Островные дуги представляют собой длинные цепочки действующих вулканов с интенсивной сейсмической активностью , расположенные вдоль границ сходящихся тектонических плит . Большинство островных дуг зародилось на океанической коре и образовалось в результате погружения литосферы в мантию по зоне субдукции . Они являются основным способом достижения континентального роста. [1]
Островные дуги могут быть активными или неактивными в зависимости от их сейсмичности и наличия вулканов. Активные дуги представляют собой хребты современных вулканов с связанной с ними глубокой сейсмической зоной. Они также обладают отчетливой изогнутой формой, цепочкой действующих или недавно потухших вулканов, глубоководным желобом и крупной отрицательной аномалией Буге на выпуклой стороне вулканической дуги. Небольшая положительная аномалия силы тяжести, связанная с вулканическими дугами, многими авторами интерпретируется как следствие наличия под дугой плотных вулканических пород. Неактивные дуги — цепочка островов, содержащих более древние вулканические и вулканокластические породы . [2]
Изогнутая форма многих вулканических цепей и угол нисходящей литосферы связаны между собой. [3] Если океаническая часть плиты представлена океанским дном на выпуклой стороне дуги, и если зона изгиба возникает под подводным желобом , то отклоненная часть плиты примерно совпадает с зоной Беньоффа под ней. большинство дуг.
Большинство современных островных дуг расположены вблизи окраин континентов (особенно на северной и западной окраинах Тихого океана). Однако никакие прямые доказательства изнутри дуг не показывают, что они всегда существовали в своем нынешнем положении по отношению к континентам, хотя данные с некоторых континентальных окраин позволяют предположить, что некоторые дуги могли мигрировать к континентам в течение позднего мезозоя или раннего кайнозоя . [2] Они также встречаются в зонах конвергенции океанов и океанов, и в этом случае более старая плита погружается под более молодую.
Движение островных дуг в сторону континента могло бы быть возможным, если бы в какой-то момент древние зоны Бениоффа опускались в сторону современного океана, а не в сторону континента, как это происходит в большинстве современных дуг. Это приведет к потере океанского дна между дугой и континентом и, следовательно, к миграции дуги во время эпизодов распространения. [2]
Зоны разломов , в которых заканчиваются некоторые активные островные дуги, можно интерпретировать с точки зрения тектоники плит как результат движения вдоль трансформных разломов [4] [5] , которые представляют собой окраины плит, где земная кора не поглощается и не генерируется. Таким образом, нынешнее расположение этих цепочек неактивных островов обусловлено нынешним расположением литосферных плит. Однако их вулканическая история, указывающая на то, что они представляют собой фрагменты более старых островных дуг, не обязательно связана с нынешним расположением плит и может быть связана с различиями в положении краев плит в прошлом.
Понимание источника тепла, вызывающего плавление мантии, было спорной проблемой. Исследователи полагали, что тепло вырабатывалось за счет трения в верхней части плиты. Однако это маловероятно, поскольку вязкость астеносферы уменьшается с ростом температуры, а при температурах, необходимых для частичного плавления, астеносфера будет иметь настолько низкую вязкость, что сдвиговое плавление не может произойти. [6]
В настоящее время считается, что вода действует как основной агент, вызывающий частичное плавление под дугами. Было показано, что количество воды, присутствующей в нисходящей плите, связано с температурой плавления мантии. [7] Чем больше присутствует воды, тем больше снижается температура плавления мантии. Эта вода высвобождается во время трансформации минералов по мере увеличения давления, при этом минералом, содержащим больше всего воды, является серпентинит .
Эти метаморфические минеральные реакции вызывают обезвоживание верхней части плиты по мере того, как гидратированная плита тонет. Тепло к нему также передается из окружающей астеносферы. По мере передачи тепла плите возникают температурные градиенты, в результате чего астеносфера вблизи плиты становится холоднее и более вязкой, чем окружающие области, особенно вблизи верхней части плиты. Эта более вязкая астеносфера затем тянется вниз вместе с плитой, в результате чего за ней течет менее вязкая мантия. Считается, что именно взаимодействие этой нисходящей мантии с водными жидкостями, поднимающимися из тонущей плиты, приводит к частичному плавлению мантии, когда она пересекает влажный солидус . [8] Кроме того, некоторые расплавы могут возникнуть в результате подъема горячего мантийного материала внутри мантийного клина. [9] Если горячий материал поднимается достаточно быстро и теряется мало тепла, снижение давления может привести к сбросу давления или декомпрессионному частичному плавлению .
