Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску
Эта статья о географической особенности. Для научного журнала см. Island Arc (журнал) .

Островные дуги - это длинные цепи действующих вулканов с интенсивной сейсмической активностью, обнаруженные вдоль границ сходящихся тектонических плит (таких как Огненное кольцо ). Большинство островных дуг берут начало в океанической коре и возникли в результате погружения литосферы в мантию вдоль зоны субдукции . Они являются основным способом достижения континентального роста. [1]

Острова Рюкю образуют островную дугу.

Островные дуги могут быть активными или неактивными в зависимости от их сейсмичности и наличия вулканов . Активные дуги - это хребты недавних вулканов с связанной с ними глубинной сейсмической зоной. Они также обладают отчетливо изогнутой формой, цепочкой действующих или недавно потухших вулканов, глубоководным желобом и большой отрицательной аномалией Буге на выпуклой стороне вулканической дуги. Небольшая положительная гравитационная аномалия, связанная с вулканическими дугами , интерпретировалась многими авторами как результат присутствия плотных вулканических пород под дугой. В то время как неактивные дуги представляют собой цепь островов, которая содержит более старые вулканические и вулканокластические породы . [2]

Изогнутая форма многих вулканических цепей и угол нисходящей литосферы связаны. [3] Если океаническая часть плиты представлена ​​дном океана на выпуклой стороне дуги, и если зона изгиба происходит под подводным желобом , то отклоненная часть плиты приблизительно совпадает с зоной Бениоффа под ним. большинство дуг.

Местоположение [ править ]

Большинство современных островных дуг расположены вблизи окраин континентов (в основном на северных и западных окраинах Тихого океана ). Однако никакие прямые свидетельства изнутри дуг не показывают, что они всегда существовали в своем нынешнем положении по отношению к континентам, хотя свидетельства некоторых окраин континентов предполагают, что некоторые дуги могли мигрировать к континентам в течение позднего мезозоя или раннего кайнозоя . [2]

Движение островных дуг к континенту могло бы быть возможным, если бы в какой-то момент древние зоны Бениоффа опустились в сторону современного океана, а не в сторону континента, как в большинстве современных дуг. Это приведет к потере дна океана между дугой и континентом и, следовательно, к миграции дуги во время эпизодов спрединга. [2]

В зонах разломов , в которых некоторые активные островные дуги заканчиваются могут быть интерпретированы с точки зрения тектоники плит , как в результате перемещения вдоль преобразования неисправностей , [4] [5] , которые являются пластины поля , где кора не является ни потребляются , ни сгенерированные. Таким образом, нынешнее расположение этих неактивных островных цепочек связано с нынешним строением литосферных плит. Однако их вулканическая история, указывающая на то, что они являются фрагментами более старых островных дуг, не обязательно связана с нынешним строением плит и может быть обусловлена ​​различиями в положении краев плит в прошлом.

Тектоническая формация [ править ]

Смотрите также: Субдукция
Две плиты сталкиваются и образуют между собой островную дугу.

Понимание источника тепла , что вызывает плавление мантии была спорной проблемой. Исследователи полагали, что тепло производилось за счет трения в верхней части плиты. Однако это маловероятно, потому что вязкость астеносферы уменьшается с повышением температуры, и при температурах, необходимых для частичного плавления, астеносфера будет иметь настолько низкую вязкость, что сдвиговое плавление не может произойти. [6]

Сейчас считается, что вода действует как основной агент, который вызывает частичное таяние под дугами. Было показано, что количество воды, присутствующей в опускающемся слэбе, связано с температурой плавления мантии. [7] Чем больше воды присутствует, тем сильнее снижается температура плавления мантии. Эта вода высвобождается во время преобразования минералов при повышении давления, при этом минерал, несущий большую часть воды, является серпентинитом .

Эти метаморфические минеральные реакции вызывают обезвоживание верхней части плиты по мере того, как гидратированная плита опускается. К нему также передается тепло из окружающей астеносферы. По мере того, как тепло передается к плите, устанавливаются температурные градиенты, так что астеносфера в непосредственной близости от плиты становится более холодной и вязкой, чем окружающие области, особенно вблизи верхней части плиты. Эта более вязкая астеносфера затем уносится вниз вместе с пластом, заставляя менее вязкую мантию течь за ней. Считается, что именно взаимодействие этой опускающейся мантии с водными флюидами, поднимающимися из опускающейся плиты, вызывает частичное плавление мантии, когда она пересекает свой влажный солидус. [8] Кроме того, некоторые расплавы могут быть результатом подъема горячего мантийного материала внутрь мантийного клина. [9] Если горячий материал поднимается достаточно быстро, чтобы терять мало тепла, снижение давления может вызвать сброс давления или частичное плавление при декомпрессии.

