja comienza a doblarse justo fuera de la zanja; el fondo marino se eleva hasta formar un amplio oleaje de unos pocos cientos de metros de altura y se denomina "protuberancia de la fosa exterior" o "elevación de la fosa exterior". La placa que está a punto de ser subducida tiene muchas fallas, 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 transportar agua a las profundidades del manto como resultado de la subducción.
La placa del Pacífico se subduce en la fosa de IBM, por lo que comprender qué se subduce debajo de IBM requiere comprender la historia del Pacífico occidental. El sistema de arco de IBM subduce la litosfera del Jurásico medio al Cretácico temprano , con una litosfera más joven en el norte y una litosfera más antigua en el sur. No es posible conocer directamente la composición de los materiales subducidos que actualmente procesa la IBM Subduction Factory; lo que hoy se encuentra a 130 km de profundidad en la zona de subducción entró en la fosa hace entre 4 y 10 millones de años. Sin embargo, la composición del fondo marino del Pacífico occidental y de la 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 ahora estudiando lo que hay en el fondo marino al este de la IBM. zanja.
El fondo marino de la placa del Pacífico al este del sistema de arco IBM se puede subdividir en una porción norte que es batimétricamente "lisa" y una porción sur que es batimétricamente accidentada, separadas por la meseta de Ogasawara. Estas variaciones a gran escala marcan historias geológicas distintas hacia el norte y el sur. El norte, sin rasgos distintivos, está dominado por la cuenca Nadezhda. En el sur, las alineaciones crudas de montes submarinos , atolones e islas definen tres grandes cadenas de tendencia ONO-ESE (Winterer et al. 1993): la isla Marcus - Isla Wake- meseta Ogasawara, la cadena de montes submarinos de Magallanes y la cresta de las Islas Carolinas . . Las dos primeras cadenas se formaron por vulcanismo fuera de las crestas 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 Pigafetta se encuentra entre las cadenas Marcus-Wake y Magellan, y la cuenca East Mariana se encuentra entre las cadenas Magellan y Caroline.
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 Ocean Drilling Program . Se han identificado tres conjuntos principales de anomalías magnéticas en el área de interés. Cada uno de estos conjuntos de lineamientos comprende anomalías magnéticas de la serie M (del Jurásico medio al Cretácico medio) 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 tan antiguas podrían ser estas líneas y la corteza más antigua; las lineaciones magnéticas más antiguas a las que se les 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 del 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 del sitio ODP 801 de Estados Unidos se encuentra en un fondo marino que es considerablemente más antiguo que M29 y el basamento MORB allí arroja 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 & Smith 2005).
La expansión del fondo marino en el Pacífico durante el Cretácico evolucionó desde una orientación más EW 'Tethyan' a la moderna tendencia NS. Esto ocurrió durante el Cretácico medio, un intervalo de aproximadamente 35 a 40 Ma caracterizado por una falta de inversiones magnéticas conocidas como Superchron Cretácico o Zona Silenciosa. Posteriormente, la ubicación de las crestas en expansión con 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 oeste. Pacífico.
Los sedimentos que se entregan a la trinchera de IBM no son gruesos 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 pedernal 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 las cenizas volcánicas y el loess asiático depositados adyacentes a Japón y los sedimentos carbonatados asociados con la relativamente poco profunda cresta Caroline y la placa Caroline . Las fuertes corrientes del fondo marino probablemente sean responsables de esta erosión o no 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 los vulcanismos asociados con un intenso episodio de vulcanismo intraplaca corresponden estrechamente en el tiempo al Supercron del Cretácico. El vulcanismo fuera de las crestas se volvió cada vez más importante al acercarse a la meseta de Ontong-Java . Hay umbrales toleíticos de 100 a 400 m de espesor en las cuencas East Mariana y 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 East Mariana. Más al norte, los depósitos relacionados con este episodio consisten en gruesas secuencias de turbiditas volcánicas del Aptiano - Albiano desprendidas de islas volcánicas emergentes, como las conservadas en el sitio DSDP 585 y los sitios ODP 800 y 801. Unos pocos cientos de metros de depósitos volcánicos probablemente caracterizan la sucesión sedimentaria. en y alrededor de las cuencas East Mariana y Pigafetta. Más al norte, en los sitios DSDP 196 y 307 y en el sitio ODP 1149, hay poca evidencia de actividad volcánica del Cretácico medio. Parece que el episodio volcánico Aptiano-Albiano estuvo restringido en gran medida a la región al sur de la actual latitud 20°N. Consideraciones paleomagnéticas y cinemáticas de placas sitúan esta amplia región de vulcanismo fuera de las crestas en las proximidades actuales de la Polinesia , donde hoy en día el vulcanismo fuera de las crestas, la batimetría poco profunda y la delgada litosfera se conocen como el 'Superwell' (Menard 1984; McNutt et al. 1990 ).
La figura anterior 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 ODP 1149 tienen unos 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 inferior. La porción más baja es carbonato y pedernal, la siguiente capa es muy rica en pedernal y la tercera capa es rica en arcilla. A esto le sigue una larga pausa deposicional antes de que se reanude la sedimentación ~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 subducida debajo del segmento Izu-Bonin en que tiene una abundancia mucho mayor de volcánicas intraplaca del Cretácico Inferior y basaltos de inundación. Se penetraron alrededor de 470 m de corteza oceánica en el sitio ODP 801C durante las etapas 129 y 185. Estos son basaltos típicos de las dorsales oceánicas que se vieron afectados por una alteración hidrotermal de baja temperatura . Esta corteza está cubierta por un depósito hidrotermal de color amarillo brillante de 3 m de espesor y unos 60 m de basalto de olivino alcalino , de 157,4 ± 0,5 Ma de antigüedad (Pringle 1992).
