Вулканизм современных островных дуг начался от 10 до 40 млн. лет назад. Некоторые островные дуги наложились на более древние дуги. Различают островные дуги, возникшие на океанической (энсиматические островные дуги, например Алеутская и Марианская дуги) или континентальной (энсиалические островные дуги, например Новая Каледония) коре. Островные дуги расположены вдоль границ сближения литосферных плит <http://www.mining-enc.ru/p/plita/>. Под ними располагаются глубинные сейсмофокальные зоны (зоны Заварицкого - Беньоффа), уходящие наклонно под островными дугами на глубину до 650-700 км. Вдоль этих зон океанические литосферные плиты погружаются в мантию. С процессом погружения плит и связан вулканизм островных дуг. В зонах островных дуг формируется новаяконтинентальная кора <http://www.mining-enc.ru/k/kontinentalnaya-kora/>. Вулканические комплексы, не отличимые от вулканических пород современных островных дуг, обычны для фанерозойских складчатых поясов, которые, очевидно, возникли на месте древних островных дуг. С островными дугами связаны многочисленные полезные ископаемые: медно-порфировые руды <http://www.mining-enc.ru/r/ruda/>, стратиформные сульфидные свинцово-цинковые залежи типа куроко (Япония <http://www.mining-enc.ru/ya/yaponiya/>), руды золота; в осадочных бассейнах - преддуговых и тыловодужных - известны скопления нефти <http://www.mining-enc.ru/n/neft/> и газа <http://www.mining-enc.ru/g/gazy-prirodnye-goryuchie/>.
Окраинные моря - это моря, которые характеризуются свободным сообщением с океаном и, в ряде случаев, отделённые от них цепью островов или полуостровами. Хотя окраинные моря лежат на шельфе, на характер донных отложений, климатический и гидрологический режимы, фауну и флору этих морей сильное влияние оказывает не только материк, но и океан. Окраинным морям присущи океанские течения, которые возникают благодаря океаническим ветрам. К морям такого типа относятся, например, Берингово, Охотское, Японское, Восточно-Китайское, Южно-Китайское, Карибское моря.
Сейсмофокальные зоны являются активными структурами области перехода от континента к океану, которые определяют процессы формирования и развития системы островных дуг, а также размещение гипоцентров землетрясений, очагов магмообразования и металлогенических провинций. Не случайно к ним привлечено внимание исследователей разных специальностей.
В работе развивается новый взгляд на природу сейсмофокальной зоны, альтернативный внедренной литосферной плите. Пользуясь основными положениями теории дислокаций, проведена крупномасштабная аналогия с образцом и очагом сильного землетрясения, которые находятся под воздействием сил сжатия и растяжения. В результате действия этих сил образуется система максимальных касательных напряжений в двух взаимно-перпендикулярных плоскостях, наклоненных под углом 450 к действующим силам. В качестве такого крупномасштабного образца принята вся зона перехода. С этих позиций сейсмофокальная зона представляется системой сверхглубинных разломов, находящихся в постоянном поле максимальных касательных напряжений, и является одной из нодальных плоскостей теории дислокаций. Система глубинных разломов должна тонко реагировать на изменение термодинамических условий и может способствовать развитию в зоне различных физико-химических процессов. Сейсмофокальная зона является постоянным энергетическим «каналом», влияющим на формирование и развитие структур переходной зоны от континента к океану.
Особая роль сейсмофокальной зоны в формировании и развитии структур переходной области от континента к океану проявляется в местах ее пересечения со слоями тектоносферы с разными физическими свойствами. В слоях повышенной скорости эта энергия будет постоянно накапливаться и может достичь предельных значений, которые приведут к подвижке отдельных блоков, т.е. к землетрясению. А в астеносферных слоях пониженной скорости (пониженной вязкости) эта энергия будет релаксировать, повышая температуру слоя и, в конечном счете, может приводить отдельные его участки до состояния частичного плавления.
Весьма примечательно, что Курило-Камчатская островная дуга и вулканические цепи, располагаются над областью пересечения астеносферного слоя (на глубине 120-150 км) сейсмофокальной зоной. Аналогичная область пересечения с сейсмофокальной зоной наблюдается и под Охотской котловиной, где отмечена область частичного плавления {Гордиенко и др., 1992).
Выполненные многими исследователями (Kamiya et al., 1989; Suetsugu, 1989; Gorbatov et al., 2000) томографические построения показали, что высокоскоростные области, проникающие на глубину 1000 и более километров, являются непосредственным продолжением сейсмофокальных зон. Предполагается, что они могли образоваться в результате мощного геодинамического стресса (расширения Земли или резкого изменения ее ротационного режима) по всей периферии Тихого океана. Эти сверхглубинные разломы, особенно на первых этапах, могли быть источником тяжелого мантийного материала и флюидов, которые, претерпевая различные фазовые превращения, могли быть питательной средой при формирования земной коры и верхней мантии. А на поздних этапах тяжелое вещество мантии могло «застыть» в пределах глубинных разломов. Не исключено, что сейсмофокальная зона является высокоскоростной средой именно по причине подъема по разломам тяжелого вещества.
Таким образом, система глубинных разломов, ассоциирующаяся с сейсмофокальной зоной, может иметь более сложный характер: с одной стороны (снизу) являться каналом для поступления в верхнюю мантию тяжелого вещества; с другой стороны система глубинных разломов, меньшей мощности, может постоянно подпитываться энергией, так как сама сейсмофокальная зона является «энергетическим каналом» за счет постоянного взаимодействия континентальных и океанических структур, находящихся в условиях сжатия.
