Subdukce

Velmi zjednodušené znázornění konvergentní hranice desky se subdukcí oceánské litosféry pod kontinentální litosférou

Subdukce ( lat. Sub „under“ a ducere „lead“) je základní proces deskové tektoniky . Termín popisuje ponoření oceánské litosféry (zemská kůra a nejvrchnější část zemského pláště) na okraji tektonické desky do části zemského pláště níže , zatímco tato hrana desky současně prochází další sousední litosférickou deskou . Když se deska klesá, jeho crustal horniny podstoupit s proměnou . Hustota ponořené části se zvyšuje, aby se mohla ponořit hluboko do zemského pláště.

termíny a definice

Aby subdukce proběhla v tomto smyslu, musí se dvě desky pohybovat směrem k sobě. Jejich kontaktní plocha se nazývá konvergující hranice desky, nebo, protože je tam „zničen“ litosférický materiál, hranice destruktivní desky . Sestupná deska se nazývá spodní deska , převažující horní deska . Část spodní desky, která je ponořena do zemského pláště, se nazývá deska . Celá oblast litosféry, která je přímo ovlivněna subdukcí, se nazývá subdukční zóna . Tam se vyskytují speciální tektonické a magmatické jevy.

Geodynamické požadavky

Subdukce, jak k ní dnes dochází, vyžaduje pevný (ale plasticky deformovatelný) a relativně „chladný“ plášť . Proto se pravděpodobně objevila teprve od mezoarchejské doby , a ne od doby, kdy byla v hadaické éře vytvořena první litosféra .

Aby se ponořená oceánská litosféra ponořila do hlubokého pláště, je pravděpodobně nutná přeměna základní oceánské kůry na eklogit (viz příčiny a mechanismus subdukce a odtoku a metamorfózy ponořené desky ). Geotermální gradientu , ve kterém litosféry materiál čedičové složení (v první řadě oceánské kůry) v plášti může převádět do eklogitu a tedy subduction a tedy „skutečné“ deskové tektoniky je možné pouze, zřejmě existuje neustále a všude na světě jen asi 3 miliardy Před lety dnes (střední Mesoarchean). Před tím byla teplota v horním plášti příliš vysoká, takže subdukovaná kůra byla již v relativně malé hloubce příliš vyčerpaná. Když bylo dosaženo hloubky, při které byl tlak dostatečně vysoký, již nebyla k dispozici žádná voda pro aditivní transport iontů nezbytný pro eklogitaci , takže eklogit již nemohl vzniknout.

Příčiny a mechanismus

Oceánská litosféra přetrvává v geologických uvažovaných obdobích, pouze relativně krátká doba na povrchu Země, protože jsou méně vznášející se a ztrácí se, má kontinentální litosféru a s věkem stále probíhá vztlak. V současné době tedy neexistuje žádná oceánská litosféra, která by byla starší než asi 180 milionů let ( jura ), protože starší materiál již byl znovu subdukován. Výjimkou je východní Středomoří, které je podloženo zbytky oceánské litosféry Neotethys , která by podle posledních paleomagnetických studií mohla být stará až 365 milionů let ( horní devon ). Předchozí modelování předpokládalo permský až triasový věk (280 až 230 milionů let).

Subdukce probíhá v subdukčních zónách, kde se okraj litosférické desky ohýbá dolů ve více či méně strmém úhlu. Na mnoha místech na Zemi byly takové konce desek „visící“ dolů do zemského pláště detekovány pomocí seismologických metod.

