좌표: 0°22'S 91°33'W / 0.37°S 91.55°W / -0.37; -91.55

갈라파고스 핫스팟

Galápagos hotspot
갈라파고스 핫스팟
Bathymetric map of the Galápagos islands and the surrounding tectonic plates
갈라파고스 제도의 배식도와 핫스팟이 지각판에 미치는 영향
Map of the Galápagos islands with a red dot over the mantle plume location
갈라파고스 제도는 맨틀 플룸의 대략적인 위치를 보여주기 위해 Isla Fernandina 위에 빨간 점이 있습니다.
나라에콰도르
준주갈라파고스 제도
지역태평양
좌표0°22'S 91°33'W / 0.37°S 91.55°W / -0.37; -91.55

갈라파고스 핫스팟(Galápagos hotspot)은 동태평양화산 핫스팟으로 갈라파고스 제도와 두 의 지각판에 있는 카네기, 코코스, 말펠로 등 3개의 주요 지진 능선 시스템을 형성했습니다. 핫스팟은 Nazca Plate적도 부근에 위치하며 Cocos Plate와의 분기판 경계에서 멀지 않습니다. 핫스팟의 구조적 설정은 태평양 판과 나즈카 판 및 코코스 판의 갈라파고스 삼중 분기점으로 인해 복잡합니다. 핫스팟 위에서 판의 움직임은 산등성이를 따라 퍼지는 것뿐만 아니라 태평양 판과 코코스 판 그리고 나스카 판 사이의 상대적인 움직임에 의해서도 결정됩니다.

핫스팟은 2천만 년 이상 된 것으로 추정되며, 그 시기에 핫스팟과 갈라파고스 확산 센터의 분기판 경계 사이에 상호 작용이 있었습니다. 핫스팟의 라바는 많은 핫스팟의 균질한 특성을 나타내지 않으며, 대신 핫스팟에 공급되는 4개의 주요 저장소의 증거가 있습니다. 이들은 군도의 다른 위치와 갈라파고스 확산 센터 내에서도 다양한 정도로 혼합됩니다.

핫스팟이론

1963년 캐나다지구물리학자 J. 투조 윌슨(Tuzo Wilson)은 대부분의 지진과 화산 활동이 판 경계에서 발생하지만 일부는 판 경계에서 멀리 발생하는 이유를 설명하기 위해 "핫스팟(hotspot)" 이론을 제안했습니다. 이 이론은 작고, 오래 지속되고, 유난히 "뜨거운" 마그마의 지역들이 지구의 특정 지점 아래에 위치해 있다고 주장했습니다. 핫스팟(hotspot)이라고 불리는 이 곳들은 지표면에서 오래 지속되는 화산 활동을 유지하는 국부적인 열 및 에너지 시스템(열 기둥)을 제공합니다. 이 화산 활동은 해류 위로 솟아올라 화산섬을 형성하는 해산을 형성합니다. 섬들이 서서히 핫스팟에서 멀어지면서 판 구조론에 의해 설명된 것처럼 미끄러지는 판의 움직임에 의해 마그마 공급이 차단되고 화산은 휴면 상태에 빠집니다. 한편, 이 과정은 처음부터 다시 반복되며, 이번에는 핫스팟이 붕괴될 때까지 계속해서 새로운 섬을 형성합니다. 이 이론은 태평양 판이 움직이는 방향으로 역사적인 섬들을 북서쪽으로 추적할 수 있는 하와이-황제 해산 체인을 설명하기 위해 개발되었습니다. 초기 이론은 이 고정된 열원을 지구 깊은 곳에 두었지만, 최근의 연구는 과학자들로 하여금 핫스팟이 사실은 역동적이고 스스로 움직일 수 있다고 믿게 만들었습니다.[1][2]

구조적 설정

갈라파고스 핫스팟은 매우 복잡한 구조를 가지고 있습니다. Cocos Nazca 판 사이의 확산 능선에 매우 가까이 위치하고 있습니다. 핫스팟은 판과 관련하여 핫스팟의 상대적인 위치가 다양했기 때문에 지난 2천만 년 동안 두 판 및 확산 능선과 상호 작용합니다. 카네기, 코코스 및 말펠로스 능선의 용암의 유사한 지진 속도 구배를 기반으로 핫스팟 활동이 여러 기간의 활동 및 휴면이 아닌 단일 긴 맨틀 용융의 결과라는 증거가 있습니다.[3]