М.В. Авдуловым (1990) показано, что в литосфере и верхней мантии происходят разнообразные фазовые переходы. Причем эти фазовые переходы имеют тенденцию к уплотнению структуры среды. Особенно интенсивно процессы фазовых превращений происходят в зонах разломов по причине нарушения в них термодинамического равновесия. Таким образом, система глубинных разломов, в результате длительного действия фазовых превращений с уплотнением пространства разломной зоны, могла превратить систему глубинных разломов в структуру, похожую на наклонную высокоскоростную плиту.
Приводятся сейсмологические и геолого-геофизические данные, которые не могут быть объяснены с позиций плитовой тектоники. Приводятся результаты экспериментов по математическому (Демин, Жаринов, 1987) и геодинамическому (Гутерман, 1987) моделированию, которые свидетельствуют о том, что данная точка зрения на природу сейсмофокальной зоны может иметь право на существование.
Аккрецио́нная при́зма или аккреционный клин (от лат.
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9B%D0%B0%D1%82%D0%B8%D0%BD%D1%81%D0%BA%D0%B8%D0%B9_%D1%8F%D0%B7%D1%8B%D0%BA>
accretio - приращение, увеличение) - геологическое тело, формирующееся в ходе
погружения океанической коры
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9E%D0%BA%D0%B5%D0%B0%D0%BD%D0%B8%D1%87%D0%B5%D1%81%D0%BA%D0%B0%D1%8F_%D0%BA%D0%BE%D1%80%D0%B0>
в мантию (субдукции
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A1%D1%83%D0%B1%D0%B4%D1%83%D0%BA%D1%86%D0%B8%D1%8F>)
во фронтальной части вышележащей тектонической плиты
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A2%D0%B5%D0%BA%D1%82%D0%BE%D0%BD%D0%B8%D0%BA%D0%B0_%D0%BF%D0%BB%D0%B8%D1%82>.
Возникает в результате наслоения осадочных горных пород
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9E%D1%81%D0%B0%D0%B4%D0%BE%D1%87%D0%BD%D1%8B%D0%B5_%D0%B3%D0%BE%D1%80%D0%BD%D1%8B%D0%B5_%D0%BF%D0%BE%D1%80%D0%BE%D0%B4%D1%8B>
обеих плит и выделяется сильной деформацией нагромождаемого материала,
разрушаемого бесконечными надвигами
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9D%D0%B0%D0%B4%D0%B2%D0%B8%D0%B3>.
Аккреционная призма располагается междуглубоководным желобом <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%96%D0%B5%D0%BB%D0%BE%D0%B1>
и преддуговым бассейном
<https://ru.wikipedia.org/w/index.php?title=%D0%9F%D1%80%D0%B5%D0%B4%D0%B4%D1%83%D0%B3%D0%BE%D0%B2%D1%8B%D0%B9_%D0%B1%D0%B0%D1%81%D1%81%D0%B5%D0%B9%D0%BD&action=edit&redlink=1>.
В процессе субдукции вдоль границы между плитами более толстая плита
деформируется. В результате образуется глубокая трещина - океанический желоб
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9E%D0%BA%D0%B5%D0%B0%D0%BD%D0%B8%D1%87%D0%B5%D1%81%D0%BA%D0%B8%D0%B9_%D0%B6%D0%B5%D0%BB%D0%BE%D0%B1>.
Из-за столкновения двух плит в районе желоба действуют огромные силы давления и
трения. Они приводят к тому, что осадочные горные породы на дне моря, а также
часть слоёв океанической коры срывается с погружающейся плиты и накапливаются
под краем верхней плиты, образуя призму. Часто осадочные породы отделяются от
её фронтальной части и, переносимые лавинами и течениями, оседают в
океаническом желобе. Эти породы, осевшие в желобе, называютсяфлиш
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A4%D0%BB%D0%B8%D1%88>. Обычно
аккреционные призмы расположены на границах сближающихся тектонических плит,
таких как островные дуги и границы плит кордильерского или андского типа. Они
часто встречаются вместе с другими геологическими телами, которые возникают в
ходе субдукции. Общая система включает следующие элементы (от желоба к
континенту
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9A%D0%BE%D0%BD%D1%82%D0%B8%D0%BD%D0%B5%D0%BD%D1%82>):
внешнее вздутие жилы - аккреционная призма - глубоководный желоб - островная дуга
или континентальная дуга - задуговое пространство (задуговой бассейн).
Островные дуги возникают в результате движения тектонических плит. Они
образуются там, где две океанические плиты двигаются навстречу друг другу и где
в итоге происходит субдукция. При этом одна из плит - в большинстве случаев
более старая, потому что более старые плиты как правило охлаждены сильнее,
из-за чего имеют большую плотность - "заталкивается" под другую и
погружается в мантию <https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%9C%D0%B0%D0%BD%D1%82%D0%B8%D1%8F_%D0%97%D0%B5%D0%BC%D0%BB%D0%B8>.
Аккреционная призма образует своеобразный внешний предел островной дуги,
который никак не связан с её вулканизмом
<https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%92%D1%83%D0%BB%D0%BA%D0%B0%D0%BD%D0%B8%D0%B7%D0%BC>.
В зависимости от скорости прироста и глубины, аккреционная призма может
подняться выше уровня моря.
Список литературы
А. М. Городницкий Магнитное поле океана.
В.П. Парначёв ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
Вадковский В.Н., Захаров В.С. Внутриплитная сейсмичность: фрактальная размерность и жесткость
Хаин В.Е., Ломизе М.Г. «Геотектоника с основами геодинамики», - МГУ им. Ломоносова, 1995
Гутенберг Б., Рихтер К. Сейсмичность Земли. - М., 1948.,3
Короновский Н.В. Общая геология М.:МГУ, 2002. - 405 с.
Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов. - М.: Научный мир, 2000. - 613 с.