На погружающейся стороне островной дуги находится глубокая и узкая океаническая впадина, которая является следом на поверхности Земли границы между нисходящей и нависающей плитами. Эта траншея создается нисходящим гравитационным притяжением относительно плотной погружающейся плиты на переднем крае плиты. Вдоль этой границы субдукции происходят множественные землетрясения с сейсмическими гипоцентрами, расположенными на увеличивающейся глубине под островной дугой: эти землетрясения определяют зону Беньоффа . [10] [11]
Островные дуги могут образовываться во внутриокеанических условиях или из фрагментов континентальной коры, мигрировавших от прилегающей континентальной суши, или в связанных с субдукцией вулканах, действующих на окраинах континентов.
Ниже приведены некоторые обобщенные особенности, присутствующие в большинстве островных дуг.
Преддуга : эта область включает в себя желоб, аккреционную призму и преддуговой бассейн. Имеется выступ от траншеи на стороне системы, обращенной к океану (примером является Барбадос на Малых Антильских островах). Преддуговой бассейн образуется между преддуговым хребтом и островной дугой; это область ненарушенной плоскослоистой седиментации.
Желоба : это самые глубокие участки океанских бассейнов; самая глубокая из них — Марианская впадина (около 11 000 м или 36 000 футов). Они образуются в результате изгиба океанической литосферы, развивающейся с океанской стороны островных дуг.
Задуговые бассейны : Их еще называют окраинными морями и образуются на внутренней, вогнутой стороне островных дуг, ограниченных задуговыми хребтами. Они развиваются в ответ на тектонику растяжения вследствие рифтогенеза существующей островной дуги.
Зона Беньоффа или зона Вадати-Беньоффа : это плоскость, которая опускается под доминирующую плиту, где происходит интенсивная вулканическая активность, которая определяется расположением сейсмических событий ниже дуги. Землетрясения происходят от поверхности до глубины ~660 км. Угол наклона зон Беньоффа колеблется от 30° до почти вертикального. [12]
Между окраиной континента и островными дугами на вогнутой стороне дуги может образоваться океанический бассейн. Эти бассейны имеют кору либо океаническую, либо промежуточную между нормальной океанической корой и типичной для континентов; тепловой поток в бассейнах выше, чем в обычных континентальных или океанических районах. [2]
Некоторые дуги, например Алеутские, переходят латерально в континентальный шельф на вогнутой стороне дуги [13] , тогда как большая часть дуг отделена от континентальной коры.
Движение между двумя литосферными плитами объясняет основные особенности активных островных дуг. Островная дуга и небольшой океанический бассейн расположены на перекрывающей плите, которая соединяется с нисходящей плитой, содержащей нормальную океаническую кору вдоль зоны Беньоффа. Резкий изгиб океанической плиты вниз образует желоб. [14]
Обычно выделяют три вулканические серии, из которых образуются типы вулканических пород, встречающихся в островных дугах: [15] [16]
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 наблюдаются в зрелых зонах субдукции и связаны с магмой больших глубин. Андезит и андезибазальт являются наиболее распространенными вулканическими породами островной дуги, что свидетельствует об известково-щелочной магме. Некоторые островные дуги имеют распределенные вулканические серии, как это можно видеть в системе японских островных дуг, где вулканические породы меняются от толеитовых - известково-щелочных - щелочных по мере удаления от желоба. [15]
В дуговом магматизме задействовано несколько процессов, что приводит к широкому спектру встречающегося состава горных пород. Эти процессы включают, помимо прочего, перемешивание магмы, фракционирование, изменение 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]
В некоторых местах обнаружены остатки бывших островных дуг. В таблице ниже упоминаются некоторые из них.
