Цепи вулканов над зонами субдукции

Введение

Цепь вулканов, образованная над субдуцирующей плитой.

Вулканическая дуга (также известная как магматическая дуга) — это пояс вулканов, сформированный над субдуцирующей океанической тектонической плитой, расположенный в виде дуги при взгляде сверху. Вулканические дуги обычно параллельны океанической впадине, при этом дуга находится дальше от субдуцирующей плиты, чем сама впадина. Океаническая плита насыщена водой, главным образом в виде гидроксилсодержащих минералов, таких как слюды, амфиболы и серпентины. По мере субдукции плиты она подвергается возрастающему давлению и температуре с увеличением глубины. Тепло и давление разрушают гидроксилсодержащие минералы в плите, высвобождая воду в надлежащий мантийный клин. Летучие вещества, такие как вода, значительно понижают температуру плавления мантии, что приводит к частичному расплавлению мантии и образованию магмы на глубине под наезжающей плитой. Магма поднимается, формируя вулканическую дугу, параллельную зоне субдукции. Вулканические дуги отличаются от вулканических цепей, образованных над горячими точками в середине тектонической плиты. Вулканы часто формируются последовательно, по мере движения плиты над горячей точкой, поэтому возраст вулканов изменяется от одного конца цепи к другому. Гавайские острова представляют собой типичную цепь горячих точек, где более старые острова расположены на северо-западе, а сам остров Гавайи, возраст которого всего 400 000 лет, находится на юго-восточном конце цепи над горячей точкой. Вулканические дуги обычно не демонстрируют такой простой возрастной закономерности. Существуют два типа вулканических дуг:

внутриокеанические дуги (примитивные дуги) формируются, когда океаническая кора субдуцирует под другую океаническую кору на соседней плите, образуя вулканическую островную дугу. континентальные дуги формируются, когда океаническая кора субдуцирует под континентальную кору на прилегающей плите, образуя дугообразный горный пояс. В некоторых случаях одна зона субдукции может проявлять оба этих аспекта вдоль своей протяженности, поскольку часть плиты субдуцирует под континент, а часть — под прилегающую океаническую кору. Алеутские острова и сопредельный полуостров Аляска являются примером такой зоны субдукции. Активный фронт вулканической дуги — это пояс, где в данный момент времени развивается вулканизм. Активные фронты могут перемещаться со временем (в течение миллионов лет), изменяя расстояние до океанической впадины, а также свою ширину.

Тектоническая обстановка

Вулканическая дуга является частью комплекса дуги-траншеи, который представляет собой часть зоны субдукции, видимой на поверхности Земли. Зона субдукции – это область, где тектоническая плита, состоящая из относительно тонкой и плотной океанической литосферы, погружается в мантию Земли под менее плотную налегающую плиту. Налегающая плита может быть как другой океанической, так и континентальной плитой. Подсыхающая плита, или слэб, погружается в мантию под углом, образуя клин мантии между слэбом и налегающей плитой. Внутри подсыхающего слэба происходит множество землетрясений, с сейсмическими гипоцентрами, расположенными на увеличивающейся глубине под островной дугой: эти землетрясения определяют зоны Вадати-Бениоффа. Вулканические дуги подразделяются на дуги с континентальной налегающей плитой (дуги андезского типа) и дуги с океанической налегающей плитой (внутриокеанические или примитивные дуги). Толщина коры под дугой может достигать двухкратной толщины средней континентальной или океанической коры: под дугами андезского типа она достигает толщины, а под внутриокеаническими дугами – толщины. Утолщению коры способствуют как сжатие коры, так и магматическая подпочвенная инфильтрация, и некоторые дуги извергают щелочную магму. Кальцино-щелочную магму можно отличить от толеитовой магмы, типичной для срединно-океанических хребтов, по более высокому содержанию алюминия и более низкому содержанию железа, а также по высокому содержанию крупноионных литофильных элементов, таких как калий, рубидий, цезий, стронций или барий, по сравнению с элементами с высокой прочностью поля, такими как цирконий, ниобий, гафний, редкоземельные элементы (REE), торий, уран или тантал. Андезит особенно характерен для вулканических дуг, хотя иногда встречается и в регионах расширения коры. В геологических записях вулканические дуги можно идентифицировать по их мощным последовательностям вулканических обломочных пород (образованных взрывным вулканизмом), чередующимся с грейваками и аргиллитами, а также по их кальцино-щелочному составу. В более древних породах, подвергшихся метаморфизму и изменению их состава (метасоматизму), кальцино-щелочные породы можно отличить по содержанию микроэлементов, мало подверженных изменениям, таких как хром или титан, содержание которых в вулканических породах невелико, или в осадочных отложениях в виде литических песчаников. Сопряженные метаморфические пояса, в которых пояс высокотемпературного низко-давления метаморфизма расположен параллельно поясу низкотемпературного высоко-давления метаморфизма, сохраняют древний комплекс дуги-траншеи, в котором пояс высокотемпературного низкого давления соответствует вулканической дуге. Расстояние от траншеи до вулканической дуги больше для слэбов, погружающихся под более пологим углом, что позволяет предположить, что образование магмы происходит, когда слэб достигает критической глубины для разложения обильного гидросодержащего минерала. Это создало бы восходящий «водяной занавес», объясняющий сфокусированный вулканизм вдоль вулканической дуги. Однако некоторые модели предполагают, что вода непрерывно высвобождается из слэба с небольших глубин до , и большая часть воды, высвобождаемой на небольших глубинах, вызывает серпентинизацию вышележащего клина мантии. Теперь известно, что подсыхающий слэб может находиться в любом месте ниже вулканической дуги, а не на одной характерной глубине около , что требует более сложных моделей дугового магматизма. Например, вода, высвобождаемая из слэба на умеренных глубинах, может реагировать с амфиболовыми минералами в нижней части клина мантии, образуя богатый водой хлорит. Затем эта богатая хлоритом мантия скала утягивается вниз подсыхающим слэбом и в конечном итоге разрушается, становясь источником дугового магматизма. Расположение дуги зависит от угла и скорости субдукции, которые определяют, где разрушаются гидросодержащие минералы и где высвобождаемая вода снижает температуру плавления вышележащего клина мантии до достаточной для плавления. Расположение вулканической дуги может определяться наличием холодного неглубокого угла на кончике клина мантии, где мантия скала охлаждается как налегающей плитой, так и слэбом. Холодный неглубокий угол не только подавляет плавление, но и его высокая жесткость препятствует подъему любой образовавшейся магмы. Вулканизм дуги происходит там, где слэб опускается из-под холодного неглубокого угла, позволяя магме генерироваться и подниматься через более теплую, менее жесткую мантийную породу.