На субдуцирующей стороне островной дуги находится глубокий и узкий океанический желоб, который является следом на поверхности Земли границы между нисходящей и доминирующей плитами. Эта траншея создается направленным вниз гравитационным притяжением относительно плотной погружающей пластины на переднем крае пластины. Вдоль этой границы субдукции происходят множественные землетрясения с сейсмическими гипоцентрами, расположенными на увеличивающейся глубине под островной дугой: эти землетрясения определяют зону Бениоффа . [10] [11]

Островные дуги могут формироваться во внутриокеанских условиях или из фрагментов континентальной коры, которые мигрировали от прилегающих континентальных массивов суши, или у связанных с субдукцией вулканов, действующих на окраинах континентов.

Особенности [ править ]

Схематический разрез островной дуги от желоба до задугового бассейна

Ниже приведены некоторые общие черты, присутствующие в большинстве островных дуг.

Передняя дуга : эта область включает желоб, аккреционную призму и бассейн передней дуги. Имеется выступ из траншеи на стороне океана, обращенной к океану (например, Барбадос на Малых Антильских островах). Между преддуговым гребнем и островной дугой образуется преддуговой бассейн; это область ненарушенной плоской седиментации.

Траншеи : это самые глубокие части океанских бассейнов; самое глубокое из них - Марианская впадина (~ 36 000 футов). Они образованы изгибом океанической литосферы, развивающейся на океанской стороне островных дуг.

Бассейн задней дуги : они также называются окраинными морями и образуются на внутренней вогнутой стороне островных дуг, ограниченных хребтами задней дуги. Они развиваются в ответ на тектонику растяжения из-за рифтинга существующей островной дуги.

Зона Бениоффа или зона Вадати-Бениофф : это плоскость, которая опускается под доминирующую плиту, где происходит интенсивная вулканическая активность, которая определяется местоположением сейсмических событий ниже дуги. Землетрясения происходят от поверхности до глубины ~ 660 км. Падение зон Бениоффа колеблется от 30 ° до почти вертикального. [12]

Океанский бассейн может образовываться между окраиной материка и островными дугами на вогнутой стороне дуги. Эти бассейны имеют земную кору либо океаническую, либо промежуточную между нормальной океанической корой и корой, типичной для континентов; тепловой поток в бассейнах выше, чем в обычных континентальных или океанических областях. [2]

Некоторые дуги, такие как Алеутские острова, переходят латерально в континентальный шельф на вогнутой стороне дуги [13], в то время как большинство дуг отделены от континентальной коры.

Движение между двумя литосферными плитами объясняет основные особенности активных островных дуг. Островная дуга и небольшой океанический бассейн расположены на вышележащей плите, которая встречается с нисходящей плитой, содержащей нормальную океаническую кору вдоль зоны Бениоффа. Резкий изгиб океанической плиты вниз образует желоб. [14]

Вулканические породы в островной дуге [ править ]

Обычно существует три вулканических серии, из которых сформированы типы вулканических пород, встречающихся в островных дугах: [15] [16]

  • В толеитовые серии - андезитобазальты и андезиты .
  • Известково-щелочной серии - андезиты.
  • Щелочная серия - подгруппы щелочных базальтов и редких, очень высококалиевых (т.е. шошонитовых ) лав.

Эта вулканическая серия связана с возрастом зоны субдукции и глубиной. Толеитовая серия магм хорошо представлена ​​над молодыми зонами субдукции, образованными магмой с относительно небольшой глубины. Известково-щелочная и щелочная серии видны в зрелых зонах субдукции и связаны с магмой больших глубин. Андезиты и андезибазальты - самые распространенные вулканические породы в островной дуге, что свидетельствует о известково-щелочных магмах. Некоторые островные дуги имеют распределенные вулканические серии, что можно увидеть в системе японской островной дуги, где вулканические породы меняются с толеитовых - известково-щелочных - щелочных по мере удаления от желоба. [15]

В дуговом магматизме участвуют несколько процессов, которые приводят к появлению большого спектра встречающихся составов горных пород. Эти процессы включают, но не ограничиваются этим, перемешивание магмы, фракционирование, изменение глубины и степени частичного плавления и ассимиляции. Следовательно, три вулканических серии приводят к широкому диапазону состава горных пород и не соответствуют абсолютным типам магмы или областям источников. [6]

