Kontinentální oblouk - Continental arc

A kontinentální oblouk je typ sopečný oblouk vyskytující se jako „tvar oblouku“ topograficky vysoká region podél a kontinentální marže. Kontinentální oblouk je tvořen na aktivním kontinentálním okraji, kde dva tektonické desky setkat se a kde má jeden talíř Kontinentální kůra a ostatní oceánská kůra podél linie deskové konvergence a a subdukční zóna se vyvíjí. The magmatismus a petrogeneze kontinentální kůry jsou komplikované: v podstatě kontinentální oblouky odrážejí směs materiálů oceánské kůry, plášťový klín a kontinentální krustové materiály.

Původ

Schematický diagram vzniku kontinentálního oblouku.

Když dva tektonické desky srazit, relativně hustší oceánská kůra bude tlumen pod relativně lehčí Kontinentální kůra. Kvůli procesu subdukce je relativně chladnější oceánská kůra spolu s vodou subdukována do astenosféra kde jsou tlaky a teploty mnohem vyšší než povrch Země. Za takových podmínek se uvolňující deska uvolní těkavé látky jako je H2O a CO2, které způsobují částečné roztavení výše uvedené astenosféry.[1] Tento proces může vytvořit relativně dobrý vzestup magma, který následně tvoří řadu sopky na povrchu podél subdukční zóna. Existují někteří vědci, kteří tvrdí, že referenční využití obloukového litosférického pláště může být také důležitým procesem spojeným s obloukovým magmatismem.[2][3] Vzhledem k tomu, že subdukční zóna (která je také hranicí desky) má obecně tvar oblouku, geologové tyto sopky pojmenovali sopečné oblouky. Sopečný oblouk postavený na kontinentální kůře se nazývá kontinentální oblouk; když jsou postaveny na oceánské kůře, sopky tvoří ostrovní oblouk.

Petrogeneze a magmatismus

Petrogeneze

Původ magmatická skála nebo petrogeneze , v kontinentálních obloucích je složitější než v oceánských obloucích. Částečné roztavení subduktující oceánské desky generuje primární magma, které by bylo kontaminováno kontinentálními kůrovými materiály, když prochází kůrou. Protože kontinentální kůra je felsic nebo oxid křemičitý, zatímco juvenilní primární magma je obvykle mafic, složení magmat v kontinentálních obloucích je produktem míchání mezi magická diferenciace mafických magmat a tání kůry felsic nebo křemene.[2] Míchání stávající kontinentální kůry, spodní část litosféra nebo litosférický plášť pod kontinentální kůrou podmanivá oceánská kůra a sedimenty, plášťový klín a spodní desky materiálů dohromady je hlavním zdrojem kontinentálních obloukových hornin.[4]

Magmatismus

Průřezový diagram magmatických procesů v kontinentálním oblouku

The dehydratace klesající desky a částečné roztavení astenosféry společně generují primární magma kontinentálních oblouků. Primární magma se skládá z olivín tholeiitický čedič kvůli směsi peridotitů z klínu pláště a velkého iontu lithophile obohacené (LIL-obohacené) tekutiny z dehydratační subduktující desky.[4] Protože větší tloušťka a nižší hustota, kontinentální kůra pravděpodobně zabrání vzestupu primárního magmatu. Vzestupné primární magma pravděpodobně zaplaví dno kontinentální kůry a vytvoří magmatickou komoru. V této komoře podloží proces proběhne, asimilace a frakční krystalizace primárního magmatu a hornin nižší kůry tvoří spodní vrstvu na dně kůry.[4][5]

Tímto postupem by se olivínové tholeiitické primární magma změnilo na calc-alkalické magma a více vyvinutá a obohacená alkalická nebo křemičitá magma.[6] Další obohacený zdroj může poskytnout tektonická eroze proces, který způsobuje škrábání a tažení spodní kontinentální litosféry do tavicí zóny. Tedy vysoké koncentrace Rb, Čs, Ba, K., Čt a LREE (světlo prvky vzácných zemin ) a obohacený izotopy lze nalézt v kontinentálních obloukových magmatech.[7]

Intenzita magmatismu oblouku

Geotermální struktura v subdukční zóně určuje rychlost tání subdukční desky a astenosféry. Změna struktury izotermy může mít významný dopad na intenzitu magmatismu. Ke změně geotermální struktury mohou přispět některé faktory: a) změna rychlosti konvergence dvou desek v subdukční zóně;[4] b) úhel ponoření subdukční desky;[4] c) množství podrobených nízkoteplotních materiálů (voda a oceánské sedimenty);[1] d) událost přeplnění pláště / astenosféry (okno desky[8]/ rozbití desky[9]).

