Островные дуги — это длинные цепи действующих вулканов с интенсивной сейсмической активностью , расположенные вдоль сходящихся границ тектонических плит . Большинство островных дуг возникают на океанической коре и являются результатом погружения литосферы в мантию вдоль зоны субдукции . Они являются основным способом, с помощью которого достигается рост континентов. [1]
Островные дуги могут быть активными или неактивными в зависимости от их сейсмичности и наличия вулканов. Активные дуги представляют собой хребты недавних вулканов с соответствующей глубокой сейсмической зоной. Они также обладают отчетливой изогнутой формой, цепью активных или недавно потухших вулканов, глубоководным желобом и большой отрицательной аномалией Буге на выпуклой стороне вулканической дуги. Небольшая положительная аномалия силы тяжести, связанная с вулканическими дугами, интерпретировалась многими авторами как следствие наличия плотных вулканических пород под дугой. Неактивные дуги представляют собой цепь островов, которая содержит более старые вулканические и вулканокластические породы . [2]
Изогнутая форма многих вулканических цепей и угол наклона нисходящей литосферы связаны между собой. [3] Если океаническая часть плиты представлена океаническим дном на выпуклой стороне дуги, а зона изгиба находится под подводным желобом , то отклоненная часть плиты примерно совпадает с зоной Беньоффа под большинством дуг.
Большинство современных островных дуг находятся вблизи континентальных окраин (особенно на северных и западных окраинах Тихого океана). Однако нет прямых доказательств изнутри дуг, показывающих, что они всегда существовали в своем нынешнем положении по отношению к континентам, хотя свидетельства с некоторых континентальных окраин предполагают, что некоторые дуги могли мигрировать в сторону континентов в конце мезозоя или начале кайнозоя . [2] Они также встречаются в зонах океаническо-океанической конвергенции, в этом случае более старая плита будет субдуцироваться под более молодую.
Движение островных дуг к континенту могло быть возможным, если бы в какой-то момент древние зоны Бениоффа опустились к современному океану, а не к континенту, как в большинстве современных дуг. Это привело бы к потере океанического дна между дугой и континентом и, следовательно, к миграции дуги во время эпизодов спрединга. [2]
Зоны разломов, в которых заканчиваются некоторые активные островные дуги, можно интерпретировать в терминах тектоники плит как результат движения вдоль трансформных разломов [4] [ 5] , которые являются границами плит, где кора не потребляется и не генерируется. Таким образом, нынешнее расположение этих неактивных островных цепей обусловлено нынешним расположением литосферных плит. Однако их вулканическая история, которая указывает на то, что они являются фрагментами более старых островных дуг, не обязательно связана с нынешним расположением плит и может быть обусловлена различиями в положении границ плит в прошлом.
Понимание источника тепла, вызывающего плавление мантии, было спорной проблемой. Исследователи полагали, что тепло вырабатывалось посредством трения в верхней части плиты. Однако это маловероятно, поскольку вязкость астеносферы уменьшается с ростом температуры, а при температурах, необходимых для частичного плавления, астеносфера имела бы такую низкую вязкость, что сдвиговое плавление не могло бы произойти. [6]
В настоящее время считается, что вода выступает в качестве основного агента, который управляет частичным плавлением под дугами. Было показано, что количество воды, присутствующей в нисходящей плите, связано с температурой плавления мантии. [7] Чем больше количество присутствующей воды, тем больше снижается температура плавления мантии. Эта вода высвобождается во время преобразования минералов по мере увеличения давления, при этом минералом, несущим больше всего воды, является серпентинит .
Эти метаморфические минеральные реакции вызывают дегидратацию верхней части плиты, когда гидратированная плита тонет. Тепло также передается ей из окружающей астеносферы. По мере того, как тепло передается плите, устанавливаются температурные градиенты, так что астеносфера вблизи плиты становится более холодной и вязкой, чем окружающие области, особенно вблизи верхней части плиты. Эта более вязкая астеносфера затем тянется вниз вместе с плитой, заставляя менее вязкую мантию течь позади нее. Считается, что именно взаимодействие этой нисходящей мантии с водными жидкостями, поднимающимися из погружающейся плиты, вызывает частичное плавление мантии, когда она пересекает ее влажный солидус . [8] Кроме того, некоторые расплавы могут быть результатом подъема горячего мантийного материала внутри мантийного клина. [9] Если горячий материал поднимается достаточно быстро, так что теряется мало тепла, снижение давления может вызвать сброс давления или частичное плавление декомпрессии .