Список современных островных дуг [ править ]

Островная дугаСтранаТраншеяБассейн или окраина моряПлата замещенияПодводящая плита
Алеутские островаСоединенные ШтатыАлеутский желобБерингово мореСевероамериканская плитаТихоокеанская плита
Курильские островаРоссияКурило-Камчатский желобОхотское мореСевероамериканская плитаТихоокеанская плита
Японский архипелагЯпонияЯпонский желоб、Нанкайский желобЯпонское мореСевероамериканская плита, Евразийская плитаТихоокеанская плита, плита Филиппинского моря
Острова РюкюЯпонияРюкю желобВосточно-Китайское море ( Окинавский прогиб )Евразийская плитаПлита Филиппинского моря
Филиппинские островаФилиппиныФилиппинский желобЮжно-Китайское море , море ЦелебесЕвразийская плитаПлита Филиппинского моря
Зондская аркаИндонезияЯвский желобЯванское море , море ФлоресаЕвразийская плитаАвстралийская тарелка
Андаманские и Никобарские островаИндияСеверный Яванский желобАндаманское мореЕвразийская плитаИндо-Австралийская плита
Идзу и острова Бонин (Огасавара острова)ЯпонияЖелоб Идзу-ОгасавараПлита Филиппинского моряТихоокеанская плита
Марианские островаСоединенные ШтатыМарианская впадинаПлита Филиппинского моряТихоокеанская плита
Архипелаг БисмаркаПапуа - Новая ГвинеяТраншея Новой БританииТихоокеанская плитаАвстралийская тарелка
Соломоновы Острова (архипелаг)Соломоновы островаСан-Кристобаль ТренчТихоокеанская плитаАвстралийская тарелка
Новые ГебридыВануатуЖелоб Новых ГебридТихоокеанская плитаАвстралийская тарелка
Острова ТонгаТонгаЖелоб ТонгиАвстралийская тарелкаТихоокеанская плита
Антильские островаЖелоб Пуэрто-РикоКарибское мореКарибская плитаСевероамериканская плита, Южноамериканская плита
Южные Сандвичевы островаБританская заморская территорияЮжный сэндвич-желобМоре СкотияТарелка СкотияЮжноамериканская плита
Эгейская или эллинская дугаГрецияВосточно-Средиземноморский желобЭгейское мореПлита Эгейского моря или Греческая плитаАфриканская плита
Вулканическая дуга Южного Эгейского моряГрецияВосточно-Средиземноморский желобЭгейское мореПлита Эгейского моря или Греческая плитаАфриканская плита

Примеры древних островных дуг [ править ]

В некоторых местах были обнаружены остатки бывших островных дуг. В таблице ниже указаны некоторые из них.

Островная дугаСтранаСудьба
ChaiteniaЧили, АргентинаАккреция в Патагонии в девоне . [17]
Островные островаКанада, СШААккреция в Северной Америке в меловом периоде .
Межгорные островаКанада, СШААккреция в Северной Америке в юрском периоде .

См. Также [ править ]

  • Задний дуговой бассейн
  • Высокий остров
  • Вулканическая дуга

Ссылки [ править ]