하와이에서 이 증거는 핫스팟이 태평양 판의 그 부분 아래로 이동하면서 각각의 화산이 뚜렷한 활동 기간을 가지고 있다는 것을 암시합니다. 그 후 휴면 상태가 되었다가 멸종되고 바다 밑에서 침식됩니다. 갈라파고스의 경우에는 그렇지 않은 것으로 보이며, 대신 넓은 지역에 걸쳐 동시 화산 활동의 증거가 있습니다.[4] 거의 모든 갈라파고스 섬은 페르난디나에 있는 핫스팟의 현재 위치뿐만 아니라 최근 지질학적 과거의 화산 활동을 보여줍니다.[5] 아래 목록은 서쪽에서 동쪽으로 주문된 갈라파고스 화산의 마지막 폭발 날짜를 보여줍니다.

이름. 마지막 분화
울프 2022
라 쿰브레 2020
시에라네그라 2018
세로 아줄 2008
알세도 1993
마르체나 섬 1991
핀타섬 1928
산티아고 섬 1906
다윈 1813
에콰도르 1150
산타크루즈 섬 알 수 없는
플로레아나섬 알 수 없는
제노베사 섬 알 수 없는
산크리스토발 섬 알 수 없는
로카 레돈다 알 수 없는
다윈 섬 멸종
울프 아일랜드 멸종
세로 파자스 멸종
에스파뇰라 멸종
핀존 멸종
라비다 멸종
산타페 멸종

나즈카 판과 코코스 판의 움직임을 추적했습니다. 나즈카 판은 100만 년당 58±2 km의 속도로 90도로 움직입니다. 코코스 판은 41도로 움직이며, 1백만 년당 83±3 km의 속도로 움직입니다.[3] 시간이 지남에 따라 핫스팟의 위치는 해양판에 카네기 산맥과 코코스 산맥으로 기록되어 있습니다.

나즈카 판 위에 있는 카네기 능선은 길이가 600 km (373 mi)이고 폭이 300 km (186 mi)까지 이릅니다. 판 운동과 평행하게 배열되어 있으며, 동쪽 끝은 약 2천만 년 정도 되었습니다. 서쪽 86도의 산등성이에 눈에 띄는 안장이 있는데, 그 높이는 주변 해저에 훨씬 더 가까이 떨어집니다. 300 km (186 mi) 길이의 말펠로 능선은 한때 카네기 능선의 일부로 여겨졌습니다.[6]

코코스 능선은 코코스 판 위에 위치한 1000km 길이의 지형으로 갈라파고스 확산 센터의 91도 서쪽 변환 단층에서 파나마 해안으로 향하는 판 운동과 평행하게 위치해 있습니다. 능선의 북동쪽 끝은 약 1,300만년에서 1,450만년 전으로 거슬러 올라갑니다.[6] 그러나 산등성이의 북쪽 끝에 있는 코코스 은 겨우 200만년밖에 되지 않았기 때문에 산등성이가 핫스팟에서 멀어진 후에 만들어졌습니다.[7] 코코스 능선의 퇴적물에 뚜렷한 퇴적 공백이 존재한다는 것은 코코스 능선이 아마도 초기에 중미 해구를 따라 얕게 가라앉았을 것임을 나타냅니다.[8]

핫스팟과 코코스 판과 나즈카 판 사이의 확산 중심의 상호작용에 대한 현재 모델은 두 판의 능선을 설명하려고 시도합니다. 카네기 산과 말펠로 산등성이 사이의 분열과 핫스팟에서 떨어진 화산 활동을 설명하려고 합니다. 지난 2천만 년 동안 8개의 주요 단계가 있었습니다.[6]

