Они имеют более сложное строение. Их главная особенность - наличие активной
наклонной сейсмофокальной зоны, с которой связана не только сейсмичность, но и
магматическая деятельность, а также складчато-надвиговые деформации и метаморфизм.
Выделяют 2 основных типа АО: островодужный (западно-тихоокеанский) и
приконтинентальный (восточно-тихоокеанский или андский).
Западно-тихоокеанский тип. Включает следующие структуры:
1)собственно континентальную окраину, которая не отличается от ПА, но имеет
меньшую ширину;
2)котловину окраинного моря (задуговой бассейн) (глубина до 4-5 км);
3)вулканическую островную дугу;
4)глубоководный желоб;
5)краевой вал.
В задуговом бассейне происходит новообразование океанской коры. Под ЗБ
формируются ячейки вынужденной конвекции, которые компенсируют движения,
обусловленные субдукцией. В ЗБ образуется рассеянный спрединг (диффузный) - он не
имеет четко выраженной оси, а расширение происходит по всей площади; образуется
комплекс параллельных даек, осложненный оперением в виде лучей.
Механизмы образования ЗБ:
1. В результате разогрева висячего островодужного крыла при встречном движении
плит на конвергентной границе возникает побочная восходящая ветвь мантийного расплава,
с которой связано утонение и затем полный разрыв коры, и образование коры окраинного
моря.
2. Происходит смещение зоны субдукции (глубоководного желоба) в сторону
океана. Это смещение происходит в результате насыщения вмещающей мантии холодным
материалом субдукцируемой плиты. Вслед за глубоководным желобом в стороне океана
начинает смещаться и островная дуга.Происфодит утонение литосферы, снижается
давление на астеносферу, возникает мантийный диапир, который способствует
дальнейшему растяжению и полному разрыву континентальной коры и переходу к спредингу
(образованию котловины окраинного моря).
Вулканические островные дуги протягиваются вдоль глубоководных желобов до
1000 км при ширине в несколько 10-в км. Выделяют 2 основных типа:
а) энсиматические (незрелые) - в основании нет континентальной коры, и
закладываются на океанской коре вдоль трансформных разломов (Марианская, Алеутская
дуги). На первых этапах вулканиты представлены толеитовыми базальтами с повышенным
содержанием литофильных элементов (К, Sr, Rb, Cs, Ba) и очень низким содержанием
элементов гр. Fe (Ni, Co, Cr, Ti, Mn, V). В основании встречаются бониниты (эффузивный аналог андезита по SiO2 - 44-53 %, высокое содержание МдО (20-24 %), т.е. высокое содержание и литофильных элементов и элементов гр. Fe). На поздних этапах толеитовые базальты сменяются андезито-базальтами и андезитами. Кислых разностей нет.
б) энсиалические (зрелые) - в основании фрагменты континентальной коры, коры
микроконтинентов (Японская, Курило-Камчатская дуги). Вулканиты - андезиты и кислые
дациты и риолиты.
В основании внедряются плутоны диоритов и гранодиоритов в энсиматичческих
дугах и нормальные гранты в энсиалических дугах.
Островные дуги подвергаются рифогенезу. Сначала происходит заложение
грабенов, которые сменяются сначала внутридуговым, затем междуговым прогибом.
Остовная дуга, располагающаяся ближе к зоне субдукции, сохраняет свою активность, а
внешняя - остывает и начинает погружаться.
Глубоководные желоба простираются до 1000 км при ширине до 100 км.
Выпуклости ориентированы в сторону океана. Имеют глубину 7-8 км, max 11 км
(Марианский). В поперечном сечении характеризуются V-образным ассиметричным
профилем. Внешний океанский склон более пологий, осложнен серией гравитационных
сбросов; внутренний островодужный склон более крутой, на этом склоне формируются
аккреционные призмы или клинья, состоящие из чешуек или пластин океанской коры.
Призма формируется в результате подклинивания все новыми чешуйками, соскобленными с
океанской литосферы с зоны субдукции. Ширина призмы несколько 10-в км.
Выделяют 2 типа глубоководных желобов:
- желоба компенсированные (заполненные осадочным материалом), за счет
невулканической островной буги;
- желоба некомпенсированные (преобладают процессы тектонической эрозии и
аккреционной призмы) - осадок не накапливается.
В глубоководных желобах происходит реализация процесса пододвигания,
действуют 2 механизма: механизм формирования аккреционной призмы и механизм
тектонической эрозии, разрушающий призму.
Структурно-вещественные комплексы для зон субдукции (по профилю от
континента в сторону СОХ):
1) осадочные образования:
шельфовые фации (карбонаты, терригенные породы с маятниковым типом
ритмичности, дебризы, турбидиты зрелого типа (содержат обломки зрелой континентальной
коры - наличие микроклина)) —> офеолитовый комплекс в ассоциации с глубоководными эпилогическими осадками (илами и радиоляритами) -» турбидит (незрелый, имеет граувакковый состав - обломки, как результат разрушения островной дуги) —> узкая зона с карбонатными отложениями, субаэральный магматизм, который выражен перемытыми туфами среднего, основного и кислого состава —► наземный магматизм (представлен спекшимися туфами или игнимбритами умеренно-кислого и среднего состава). В целом магматизм островных дуг унимодален (наиболее часто встечаемые породы андезиты с подчиненным развитием базальтов и риолитов) - базальт-андезит-риолитовая серия. —► эвапоритовая формация —> невулканическая островная дуга (состоит из отдельных аккреционных клиньев разновозрастной различной формационной принадлежности). Формируется аккреционная призма (скорость тектонической эрозии больше скорости аккреции), образуются рифоидные постройки, развита бентосная фауна. —> глубоководный желоб.
2) метаморфические комплексы:
В верхней части пододвигающейся плиты за счет тектонической эрозии в больших
объемах формируются микститовые комплексы, полимиктовые, терригенные и
серпентинитовые меланжи, на которые часто налаживаются низкотемпературные
высокобарические метаморфические фации, показателем чего являются глаукофановые
сланцы. На глубинах более 100 км формируются метаморфиты высокой температуры и
давления (эклогиты).