На субдуцирующей стороне островной дуги находится глубокий и узкий океанический желоб, который является следом на поверхности Земли границы между нисходящей и надвигающейся плитами. Этот желоб создан нисходящим гравитационным притяжением относительно плотной субдуцирующей плиты на переднем крае плиты. Множественные землетрясения происходят вдоль этой субдукционной границы с сейсмическими гипоцентрами, расположенными на увеличивающейся глубине под островной дугой: эти землетрясения определяют зону Бениоффа . [10] [11]
Островные дуги могут образовываться во внутриокеанических условиях или из фрагментов континентальной коры, которые мигрировали от прилегающего континентального массива суши, или в вулканах, связанных с субдукцией и действующих на окраинах континентов.
Ниже приведены некоторые общие черты, характерные для большинства островных дуг.
Передовая дуга : эта область включает в себя желоб, аккреционную призму и передовую дуговую впадину. Присутствует выступ от впадины в океанической стороне системы (пример — Барбадос на Малых Антильских островах). Передовая дуговая впадина образуется между передовым хребтом и островной дугой; это область ненарушенного плоскослоистого осадконакопления.
Желоба : Это самые глубокие образования океанических бассейнов; самый глубокий из них — Марианский желоб (приблизительно 11 000 м или 36 000 футов). Они образованы изгибом океанической литосферы, развиваясь на океанической стороне островных дуг.
Задуговой бассейн : их также называют окраинными морями, они образуются на внутренней вогнутой стороне островных дуг, ограниченных задуговыми хребтами. Они развиваются в ответ на тектонические напряжения из-за рифтинга существующей островной дуги.
Зона Бениоффа или зона Вадати-Бениоффа : Это плоскость, которая погружается под перекрывающую плиту, где происходит интенсивная вулканическая активность, которая определяется местоположением сейсмических событий под дугой. Землетрясения происходят от близповерхностных до глубины ~660 км. Падение зон Бениоффа варьируется от 30° до почти вертикального. [12]
Океанический бассейн может быть сформирован между континентальной окраиной и островными дугами на вогнутой стороне дуги. Эти бассейны имеют кору, которая является либо океанической, либо промежуточной между нормальной океанической корой и типичной для континентов; тепловой поток в бассейнах выше, чем в обычных континентальных или океанических областях. [2]
Некоторые дуги, такие как Алеутские, переходят в континентальный шельф сбоку на вогнутой стороне дуги [13] , в то время как большинство дуг отделены от континентальной коры.
Движение между двумя литосферными плитами объясняет основные черты 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 создает желоб. [14]
Обычно выделяют три вулканические серии, из которых формируются типы вулканических пород, встречающиеся в островных дугах: [15] [16]
Эта вулканическая серия связана с возрастом зоны субдукции и глубиной. Толеитовая магматическая серия хорошо представлена над молодыми зонами субдукции, образованными магмой с относительно небольшой глубины. Известково-щелочная и щелочная серии наблюдаются в зрелых зонах субдукции и связаны с магмой больших глубин. Андезит и андезибазальт являются наиболее распространенными вулканическими породами в островной дуге, что указывает на известково-щелочные магмы. Некоторые островные дуги имеют распределенные вулканические серии, как можно увидеть в системе японской островной дуги, где вулканические породы изменяются от толеита — известково-щелочного — щелочного по мере увеличения расстояния от желоба. [15]
В дуговом магматизме задействовано несколько процессов, что приводит к большому спектру встречающихся составов пород. Эти процессы включают, но не ограничиваются, смешиванием магмы, фракционированием, изменениями глубины и степени частичного плавления и ассимиляции. Таким образом, три вулканические серии приводят к широкому диапазону состава пород и не соответствуют абсолютным типам магмы или регионам-источникам. [6]
Остатки бывших островных дуг были обнаружены в некоторых местах. В таблице ниже упоминается выборка из них.