  1. 1,950만 년 전 – 1,450만 년 전: 핫스팟은 나즈카 판 위에 위치하여 카네기와 말펠로 능선을 결합했습니다. 분출된 용암의 유형은 플룸 물질과 고갈된 상부 맨틀이 혼합된 것으로, 현재 중부 갈라파고스 섬에서 발견된 용암의 유형과 유사합니다.
  2. 1,450만 년 전에서 1,250만 년 전: 갈라파고스 확산 센터가 남쪽으로 이동하고 능선이 핫스팟의 남쪽 가장자리를 덮습니다. 나즈카 판 위로 분출되는 물질의 양이 적어 카네기 산등성이에 안장이 형성되었습니다. 갈라파고스 확산 센터의 위치 이동은 말펠로 능선을 카네기 능선에서 갈라놓기 시작합니다. 대부분의 핫스팟 라바는 코코스 판에 형성되어 코코스 능선이 형성됩니다. 여기서 형성된 용암은 주로 깃털 모양인 갈라파고스 서쪽 방패 화산에서 분출되는 유형과 유사합니다.
  3. 1,200만년에서 1,100만년: 갈라파고스 핫스팟은 갈라파고스 확산 센터 아래에 있습니다. 현재 코코스 릿지에는 깃털 모양의 용암이 풍부합니다.
  4. 950만 년 전: 카네기 강과 말펠로 강 사이의 균열이 끝납니다.
  5. 520만 년 전에서 350만 년 전: 갈라파고스 확산 센터에는 또 다른 능선 점프가 있으며, 현재의 방향과 유사하게 나스카 판 위에서 깃털이 분출되고 있습니다.
  6. 350만년에서 200만년 전: 갈라파고스 확산 센터의 북쪽에는 단명한 동서 경향의 확산 센터가 형성되어 있습니다. 이 새로운 균열은 실패하지만 포기 후 화산 활동과 이후 코코스 섬과 주변 해구의 형성으로 이어집니다. 핫스팟 주변에는 깃털이 주를 이루고 있습니다.
  7. 260만 년 전: 갈라파고스 핫스팟 북쪽에 큰 변형 단층이 발생했습니다. 이로 인해 울프 다윈 라인먼트를 따라 북부 갈라파고스와 제노베사 섬 주변에 광범위한 화산 활동이 발생합니다.[9]
  8. 현재: 갈라파고스 핫스팟은 확산 중심부의 남쪽에 있으며 깃털의 지구화학적 영역이 있습니다.

용암화학

갈라파고스 군도와 카네기 능선에 있는 라바의 방사성 동위원소를 분석한 결과 화산 지방을 형성하기 위해 다양한 조합으로 혼합되는 마그마의 4개의 주요 저장소가 있음을 보여줍니다.[5][10]

네 가지 유형은 다음과 같습니다.

