Зони субдукції і острівні дуги
Субдукції - це те місце, де працюють тектоніст, структурна геологія, седіметологі, петрологія магматичних порід і метаморфізму, геохімія, геофізика і прикладна геологія.
Зони субдукції - місце, де остиглі плити літосфери занурюються назад в мантію. Потрібно приблизно 50 Му для океанічної літосфери, яка сформувалася в гарячій (> 1000 ° C) навколишньому середовищу серединно-океанських хребтів, щоб охолонути до стану еквалібрума (рівноваги) і опуститися до її максимальної глибини нижче рівня моря. Хоча немає універсального угоди з приводу балансу сил, які виробляють тектоніку плит, сила "напруги плити" ( "slab-pull" force), вважається дуже важливою. Наприклад Тихоокеанська плита, найшвидша плита, переміщається приблизно 10 см / рік. Це та плита, яка субдукціруется в літосферу Землі і тому повна сила напруги плити велика. Головний аргумент виходить з того, що охолола океанічна кора легше перетворюється в щільний Еклогіт, який набагато щільніше ніж пірол (pyrolite).
Що найдивніше - величезна різноманітність геологічних особливостей, пов'язаних з субдукцией. Існує разюча відмінність між східною і західною околицями Tихоокеанского плити. Субдукції дуже важливо розуміти, тому що це те місце, де континентальна кора прогресивно наростає з часом.
Типові особливості субдукції на континентальній окраїні показані на малюнку. Картинка показує як плита формує аккреційний клин і як басейн forearc формується на вершині кута в міру того як це все тягнеться вниз (і можливо ще подпітивиется осадовими породами з вулканічної дуги). Однак постає питання, як і звідки з'являються вулканічні магми, і до якої міри субдукцірующаяся базальтова плита вносить в це свій внесок. Яляется це тільки флюїдом, який мігрує вниз у зміненій океанічної корі, який проникає в клин мантії, що лежить над зоною субдукції і стає причиною її плавлення? І в якій мірі донні опади, залучені в зону субдукції, вносять свій внесок в освіту магми острівної дуги? Що відбувається зі знятим матеріалом у зоні субдукції?
КРАЙОВІ БАСЕЙНИ і BACK ARC SPREADING
Крайові басейни - особливість західного Tихого океану. Приклади (з півночі на південь) - Японське море, Західний Філіппінська Басейн, Parace Vela і Басейн Сікоку, the Mariana Trough, the Woodlark Basin, басейн Фіджі і Lau Basin. Крайові басейни в даний час вкрай рідкісні в східній частині Tихого океану.
Крайові басейни - малі океанічні басейни, зазвичай суміжні з континентом, які відділені від океану острівної дугою. Деякі крайові басейни на континентальній окраїні можуть бути не зовсім розвинуті і представлені витонченою корою, часто пов'язаної з основним вулканізмом. Karig (1971, 1974) розділив крайові басейни на:
(1) Активні крайові басейни з високим потоком високої температури.
(2) Непрацюючі крайові басейни з високим потоком високої температури.
(3) Непрацюючі крайові басейни з нормальним потоком високої температури.
Перші два, як думається, сформувалися при back-arc spreading, або все ще активному (1), або недавно активному (2). Третій тип може представляти басейни, сформовані як древнім back-arc spreading, так і нормальної океанської корою, яка була спіймана позаду новоразвітой острівної дуги.
СТРУКТУРА острівної дуги
Звичайна модель «arc - back-arc» має наступні компоненти:
(1) субдукція
(2) Область передньої (Fore-arc) дуги з аккреционного осадової призмою
(3) Фронтальна дуга
(4) Активна дуга
(5) Крайовий (мarginal) басейн з центром спрединга
(6) Залишкова дуга (Remnant Arc)
(7) Неактивний крайової басейн
Хоча передбачалося, що велика область передньої дуги була складена з молодих донних відкладень, буріння не доведена це. Схоже, що глибинні відкладення на пірнаючої плиті в значній мірі також субдукціровалісь.
Те, що область в back-arc є зона, де астеносфера різко піднімається, підтверджено сейсмічними дослідженнями, які показують низкоскоростной шар -Q (сейсмічне ослаблення) позаду дуги, сумісний з малою кількістю розплаву в області back-arc:
Магнітні аномалії в басейнах back-arc слабо розвинені, тут немає симетричних лінійних аномалій як в нормальних океанських басейнах, тому тут виникли труднощі в ідентифікації аномалій. Lawver і Hawkins (1978) припустили, що розширення може бути сильно розкиданий і не обмежений одним центральним чітким центром спрединга. Хороші магнітні зразки цих аномалії, доступні для визначення віку порід були описані в басейні back-arc моря Scotia. Спрединг в деяких басейнах може бути асиметричним, зі збільшенням на активній стороні дуги.