  1. Перейти ↑ Taylor, SR (1967). «Происхождение и рост континентов». Тектонофизика . 4 (1): 17–34. Bibcode : 1967Tectp ... 4 ... 17T . DOI : 10.1016 / 0040-1951 (67) 90056-X . ISSN  0040-1951 .
  2. ^ a b c d Митчелл, Эндрю Х .; Чтение, Гарольд Г. (1971). «Эволюция островных дуг». Журнал геологии . 79 (3): 253–284. Bibcode : 1971JG ..... 79..253M . DOI : 10.1086 / 627627 . ISSN 0022-1376 . 
  3. ^ FRANK, FC (1968). «Кривизна островных дуг». Природа . 220 (5165): 363. Bibcode : 1968Natur.220..363F . DOI : 10.1038 / 220363a0 . ISSN 0028-0836 . 
  4. ^ WILSON, J. TUZO (1965). «Новый класс разломов и их влияние на континентальный дрейф». Природа . 207 (4995): 343–347. Bibcode : 1965Natur.207..343W . DOI : 10.1038 / 207343a0 . ISSN 0028-0836 . 
  5. ^ Isacks, Брайан; Оливер, Джек; Сайкс, Линн Р. (1968-09-15). «Сейсмология и новая глобальная тектоника». Журнал геофизических исследований . 73 (18): 5855–5899. Bibcode : 1968JGR .... 73.5855I . DOI : 10,1029 / jb073i018p05855 . ISSN 0148-0227 . 
  6. ^ a b Англия, Ричард В. (2009). "Филип Киари, Кейт А. Клепейс и Фредерик Дж. Вайн: Глобальная тектоника". Морские геофизические исследования . 30 (4): 293–294. Bibcode : 2009MarGR..30..293E . DOI : 10.1007 / s11001-010-9082-0 . ISSN 0025-3235 . 
  7. ^ Столпер, Эдвард; Ньюман, Салли (1994). «Роль воды в петрогенезисе магм Марианской впадины». Письма о Земле и планетологии . 121 (3–4): 293–325. Bibcode : 1994E и PSL.121..293S . DOI : 10.1016 / 0012-821x (94) 90074-4 . ISSN 0012-821X . 
  8. ^ Тацуми, Ёсиюки (1989-04-10). «Миграция флюидных фаз и генезис базальтовых магм в зонах субдукции». Журнал геофизических исследований: Твердая Земля . 94 (B4): 4697–4707. Bibcode : 1989JGR .... 94.4697T . DOI : 10.1029 / JB094iB04p04697 . ISSN 2156-2202 . 
  9. ^ Сиссон, TW; Бронто, С. (1998). «Свидетельства таяния под давлением под магматическими дугами из базальта в Галунггунге, Индонезия». Природа . 391 (6670): 883–886. Bibcode : 1998Natur.391..883S . DOI : 10.1038 / 36087 . ISSN 0028-0836 . 
  10. ^ Toksöz, М. Нафи (1975). «Субдукция литосферы». Scientific American . 233 (5): 88–98. Bibcode : 1975SciAm.233e..88T . DOI : 10.1038 / Scientificamerican1175-88 . ISSN 0036-8733 . 
  11. ^ Хакер, Брэдли Р .; Павлин, Саймон М .; Аберс, Джеффри А .; Холлоуэй, Стивен Д. (2003). «Фабрика субдукции 2. Связаны ли землетрясения средней глубины в погружающихся плитах с реакциями метаморфического обезвоживания?». Журнал геофизических исследований: Твердая Земля . 108 (B1): 2030. Bibcode : 2003JGRB..108.2030H . DOI : 10.1029 / 2001jb001129 . ISSN 0148-0227 . 
  12. ^ Конди, Кент С. (1987), "Бениофф зона", Структурная геология и тектоника ., Энциклопедия наук о Земле, Kluwer Academic Publishers, стр  29-33 , DOI : 10.1007 / 3-540-31080-0_7 , ISBN 978-0442281250
  13. ^ Menard, HW (1967-06-15). «Переходные типы коры под бассейнами малых океанов». Журнал геофизических исследований . 72 (12): 3061–3073. Bibcode : 1967JGR .... 72.3061M . DOI : 10,1029 / jz072i012p03061 . ISSN 0148-0227 . 
  14. ^ Oxburgh, ER; Turcotte, DL (1970). «Тепловая структура островных дуг». Бюллетень Геологического общества Америки . 81 (6): 1665. DOI : 10.1130 / 0016-7606 (1970) 81 [1665: tsoia] 2.0.co; 2 . ISSN 0016-7606 . 
  15. ^ a b Гилл, JB (1982). «Андезиты: андезиты орогенного происхождения и родственные им породы». Geochimica et Cosmochimica Acta . 46 (12): 2688. DOI : 10,1016 / 0016-7037 (82) 90392-1 . ISSN 0016-7037 . 
  16. ^ Холл, А. (1982). "RS Thorpe, Editor. Андезиты: орогенные андезиты и родственные породы. Чичестер, Нью-Йорк, Брисбен, Торонто и Сингапур (John Wiley and Sons), 1982. xiii + 724 стр., 277 инжир. Цена 59 · 50 фунтов стерлингов". Минералогический журнал . 46 (341): 532–533. DOI : 10,1180 / minmag.1982.046.341.31 . ISSN 0026-461X . 
  17. ^ Эрве, Франсиско ; Кальдерон, Маурисио; Фаннинг, Марк; Панкхерст, Роберт ; Рапела, Карлос В .; Кесада, Пауло (2018). «Вмещающие породы девонского магматизма в Северо-Патагонском массиве и Чайтении» . Андская геология . 45 (3): 301–317. DOI : 10,5027 / andgeoV45n3-3117 .