Se han obtenido imágenes de la estructura profunda del sistema IBM utilizando una variedad de técnicas geofísicas . Esta sección proporciona una descripción general de estos datos, incluida una discusión sobre la estructura del manto a profundidades >200 km.
Los patrones espaciales de sismicidad son esenciales para localizar y comprender la morfología y reología de las losas 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 IBM WBZ. Su estudio detectó una zona de terremotos profundos debajo de las Marianas del sur y proporcionó algunas de las primeras limitaciones 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 trincheras de Izu Bonin y Mariana, donde las tendencias de las trincheras son casi paralelas a la convergencia. vector.
Más recientemente, Engdahl, van der Hilst y Buland 1998 proporcionaron un catálogo de terremotos que contenía ubicaciones mejoradas (Figura 10). Este conjunto de datos muestra que, debajo del norte de IBM, la inclinación de la WBZ se inclina suavemente desde ~40° a ~80° hacia el sur, y la sismicidad disminuye entre profundidades de ~150 km y ~300 km (Figuras 11a c). La losa subducida debajo del IBM central (cerca de 25 ° N; Fig. 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, definidos aquí como eventos sísmicos de ≥300 km de profundidad, son comunes debajo de partes del sistema de arco IBM (Figuras 10, 11). Los eventos profundos en el sistema IBM son menos frecuentes que en la mayoría de las otras zonas de subducción con sismicidad profunda, como Tonga/Fiji/Kermadec y América del Sur. Debajo del norte de IBM, la sismicidad profunda se extiende hacia el sur hasta ~27,5°N, y existe una pequeña bolsa de eventos entre 275 km y 325 km de profundidad a ~22°N. Hay una estrecha banda de terremotos profundos debajo del sur de IBM entre ~21°N y ~17°N, pero al sur hay muy pocos eventos profundos. Aunque los primeros estudios asumieron que la sismicidad demarcaba el límite superior de la losa, evidencia más reciente ha demostrado que muchos de estos terremotos ocurren dentro de la losa. Por ejemplo, un estudio de Nakamura et al. 1998 demostró 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 las fallas transformacionales, que ocurren cuando el olivino metaestable cambia a una estructura de espinela más compacta, produce esta zona de sismicidad. De hecho, el mecanismo de fallas de 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 losa, así como las interpretaciones de su existencia, varían dramáticamente. Debajo del sur de IBM, Samowitz y Forsyth 1981 encontraron una DSZ que se encontraba a 80 km y 120 km de profundidad, con las dos zonas separadas por 30 a 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 dobla en una configuración más plana. Samowitz y Forsyth 1981 sugirieron que las tensiones térmicas o de flexión en los 150 km superiores de la losa pueden ser la causa principal de la sismicidad. Para el norte de IBM, 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 espacio de 30 a 35 km entre las zonas superior e inferior. Interpretaron datos de las fases convertidas de S a P y del modelado térmico para proponer que la DSZ resulta de una falla 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 doble zona sísmica (Abers 1996), o que las DSZ representan el lugar de 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 actualmente nombrados a lo largo del frente volcánico entre 12°30'N y 23°10'N. Los edificios submarinos hidrotermal o volcánicamente activos están etiquetados en rojo; Los edificios subaéreos activos están etiquetados en verde. Los edificios submarinos y subaéreos inactivos están etiquetados en fuentes más pequeñas en negro y verde, respectivamente. Para todos los edificios, las etiquetas de las calderas están en negrita y cursiva. Los círculos negros (20 km de diámetro) identifican aquellos centros volcánicos compuestos por múltiples edificios individuales. La línea roja continua es el centro de expansión del arco trasero.
Panadero y col. 2008 identificó 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 hidrotermal o volcánicamente activos. La densidad global 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 entre 80 y 230 km por encima de la placa del Pacífico en subducción, y ~25% se encuentran detrás del frente del arco magmático. 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).
Panadero y col. 2008 estimó que los arcos intraoceánicos combinados pueden contribuir con emisiones hidrotermales equivalentes a ~10% de las del sistema global de dorsales oceánicas.
Guam, en el sistema de arco sur de IBM, es donde Magallanes desembarcó por primera vez después de su épico cruce del Océano Pacífico en 1521. Las Islas Bonin fueron una importante parada de agua y suministros para la caza de ballenas en Nueva Inglaterra a principios del siglo XIX. En aquella época se las conocía como las Islas Peel.
En 1944 y 1945 se libraron terribles batallas en las islas de Saipan e Iwo Jima; Muchos jóvenes soldados japoneses y estadounidenses murieron en estas batallas. George HW Bush fue derribado en 1945 cerca de Chichijima, en las islas Bonin. En junio de 1944, doce marineros japoneses quedaron varados en el volcán 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 se basan en estos hechos. 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 tierras salvajes de Guam durante 28 años antes de salir de su escondite en 1972. La serpiente arbórea marrón fue introducida accidentalmente durante Segunda Guerra Mundial y desde entonces ha devastado aves nativas en Guam.
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