Моделі для Back-arc Spreading (див. Karig, 1974)
Активний діапірірізм.
Одна з найбільш ранніх моделей, заснована на даних Маріанської системи острівної дуги, де піднімається діапіров розколює дугу. Діапіров тут увійшов або в результаті фрикційного нагрівання в зоні субдукції, або, ймовірніше, через рідини, випущені в результаті зневоднення субдукцірующегося шматка. Піднімається діапіров розколює дугу на дві, і ці дві половини прогресивно відокремлюються одна від одної в результаті спрединга морського дна.
пасивний діапірізм
Він виникає в результаті регіональних просторових напруг (extensional stresses) в літосфера поперек системи острівної дуги. Насправді спадна плита при дії, подібно ременя конвеєра, має вертикальний компонент, який створює "зворотний перемотування" ( "roll-back"). Дуга і forearc залишаються з зоною субдукції в результаті передбачуваної траншейною сили всмоктування в глибоководному жолобі.
Покрокове переміщення (Stepwise Migration)
Тут передбачається, що шматок субдукцірующейся плити відірваний близько стрижня (континентальна частина жолоби) можливо тому що якісь опади на поблажливої плиті занадто легкі, щоб зануритися. Так що нова субдукция трохи мігрує в бік океану. Дуга залишається ближче до стрижневий частини і колодязів астеносфери позаду цієї зони.
Наведена конвекцією (Convection-driven)
Ця модель запропонована Toksoz Bird (1978), і вимагає, щоб допоміжні конвекційні комірки були спадними і тягнули плити вниз. Обчислення показують, що задужний спрединг з'явився б приблизно 10 Му після початку субдукції. Це могло б пояснити, чому back-arc spreading настільки звичайний в океанічний областях - тут літосфера більш тонка і таким чином легше перетворюється ніж під континентами.
Стара і Молода літосфери
Molnar і Atwater (1978) стверджують, що в залежності від кута падіння субдукцірующейся плити залежить те, що відбувається чи extension (продовження) літосфери в область back arc. В області західного Tихого океану ця літосфера юрського віку, холодна і щільна, яка як правило субдукціруется з дуже крутим падінням і сильної вертикальної компонентою. Таким чином це викликає екстенсію в регіон back arc. У східній частині Tихого океану, з іншого боку, літосфера субдуцірует під третинний андський комплекс, теплий і менш щільний, і часто під дрібним кутом. Ця конвенція більш компресорна, ніж екстенсіональная. Uyeda і Kanamori (1979) характеризували ці два крайніх типу субдукції як Маріанський і чилійський. Див. Також Dewey (1981)
TEКТОНІКА ЗОН субдукції
Контрасти між Західним і Східним Tіхім океаном
Uyeda і Kanamori (1979) підкреслили, що є два контрастують типу зон субдукції: Маріанський і чилійський з звичайно багатьма проміжними типами. Маріанський тип характеризується дуже круто опускається плитою; чилійський тип з дрібно опускає плитою. Ці відмінності були далі посилені у Dewey (1981).
Маріанський Тип має:
1. Глибоку відкриту глибоководну западину (до 11 км глибиною), де субдукціруется стара холодна юрська кірка.
2. Дуже крута зона Бениоффа
3. Екстенсивні розломи, погіршення пам'яті та тектонічна ерозія зовнішньої стіни глибоководної западини.
4. Широко поширені екстенсіі всередині дуги і спрединг в зоні back-arc.
5. Більше землетрусів в підсувається ніж в насунутому плиті.
6. Досить тонкий мафічних проміжний шар вулканічної плутоніческой кори.
7. Великий вулканізм; головним чином базальтовий з незначною кількістю андезиту.
8. Незначне або повна відсутність акреції седиментів в глибоководному жолобі.
9. Підлегле морфологічне вираження.
10 Лави мають тихий вулканічний стиль виверження.
11 Вулкани мають головним чином занурені конуси з рифами типу fringing.
12 Погано розвинені зони зносу на вулканах.
Чилійський Тип має:
1. Слабкий жолоб (до 6 км глибиною), зона субдукції молодше і тепліше, еоценовийо вік океанічної кори.
2. Трастові розломи звичайні на зовнішній стіні глибоководного жолоба.
3. Великий трастовий розлом в підсувається плиті Nazca до 200 км на захід від жолоба.
4. Зона Бениоффа має малий кут нахилу приблизно до 200 км, і потім крутизна стає значною нижче сейсмічної діри.
