Forearc — термин из тектоники плит, обозначающий область в зоне субдукции между океаническим желобом и связанной с ним вулканической дугой . Области Forearc присутствуют вдоль конвергентных границ и, как следует из их названия, образуются «впереди» вулканических дуг, характерных для конвергентных границ плит. Область back-arc — сопутствующая область позади вулканической дуги.
Многие преддуги имеют аккреционный клин , который может образовывать топографический хребет, известный как внешний дуговой хребет, который параллелен вулканической дуге. Бассейн преддуги между аккреционным клином и вулканической дугой может накапливать толстые отложения осадков, иногда называемые внешним дуговым желобом. Из-за столкновительных напряжений, когда одна тектоническая плита погружается под другую, преддуговые регионы являются источниками мощных землетрясений. [1] [2]
Во время субдукции океаническая плита задвигается под другую тектоническую плиту, которая может быть океанической или континентальной . Вода и другие летучие вещества в субдуцирующей плите вызывают плавление потока в верхней мантии , создавая магму, которая поднимается и проникает в вышележащую плиту, образуя вулканическую дугу . Вес субдуцирующей плиты прогибает вышележащую плиту и создает океанический желоб . Эта область между желобом и дугой называется областью преддуги, а область за дугой и вдали от желоба известна как область задней дуги .
Область мантии между перекрывающей плитой и погружающейся плитой испытывает угловой поток вблизи задней дуги, вызванный движением вниз погружающейся плиты. [3] В то же время температура мантийного клина ближе к желобу определяется более плотной и холодной погружающейся плитой, что приводит к холодной, застойной части мантийного клина. [4] [5]
Первоначальные теории предполагали, что океанические желоба и магматические дуги были основными поставщиками аккреционных седиментационных клиньев в преддуговых регионах. Более поздние открытия предполагают, что часть аккреционного материала в преддуговом регионе происходит из мантийного источника вместе с турбидитами желобов , полученными из континентального материала. Эта теория верна благодаря доказательствам того, что пелагические отложения и континентальная кора были субдуцированы в процессах, известных как субдукция осадков и субдукционная эрозия соответственно. [2]
В течение геологического времени происходит постоянная переработка отложений преддуги из-за эрозии, деформации и осадочной субдукции. Постоянная циркуляция материала в области преддуги (аккреционная призма, преддуговой бассейн и желоб) генерирует смесь магматических, метаморфических и осадочных последовательностей. В целом, наблюдается увеличение степени метаморфизма от желоба к дуге, где самая высокая степень (от голубого сланца до эклогита) структурно поднята (в призмах) по сравнению с более молодыми отложениями (бассейнами). Преддуговые регионы также являются местами, где офиолиты размещаются в случае обдукции , но такие отложения не являются непрерывными и часто могут быть удалены эрозией. [2] [6]
По мере сближения тектонических плит закрытие океана приведет к сближению двух массивов суши, каждый из которых является либо островной дугой , либо континентальной окраиной. Когда эти два тела сталкиваются, результатом является орогенез , в это время поддвигаемая океаническая кора замедляется. [2] [7] На ранних стадиях столкновения дуги и континента происходит подъем и эрозия аккреционной призмы и преддугового бассейна. На более поздних стадиях столкновения область преддуги может быть сшита, повернута и укорочена, что может образовывать синколлизионные складки и пояса надвигов.
На поверхности область преддуги может включать в себя бассейн(ы) преддуги, внешнедуговую возвышенность, аккреционную призму и сам желоб. [2] Интерфейс субдукции преддуги может включать сейсмогенную зону, где могут происходить землетрясения мега-взброса, разъединенную зону и вязкосвязанную зону. [4] [8]
Аккреционная призма расположена на склоне разрыва желоба, где угол наклона значительно уменьшен. Между разрывом и магматической дугой осадочный бассейн, заполненный эрозионным материалом из вулканической дуги и субстратом, может накапливаться в преддуговом бассейне, который перекрывает самые старые надвиговые срезы в клине преддуговой области. [2]
В целом, топография преддуги (особенно в районе желоба) пытается достичь равновесия между плавучестью и тектоническими силами, вызванными субдукцией. Движение преддуги вверх связано с силами плавучести, а движение вниз связано с тектоническим воздействием, которое заставляет океаническую литосферу опускаться. [2] Связь между уклоном поверхности и субдукционным надвигом также играет огромную роль в изменении структуры преддуги и деформации. [1] Субдукционный клин можно классифицировать как стабильный с небольшой деформацией или нестабильный с всепроникающей внутренней деформацией (см. раздел о моделях). Некоторые общие деформации в осадках преддуги - это синседиментационные деформации и олистостромы , такие как те, что наблюдаются в районе Магнитогорской преддуги. [7]
Существуют две модели, характеризующие формирование и деформацию преддугового бассейна, которые зависят от отложения осадков и проседания (см. рисунок). Первая модель представляет преддуговой бассейн, сформированный с небольшим или нулевым поступлением осадков. Напротив, вторая модель представляет бассейн со здоровым поступлением осадков. Глубина бассейна зависит от поступления осадков океанической плиты, континентального обломочного материала и ортогональных скоростей конвергенции. [1] [2] Аккреционный поток (поступление осадков внутрь и наружу) также определяет скорость, с которой седиментационные клинья растут внутри преддугового бассейна. [1]
Возраст океанической коры вместе с конвергентной скоростью контролирует сцепление через конвергентный интерфейс континентальной и океанической коры. Сила этого сцепления контролирует деформацию, связанную с событием, и может быть видна в сигнатурах деформации преддуговой области. [2]
Интенсивное взаимодействие между надвигающимися и поддвигающимися плитами в преддуговых регионах показало развитие сильных механизмов связи, которые приводят к мега-взрывным землетрясениям, таким как землетрясение Тохоку-Оки, которое произошло у тихоокеанского побережья северо-восточной Японии (Tian and Liu. 2013). Эти мега-взрывные землетрясения могут быть связаны с низкими значениями теплового потока, обычно ассоциируемого с преддуговыми регионами. Геотермальные данные показывают тепловой поток ~30–40 мВт/м 2 , что указывает на холодную, прочную мантию. [9]
Хорошим примером является Марианская дуга, где ученые провели обширные исследования. В этой обстановке есть эрозионная граница и склон дуги, который состоит из серпентиновых грязевых вулканов высотой 2 км и диаметром 30 км. Эрозионные свойства этих вулканов соответствуют метаморфическим степеням (голубые сланцы), ожидаемым для этого региона в дуге. Имеются доказательства из геотермальных данных и моделей, которые показывают интерфейс плита-мантия, уровни трения и прохладную океаническую литосферу в желобе. [2] Другие хорошие примеры: