後方弧領域

背弧域は火山弧の背後の領域である。^{[ 1 ]}島火山弧では、島弧と同様に、残弧によって隔てられている可能性のある深海性の海洋地殻の背弧盆地から構成される。 ^{[ 1 ]}大陸弧では、背弧域は大陸台地の一部であり、陸上（陸上）または浅い海盆を形成している。^{[ 1 ]}

背弧変形は、収束型プレート境界での沈み込みによって生じる。これは、沈み込み帯の上盤プレート上の火山弧の背後で発生し、進化する。 ^{[ 2 ]}沈み込み帯のこの領域における変形の原因となる応力は、複数のプロセスが組み合わさって生じる。上盤プレートが海溝に向かって、あるいは海溝から離れる方向へ移動する際の絶対的な動きは、背弧領域の変形に大きく寄与する。^{[ 2 ]}沈み込むスラブはマントルの粘性層に部分的に固定されているため、その横方向の動きは地表プレートよりも著しく遅く、上盤プレートの動きは、その動きの方向に応じて、背弧領域に伸張応力または圧縮応力を引き起こす。^{[ 2 ]}さらに、沈み込んだスラブの下降運動によって生じる上部マントルウェッジにおけるマントル対流は、上盤プレートに応力を生じさせ、背弧の特徴である高い熱流量をもたらす。^{[ 3 ]}スラブがマントルに沈み込む際の引っ張り効果により、海溝のロールバック運動が生じ、上盤の背弧領域にも応力が加わります。^{[ 2 ]}ただし、この最後のプロセスは、上盤の動きに比べて変形への影響は小さいです。^{[ 2 ]}

背弧は海洋地殻または大陸地殻のどちらにも形成される可能性があります。海洋地殻の場合、ほとんどの背弧領域は引張応力にさらされ、新しい海洋地殻が形成される拡大中心が発達します。^{[ 4 ]}この新しい地殻の組成は中央海嶺玄武岩（MORB）に似ていますが、より多くの水を含んでいます。^{[ 4 ]}

背弧変形は伸張または圧縮のいずれかである。上盤プレートが海溝に向かって移動すると、プレートは短縮し、背弧領域が圧縮される。^{[ 5 ]}このタイプの変形は、浅く傾斜した沈み込みスラブに関連している。^{[ 5 ]}逆に、上盤プレートが海溝から遠ざかると伸張が生じ、背弧海盆が形成される。^{[ 5 ]}この伸張変形は、急傾斜したスラブに関連している。^{[ 5 ]}

これら 2 種類の背弧変形の極端な例は、チリとマリアナ弧で見られます。チリの下に 10 ～ 15° 程度の角度で沈み込む浅い傾斜のスラブは、アンデス山脈の背後の背弧領域に圧縮応力を引き起こします。^{[ 6 ]}もう 1 つの極端な例として、マリアナ沈み込み帯でマントルに沈み込むスラブは非常に急で、ほぼ垂直です。^{[ 6 ]}これは、海洋背弧盆地が伸張力を受けている完璧な例です。エクアドルのオリエンテ(熱帯雨林に覆われた国の東部) も、今度は大陸環境における伸張背弧盆地の良い例です。アンデス山脈の東にあるこの地域の大陸地殻は引き伸ばされ、堆積物の層で覆われています。

• 背弧海盆
• 前弧海盆
• 前地盆地