Petrologie

Petrogeneze kontinentálních oblouků se obecně liší od oceánských oblouků, takže více calc-alkalické a alkalické horniny lze nalézt na kontinentálním oblouku s menším počtem tholeiitů a hornin s nízkým obsahem K.[4]

Calc-alkalický phenocryst -bohatý dacite, andezit a ryolit horniny jsou hojné v kontinentálním oblouku. Tyto horniny obsahují vodnaté minerály biotit a hornblende částečně resorbován v magmatickém procesu. Silně pásmový plagioklas v těchto horninách se také vyskytuje sítová struktura. Granodiorit, tonalit a diorit jsou nejčastější rušivé kameny nalezený v kontinentálních obloucích.[10]

Proces eroze

Další informace: eroze subdukce

The eroze kontinentálních oblouků je součástí hlavního procesu globálního oběhu litosféry. Podle relativní studie[11] podíl eroze kontinentálního oblouku na celkové ztrátě kontinentální kůry je téměř 25%. Proces s názvem tektonická eroze se stane, když třecí síla během konvergence škrábe obrovské množství hornin ze základny kontinentálních oblouků. Také srážky na kontinentálním oblouku orogen sám o sobě je dalším procesem eroze. Trosky z kontinentálního oblouku by se ukládaly v subdukční zóně jako turbidit. Probíhající subdukce nutí sedimenty akretivně přidat do akreční klín nebo se podřídit do astenosféry. Pak by část sedimentů byla recyklována sopečnými aktivitami, a tak se vrátila do kontinentální kůry, zatímco jiná část by vytvořila nový materiál pláště.

Rozdíly mezi různými oblouky

Koncepty "ostrovní oblouk ", "sopečný oblouk ", "oceánský oblouk „a„ kontinentální oblouk “mohou být zaměňovány:

V některých případech může podél kontinentu vzniknout kontinentální oblouk i oceánský oblouk stávkovat jedné subdukční zóny (např. Aleutské ostrovy a Aljašský poloostrov ).

Tabulka kontinentálních oblouků

Kontinentální obloukZeměPříkopPřednostní deskaSubdukční deska
Cascade Volcanic ArcSpojené státy a KanadaSubdukční zóna Cascadia; nelze identifikovat žádný fyzický oceánský příkop[13][14]Severoamerický talířJuan de Fuca talíř, Průzkumník Plate, a Gorda Plate
Aljašský poloostrov a Aleutský rozsahSpojené státyAleutský příkopSeveroamerický talířPacifická deska
KamčatkaRuskoKuril-Kamčatka příkopEuroasijská deskaPacifická deska
Andský vulkanický pásKolumbie, Bolívie, Peru, Ekvádor, Chile a ArgentinaPříkop Peru – ChileJihoamerický talířNazca Plate a Antarktická deska
Střední Amerika sopečný obloukGuatemala, El Salvador, Honduras, Nikaragua, Kostarika, PanamaStřední Amerika příkopKaribská deskaKokosový talíř
Gangdský batholithTibet, ČínaJiž neexistujeLhasa terraneOceán Neotethyan

  • Cascade Volcanic Arc.

  • Aleutský oblouk, s oceánskou i kontinentální částí.

  • Kamčatský oblouk, východní Rusko.