  • 플룸 – 이것은 깃털 자체와 연관된 마그마이며 태평양 내 다른 해양 섬의 마그마와 유사합니다. 중간 스트론튬(Sr), 네오디뮴(Nd), 납(Pb) 비율의 특성을 가지고 있습니다. PLUME 라바는 주로 섬의 서쪽, 현재 핫스팟 위치에 가까운 페르디나 제도와 이사벨라 제도 주변에서 발견됩니다. 페르난디나와 이사벨라에서 분출된 플루메라바는 비교적 시원합니다. 분석 결과 하와이보다 섭씨 100도나 더 낮은 것으로 나타났습니다. 그 원인은 완전히 이해되지는 않았지만 암석권에서 냉각되거나 맨틀에서 형성될 때 상대적으로 냉각되기 때문일 수 있습니다.[7] 그리고 나서 그들은 동쪽으로 진행함에 따라 다른 저수지들과 혼합된 중앙 섬들의 북쪽과 남쪽의 편자 모양에서 더 적은 양으로 발견됩니다. PLUME 라바는 또한 갈라파고스 확산 센터의 라바에서도 이 모든 라바의 대류 및 혼합으로 인해 발견됩니다. 상부 맨틀 대류는 갈라파고스 확산 센터의 남쪽에서 얕은 각도로 맨틀 물질을 가져옵니다. 이러한 대류 전류는 PLUME 유형의 마그마를 확산 중심으로 끌어들여 그곳에서 분출됩니다.[5][6]
  • DGM – (고갈 갈라파고스 맨틀) 이것은 태평양 전역의 대양 능선 현무암 및 갈라파고스 확산 센터와 유사한 특성을 가지고 있습니다. 퍼짐 중심의 결과로 상부 맨틀이 부분적으로 녹으면 일부 화합물에서 맨틀 물질이 고갈됩니다. Sr 및 Pb 동위원소 비율이 낮고 Nd 비율이 높습니다. DGM은 산티아고, 산타크루즈, 산크리스토발, 산타페와 같은 갈라파고스의 중앙 섬들에서 발견됩니다. 그것은 서쪽, 북쪽, 남쪽으로 PLUME 라바에 의해 형성된 편자의 중앙을 채웁니다.[5][10][11]
  • 플로 – (플로레아나), 그 섬의 라바의 특징. 이 저수지는 맨틀 플룸에 의해 유입된 해저 지각에서 나온 것으로 생각됩니다. Sr과 Pb 비율이 풍부하고 미량 원소가 풍부합니다.[10][11] FLO는 주로 플로레아나 섬과 관련이 있으며 남쪽 군도를 따라 갈라파고스 내에서 라바 혼합 현상을 보이며 동쪽과 북쪽으로 희석됩니다.[10]
  • WD – (늑대 다윈)은 태평양에서 독특하고 인도양 리지 시스템의 물질을 닮았습니다. 그것은 울프다윈 제도와 울프 다윈 라인을 따라 그들을 연결하는 해산에서 발견됩니다. 독특한 Pb 비율을 가지고 있습니다.[10] WD는 군도의 북쪽을 따라 위치하고 있으며 동쪽과 남쪽으로 희석되어 있습니다.[5]

참고 항목

참고문헌

  1. ^ Watson, Jim (5 May 1999). ""Hotspots": Mantle thermal plumes". USGS. Retrieved 21 November 2009.
  2. ^ Uhlik, Caroline (8 January 2003). "The 'fixed' hotspot that formed Hawaii may not be stationary, scientists conclude". Stanford Report. Retrieved 3 April 2009.
  3. ^ a b Sallarès, Vallenti (2005). "Crustal seismology helps constrain the nature of mantle melting anomalies: The Galápagos Volcanic Province". Mantleplumes.org. Retrieved 21 November 2009.
  4. ^ O'Connor, John M. (8 January 2008). "Migration of Widespread Long-Lived Volcanism Across the Galápagos Volcanic Province: Evidence for a Broad Hotspot Melting Anomaly?". mantleplumes.org. Retrieved 21 November 2009.
  5. ^ a b c d e Mantleplumes.org
  6. ^ a b c d Harpp, Karen S.; Wanless, Virginia D.; Otto, Robert H.; Hoernle, Kaj; Werner, Reinhard (2005). "The Cocos and Carnegie Aseismic Ridges: a Trace Element Record of Long-term Plume-Spreading Center Interaction". Journal of Petrology. 46 (1): 109–133. doi:10.1093/petrology/egh064.
  7. ^ a b Mantleplumes.org
  8. ^ Li, Yong-Xiang; Zhao, Xixi; Jovane, Luigi; Petronotis, Katerina E.; Gong, Zheng; Xie, Siyi (1 December 2015). "Paleomagnetic constraints on the tectonic evolution of the Costa Rican subduction zone: New results from sedimentary successions of IODP drill sites from the Cocos Ridge". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 16 (12): 4479–4493. doi:10.1002/2015GC006058. ISSN 1525-2027.
  9. ^ 능선 화산 근처북부 갈라파고스핫스팟 하프
  10. ^ a b c d e Harpp, Karen; Geist, Dennis (2006). "Galapagos Plumology". Charles Darwin Foundation. Archived from the original on 10 June 2007.
  11. ^ a b Harpp, Karen (2001). "Tracing a mantle plume: Isotopic and trace element variations of Galapagos seamounts" (PDF). Geochemistry, Geophysics, Geosystems. Archived from the original (PDF) on 20 July 2011. Retrieved 6 April 2011.