Ostrovní oblouk

Severní Marianské ostrovy s typicky obloukovitým zakřiveným tvarem viditelným na mapě

Obloukovitý tvar linie sopečných ostrovů je způsoben tvarem subdukční zóny. Ta má mírně zahnutý obloukovitý tvar kvůli zakřivení Země (jako například proláklina na pingpongovém míčku, která nebude nikdy rovná).

Na straně ostrovního oblouku, kde probíhá subdukce, vzniká hlubokomořský příkop nebo trenč, jež je povrchovým projevem podsouvání desek. Důvodem vzniku hlubokomořského příkopu je ohyb nořící se desky, který způsobuje gravitační tah těžké oceánské kůry, jejíž okraj na povrchu je ohýbán směrem dolů. V oblasti subdukce dochází v hloubce k rozpadu nořící se desky, což způsobuje řadu zemětřesení. Ve směru ponořování desky od hlubokomořského příkopu vzrůstá hloubka hypocenter zemětřesení, které lemují stále hlouběji se nořící desku. Tato oblast je nazývána Wadati-Benioffova zóna.

Oceánské pánve, které se v důsledku pokračující subdukce postupně zmenšují a jsou podsouvány pod okolní desky. Takové zbytky oceánů se označují jako zbytkové pánve, jejich velikost se bude postupně zmenšovat až zcela zaniknou a na jejich místě dojde k srážce kontinentů a vzniku pásmového pohoří. Tento proces se v geologické historii Země neustále opakuje.

V oblasti subdukční zóny dochází k ponořování oceánské kůry do zemského pláště. Nořící se deska je vystavena vysokým tlakům a zvýšené teplotě. Vodou prosycená oceánská kůra v hloubce asi 60–130 km[2] ztrácí fluida. Ta stoupají k povrchu přes plášť, způsobují jeho natavování a vznik vápenato-alkalického magmatu (nejčastěji andezitového (OIA), bazaltového (OIT) nebo jejich směsi).

Toto magma stoupá k povrchu a intruduje nadloží litosféry nebo proniká až na povrch, kde způsobuje výlevy lávy a vznik sopek. Magma oceánských oblouků lze na základě obsahů alkálií dělit na 3 typy:

• Tholeitové — je spíše bazické, vzniká v úvodním stádiu subdukce, jeho produkty představují hlavně bazalty a bazaltické andezity.
• Vápenato-alkalické — lze jej členit na nízko a vysokodraselnou sérii. Je projevem vyvinutého ostrovního oblouku s vulkanismem produkujícím andezity, dacity, ryodacity až ryolity. Tyto horniny jsou hojnější v kontinentálních vulkanických obloucích.
• Alkalické (též šošonitové) — je méně časté a typické pro finální stádium vulkanismu sopečných ostrovů. Je zde pozorován nárůst obsahu MgO, Ni a Cr, což je indikátor vyššího přísunu plášťového (primitivního) magmatu. Produkty jsou bazické horniny jako šošonit, absarokit nebo banakit.

Názory na původ magmatu způsobujícího vulkanismus na ostrovních obloucích se s postupem času měnily. Dříve se předpokládal původ z Benioffovy zóny, ale tyto předpoklady se nepotvrdily. Teprve později se začalo uvažovat o původu z astenosféry, tedy z plášťového klínu nad subdukční zónou, který byl obohacen o fluida a došlo v něm k parciálnímu tavení. Tavení subdukované oceánské litosféry bylo potvrzeno pouze ve zvláštních případech, když šlo o mladou, horkou litosféru. Velké množství unikajících fluid také způsobuje přeměnu ultrabazických hornin pláště nad subdukční zónou na serpentinit. Tavení kontinentální kůry způsobené průnikem fluid ze subdukční zóny bylo pozorováno ve složení batolitů v Andách.[2]

Jsou rozeznávána dvě stádia vývoje ostrovních oblouků:[3]

• Jednoduché ostrovní oblouky: vznikají při počátečním stádiu vývoje. Mají kůru oceánského typu (tedy bazickou, např. ostrovy Tonga).
• Složité ostrovní oblouky: vznikají v pokročilém stádiu. Mají kůru přechodného typu, způsobenou intruzemi intermediálních nebo granitoidních hornin (např. Japonsko).

V tomto článku byly použity překlady textů z článků Ostrovný oblúk na slovenské Wikipedii a Island arc na anglické Wikipedii.

• Obrázky, zvuky či videa k tématu ostrovní oblouk na Wikimedia Commons