5. Широко поширене внутрідужное стиснення і back-arc трастінг по foreland trough.
6. Вища енергія землетрусів в насувається ніж в підсувається плиті.
7. плутонізму визначає вулканізм.
8. Вулканизм андезит-дацит-ріолітовий; базальти є більш рідкісними.
9. Товста (приблизно 70 км) континентальна кора, поступово звужується у напрямку до жолобу до10 км і менш.
10. Через домінуючого стиснення континентальна дуга має високу швидкість підйому.
11 Сильний вулканічний стиль. Лави високої в'язкості. Великі вулканокластіческіе зони навколо вулканів.
12 Захоплююче геоморфологическое вираз.
Різниця в сейсмічні характеристики: круте падіння зони Бениоффа в Маріанську типі означає, що інтерфейс контакту між субдукцірующейся плитою і літосферних клином мантії розташований на глибині менше 100 км, отже тут не дуже велике фрикційне натяг. У будь-якому випадку тектонічні умови екстенсіональності. У чилійському типі, проте, малий кут нахилу плити і велика товщина континентальної літосфери означають, що інтерфейс контакту може бути на глибині в 400 км. Отже тут значний опір і тертя і набагато більша сейсмічна активність. Ще спецефичности є плита Фараллон, яка субдукціровалась під дуже незначним кутом і створила дуже своєрідну тектоніку в районі BasinRidges.
Тектонічна Ерозія і акреції
У Маріанської дузі не спостерігається збільшення товщини глибинних відкладень в жолобі. Все ж значні обсяги донних опадів переработиваются в жолобі: в жолоб входять відкладення Тихоокеанської плити товщиною 0.5км, норма субдукції 10 см / рік вже 40 Му (скільки км куб. Припадає на одиницю довжини дуги!). Замість цього forearc відчуває масивну тектонічну ерозію ( "subcretion"). Більшість донних опадів субдукціруется, і тільки мала порція цього переробляється в вулканічну дугу. За чилійським краю поставка опадів наступна: їх дуже небагато на півночі, де кліматичні умови пустелі, але набагато більше на півдні, де зливові потоки значні. Припускають, що континентальне підстава може руйнувати процес субкреціі на півночі Чилі і нарощувати такі на півдні. Там, де поставка опадів висока, відкладення можуть заповнити повністю жолоб і виплестнуться на океанічну плиту і все це підповзає до зони субдукції під малим кутом.
ПОЯСНЕННЯ ВІДМІННОСТЕЙ МІЖ СХІДНОЇ І західній околиці Тихоокеанської плити
Контраст можна пояснити просто відмінностями в нормі конвергенції, так як Чилійська, Маріанська, Японська дуги і дуга Тонга все мають лобову норму конвергенції приблизно 10 см / рік. Контраст повинен бути пов'язаний тільки з "зворотного перемотуванням" в конвергенції і на стрижні. Якщо зворотне перемотування швидше ніж норма конвергенції, тоді виникає результат екстенсіі back-arc; якщо повільніше, то відбувається стиснення (компресія) дуги back-arc.
Зворотній перемотування (roll-back) може бути визначена віком субдукцірующейся літосфери (Molnar і Atwater, 1978). Стара холодна літосфера більш щільна і субдукціруется під більш крутим кутом і, можливо, бере менше часу для досягнення 650-кілометрової зони неоднорідності. Якщо цього не станеться, буде спровокований висхідний вихровий потік цієї неоднорідності (див. Експерименти Kinkaid і Olsen, 1987), що викличе зворотну перемотування в зоні субдукції, даючи місце екстенсіональной тектоніку. Однак в разі меншої кутовий субдукції і більш молодий і теплою літосферою плиті потрібно більше часу для досягнення зони неоднорідності в 650 км. Її нагрів буде більше і вона вже менш здатна викликати ефект зворотного перемотування. В цьому випадку сумнівно шукати екстенсію. Існує і додатковий фактор - в східному Tихом океані Американська плита наїжджає на плиту Nazca через відкриття Атлантики, хоча ця норма є дуже малою.
Ширші значення цих факторів:
Якщо баланс між стисненням (компресією) і розширенням (екстенсіей) в конвергентних краях плити пов'язаний з глибиною падіння плити (related to dip of slab) і, отже, з віком субдукцірующейся літосфери, то це може пояснити, чому внутріокеанскіе острівні дуги острова - по суті явище фанерозою і рідкісні або повністю відсутні в Середньому і ранньому докембрії. Високі теплові градієнти в докембрії означали б велику довжину хребта і менший розмір плит (див. Hargraves, 1986)