A volcanic arc is part of an arc trench complex, which is the part of a subduction zone that is visible at the Earth's surface. A subduction zone is where a tectonic plate composed of relatively thin, dense oceanic lithosphere sinks into the Earth's mantle beneath a less dense overriding plate. The overriding plate may be either another oceanic plate or a continental plate. The subducting plate, or slab, sinks into the mantle at an angle, so that there is a wedge of mantle between the slab and the overriding plate. Multiple earthquakes occur within the subducting slab with the seismic hypocenters located at increasing depth under the island arc: these quakes define the Wadati–Benioff zones. Volcanic arcs are divided into those in which the overriding plate is continental (Andean type arcs) and those in which the overriding plate is oceanic (intraoceanic or primitive arcs). The crust beneath the arc is up to twice as thick as average continental or oceanic crust: The crust under Andean type arcs is up to thick, while the crust under intraoceanic arcs is thick. Both shortening of the crust and magmatic underplating contribute to thickening of the crust. and a few arcs erupt alkaline magma. Calc alkaline magma can be distinguished from tholeiitic magma, typical of mid ocean ridges, by its higher aluminium and lower iron content and by its high content of large ion lithophile elements, such as potassium, rubidium, caesium, strontium, or barium, relative to high field strength elements, such as zirconium, niobium, hafnium, rare earth elements (REE), thorium, uranium, or tantalum. Andesite is particularly characteristic of volcanic arcs, though it sometimes also occurs in regions of crustal extension. In the rock record, volcanic arcs can be recognized from their thick sequences of volcaniclastic rock (formed by explosive volcanism) interbedded with greywackes and mudstones and by their calc alkaline composition. In more ancient rocks that have experienced metamorphism and alteration of their composition (metasomatism), calc alkaline rocks can be distinguished by their content of trace elements that are little affected by alteration, such as chromium or titanium, whose content is low in volcanic arc rocks. or in the sedimentary record as lithic sandstones. Paired metamorphic belts, in which a belt of high temperature, low pressure metamorphism is located parallel to a belt of low temperature, high pressure metamorphism, preserve an ancient arc trench complex in which the high temperature, low pressure belt corresponds to the volcanic arc. The distance from the trench to the volcanic arc is greater for slabs subducting at a shallower angle, and this suggests that magma generation takes place when the slab reached a critical depth for the breakdown of an abundant hydrous mineral. This would produce an ascending "hydrous curtain" that accounts for focused volcanism along the volcanic arc. However, some models suggest that water is continuously released from the slab from shallow depths down to , and much of the water released at shallow depths produces serpentinization of the overlying mantle wedge. It is now known that the subducting slab may be located anywhere from below the volcanic arc, rather than a single characteristic depth of around , which requires more elaborate models of arc magmatism. For example, water released from the slab at moderate depths might react with amphibole minerals in the lower part of the mantle wedge to produce water rich chlorite. This chlorite rich mantle rock is then dragged downwards by the subducting slab, and eventually breaks down to become the source of arc magmatism. The location of the arc depends on the angle and rate of subduction, which determine where hydrous minerals break down and where the released water lowers the melting point of the overlying mantle wedge enough for melting. The location of the volcanic arc may be determined by the presence of a cool shallow corner at the tip of the mantle wedge, where the mantle rock is cooled by both the overlying plate and the slab. Not only does the cool shallow corner suppress melting, but its high stiffness hinders the ascent of any magma that is formed. Arc volcanism takes place where the slab descends out from under the cool shallow corner, allowing magma to be generated and rise through warmer, less stiff mantle rock.

Примеры

Два классических примера океанических островных дуг — Марианские острова в западной части Тихого океана и Малые Антильские острова в западной части Атлантического океана. Каскадная вулканическая дуга в западной части Северной Америки и Анды вдоль западного края Южной Америки являются примерами континентальных вулканических дуг. Наиболее яркие примеры вулканических дуг, сочетающих оба типа характеристик, находятся в Северной части Тихого океана: Алеутская дуга, состоящая из Алеутских островов и продолжающаяся Алеутским хребтом на полуострове Аляска, и Курило-Камчатская дуга, включающая Курильские острова и южную часть полуострова Камчатка.