  • Andský vulkanický pás

Viz také

Reference

  1. ^ A b Van Der Pluijm, B. A .; Marshak, S. (2004). Struktura Země (2. vyd.). New York: Norton. p. 442. ISBN  978-0-393-92467-1.
  2. ^ A b Chin, Emily J .; Lee, Cin-Ty A .; Tollstrup, Darren L .; Liewen, Xie; Wimpenny, Josh B .; Yin, Qing-Zhu (2013). "O původu horkých metasedimentů křemence ve spodní kůře kontinentálních oblouků". Dopisy o Zemi a planetách. 361: 120–133. Bibcode:2013E & PSL.361..120C. doi:10.1016 / j.epsl.2012.11.031.
  3. ^ Chin, Emily J .; Lee, Cin-Ty A .; Barnes, Jaime D. (2014). „Zahušťování, odkazování a filtr hluboké litosféry v kontinentálních obloucích: Omezení hlavních a stopových prvků a izotopů kyslíku“. Dopisy o Zemi a planetách. 397: 184–200. Bibcode:2014E & PSL.397..184C. doi:10.1016 / j.epsl.2014.04.022.
  4. ^ A b C d E F Winter, John D. (2001). Úvod do magmatické a metamorfní petrologie. Upper Saddle River, NJ: Prentice-Hall Inc. ISBN  978-0321592576.
  5. ^ Pitcher, W. S .; Atherton, M. P .; Cobbing, E. J .; Beckinsale, R. D. (1985). Magmatismus na hraně talíře: Peruánské Andy (1. vyd.). Springer. ISBN  978-1489958228.
  6. ^ Harmon, R. S .; Barreiro, B. A. (1984). Andský magmatismus: Chemická a izotopová omezení (Shiva Geology) (1. vyd.). Boston: Birkhäuser. ISBN  978-0906812617.
  7. ^ Pearce, Julian A .; Parkinson, Ian J. (1993). "Modely stopových prvků pro tavení plášťů: aplikace na petrogenezu vulkanického oblouku". Geologická společnost v Londýně, speciální publikace. 76 (1): 373–403. Bibcode:1993GSLSP..76..373P. doi:10.1144 / GSL.SP.1993.076.01.19.
  8. ^ Zhang, Zeming; Zhao, Guochun; Santosh, M .; Wang, Jinli; Dong, Xin; Shen, Kun (2010). „Pozdně křídový charnockit s adakitickými spřízněnostmi z Gangdského batolitu v jihovýchodním Tibetu: Důkazy subdukce neotethyanského středooceánského hřebene? Výzkum v Gondwaně. 17 (4): 615–631. doi:10.1016 / j.gr.2009.10.007.
  9. ^ Ji, Weiqiang; Wu, Fuyuan; Li, Jinxiang; Liu, Chuanzhou; Liu, Chuan-Zhou (2009). „Zircon U – Pb geochronologie a Hf izotopová omezení petrogeneze Gangdese batholith v jižním Tibetu“. Chemická geologie. 262 (3–4): 229–245. doi:10.1016 / j.chemgeo.2009.01.020.
  10. ^ Roden-Tice, Mary. "Earth Materials II - Petrology Course" (PDF). Státní univerzita v New Yorku v Plattsburghu. Archivovány od originál (PDF) dne 23. listopadu 2015. Citováno 9. ledna 2015.
  11. ^ Clift, Peter; Vannucchi, Paola (2004). „Kontroly tektonického narůstání versus eroze v subdukčních zónách: důsledky pro původ a recyklaci kontinentální kůry“ (PDF). Recenze geofyziky. 42 (2): RG2001. Bibcode:2004RvGeo..42.2001C. doi:10.1029 / 2003RG000127.
  12. ^ Filedner; Moritz, M .; Klemperer, Simon L. (2000). "Crustal structure transition from oceanic arc to continental arc, Eastern Aleutian Islands and Alaska Peninsula". Dopisy o Zemi a planetách. 179 (3): 567–579. Bibcode:2000E a PSL.179..567F. doi:10.1016 / S0012-821X (00) 00142-4.
  13. ^ Lillie, Robert J. (4. června 2001). „Subduction in the Pacific Northwest: Geology training manual for Olympic National Park“ (PDF). Dokument Geoscientists-In-the-Parks, 1999-OLYM. Denver, Colorado: Služba národního parku. p. 17. Citováno 29. prosince 2014.
  14. ^ „Tichý horský systém - kaskádové sopky“, Koncepty vědy o Zemi, United States National Park Service, archivovány z originál dne 2007-05-31