Вулканические дуги

Вулканические дуги существуют двух типов: энсиматические и энсиалические.

Энсиматические дуги закладываются на океанической коре, нередко на месте трансформных разломов, когда одно крыло с более древней корой начинает пододвигаться под другое, сложенное более молодой корой (например, Южно-Сандвичева дуга, Тонга-Кермадек, Марианская и Алеутская). Вулканиты юных энсиматических дуг обычно представлены толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних стадиях развития этих дуг начинают преобладать андезитобазальты или андезиты, но дело редко доходит до извержения более кислых магм. Примерами юных энсиматических дуг могут считаться дуги Южно-Сандвичева (Скотия), Тонга-Кермадек, более зрелых — Марианская, Алеутская

В основании энсиматических вулканических дуг образуются плутоны преимущественно диоритов, тоналитов, гранодиоритов, а в основании энсиалических - нормальных гранитов. Таким образом, вулканические дуги являются скорее магматическими дугами.

Энсиалические дуги образуются на континентальной коре, обычно на коре микроконтинентов, отторгнутых от континента рифтингом и спредингом (Японская, Камчатская, возможно, с Курильским продолжением, Филлипинская и др.). Вулканиты энсиалических дуг принадлежат той-же известково-щелочной серии, но среди них преобладают андезиты и достаточно часто более кислые породы – дациты и риолиты, что объясняется (как и повышенное содержание радиогенного Sr) контаминацией более древней континентальной коры. На поздних стадиях развития энсиалических дуг повышается содержание щелочей.

В основании вулканических дуг образуются интрузии гранитоидов — преимущественно диоритов, тоналитов, гранодиоритов в энсиматических дугах, нормальных гранитов — в энсиалических. Породы, слагающие основание и фланги этих дуг, на глубине испытывают региональный метаморфизм низких и умеренных давлений и средней и высокой температуры, т.е. зеленокаменной и амфиболитовой фации. В то же время отложения аккреционных призм, образующиеся в обстановке интенсивного сжатия, подвергаются метаморфизму высоких давлений и низких температур, для которого типично появление глаукофановых «голубых» сланцев. Давления, необходимые для образования этих метаморфитов, могут достигаться только на значительной глубине — порядка 30 км. Появление их на поверхности требует быстрого подъема, так как в противном случае они успевают превратиться в зеленые сланцы, что часто и наблюдается, — среди зеленых сланцев встречаются реликты «голубых». Условия для этого создаются выталкиванием пород верхней части аккреционного клина при заклинивании зоны субдукции вследствие столкновения с крупным внутриплитным поднятием, другой островной дугой или микроконтинентом. Сама зона субдукции и желоб могут сместиться при этом в новое положение.

Задуговые (тыльно-дуговые) или окраинные моря располагаются между островными дугами и континентом (Японское, Южно-Китайское, Филлипинское, Берингово море и др.). Глубина их может достигать 4000 м, и подстилаются они в своей глубоководной части корой океанского типа, но нередко с повышенной мощностью осадочного слоя. Осадки, накапливающиеся на дне окраинных морей, имеют различное происхождение. В прибрежной зоне со стороны континента преобладают продукты размыва и переотложения континентальной коры, а со стороны вулканической дуги – продукты её размыва с градационной или турбидитной текстурой похожей на туфогенный флиш, состав песчаников которого более кварцевый в отличие от придугового флиша. Мощности их могут быть значительными, особенно если формируются подводные конуса выноса. В центральных, более глубоких частях бассейнов, отлагаются монтмориллонитовые глины, биогенные илы и эоловые осадки, принесённые ветром с суши. Механизм образования задуговых бассейнов не вполне ясен. Возможно, образование его провоцируют восходящие конвективные потоки из мантии и признаки задугового спрединга (рифтинга). В дальнейшем вулканические дуги перерождаются в вулканоплутонические пояса, состав вулканитов которых отличается от островодужных вулканитов повышенным содержанием кремнекислоты и щелочей и повышенным отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, причём на поздних стадиях их эволюции щелочность повышается ещё больше.

Во многих случаях рифтингу подвергается сама вулканическая дуга. В ее осевой зоне сначала возникает грабен, а затем он может переродиться в ось спрединга, что приводит к расщеплению дуги и образованию внутридугового, а затем и междугового бассейна с корой океанского типа. При этом одна из дуг, расположенная ближе к зоне субдукции и сопряженная с желобом, сохраняет свою вулканическую активность, а другая, оставшаяся в тылу, превращается в остаточную дугу (англ, remnant arc) и начинает остывать и погружаться. Начальную стадию этого процесса можно наблюдать в настоящее время на примере образования узкого трога Лау–Гавр в юго-западной части Тихого океана, между вулканической дугой и желобом Тонга–Кермадек на востоке и остаточной дугой Лау на западе.