Ponoření zvyšuje teplotu a tlak v desce, což spouští transformace hornin, zejména v horské kůře (viz níže ), čímž se jeho hustota zvyšuje ještě dále, místo aby se v důsledku oteplování zmenšovala. Oceánská litosféra si proto zachovává vyšší hustotu než materiál sublitosférického pláště, ze kterého se kdysi vynořila, a proto se k ní nevrací přímo. Samotná deska spíše ve větších hloubkách gravitačně táhne část desky stále na povrchu zemského těla - díky své gravitaci. Tato hnací síla další subdukce se nazývá tah desky („ tah desky“). „Tah desky“ je považován za možný hnací faktor pro drift desky a tedy pro celou deskovou tektoniku. Do jaké hloubky a jakým způsobem končí potopení desky a co se stane s deskou poté, není dosud zcela objasněno. V každém případě byly poblíž hranice jádra a pláště nalezeny seismické anomálie, které jsou interpretovány jako podpisy potopených desek .

Pokud materiál někde zmizí z povrchu Země, musí se nový materiál objevit někde jinde, protože povrch zeměkoule je konstantní. Proto kromě materiálních jímek subdukčních zón existují také materiální zdroje, především podobně rozsáhlá zemská síť šířících se zón (viz také →  Central Ocean Ridge ), ve kterých neustále pronikající astenosférický materiál formuje nový oceánský litosféra. Kromě toho takzvané plášťové chocholy stoupající z hranice jádra a pláště také přenášejí horký plášťový materiál na spodní stranu litosféry a vytvářejí tam horká místa , která spouští zvláštní formu vulkanismu nezávislou na hranicích desek . Subdukce, drift desek, šíření oceánského dna a chocholy pláště jsou výrazy konvekce zemského pláště .

Začátek, kurz a konec

Pro vytvoření subdukční zóny jsou zvažovány dva mechanismy:

  • Vertikálně vynucené nebo „spontánní“ subdukce . Litosféra se v zásadě skládá ze dvou vrstev. Horní vrstva je zemská kůra a spodní litosférický plášť. Kůra oceánské litosféry má o něco nižší a litosférický plášť o něco vyšší hustotu než podkladová astenosféra . Pokud je ještě mladá a relativně teplá, oceánská litosféra má celkem dostatečný vztlak, aby „plavala“ na hustší astenosféře a zůstala tak na povrchu Země. Vzhledem k tomu, že se s rostoucím věkem a rostoucí vzdáleností od šířící se zóny ochlazuje, a proto se stává hustší a litosférický plášť také roste akumulací (narůstáním) astenosférického materiálu, jeho vztlak mizí v průběhu milionů let, takže i ten starý těžká část takové desky nakonec „spontánně“ (tj. bez vlivu vodorovně směrovaných sil) začne klesat do astenosféry. To se děje - pravděpodobně relativně zřídka - buď na pasivním kontinentálním okraji, nebo na již existující zóně oceánských lomů .
  • Horizontálně vynucené nebo "indukované" subdukce . Každý ze dvou okrajů desek zažívá horizontální tlak namířený proti sobě, takže od určitého bodu těžší ze dvou okrajů desek aktivně tlačí pod druhou a nakonec klesá do astenosféry. Tektonické tlačení proti sobě navzájem desek je poháněno napětím, které může pocházet z oblastí litosféry, které jsou někdy velmi vzdálené, například z rozsáhlého trhlinového systému .

Po spuštění je subdukce stále více poháněna gravitačním tahem (tahem desky) již ponořené části desky (desky). Pokud tvorba nové litosféry v oceánské šířící se zóně sub-desky probíhá pomaleji než subdukce, vede to k zúžení odpovídající oceánské pánve (v deskové tektonické souvislosti se „oceánskou pánví“ vždy rozumí oblast mezi kontinentálními okraji nebo okraji konvergentních desek podložená oceánskou litosférou, což často není případ geografického chápání oceánu ). Dokud tento rozdíl přetrvává, šířící se pásmo se svým středooceánským hřebenem se stále více přibližuje k subdukční zóně a nakonec je také samo subdukováno. V angličtině se tomu říká šířící se hřebenová subdukce . V takovém případě je subdukce zpomalena a hrana horní desky je zdeformována více než obvykle.Mezery v desce podél subdukované části osy šíření ( okna desky ) mohou mezitím zvýšit magmatismus na horní desce. Protože do oceánské litosféry oceánské pánve se po úplném utlumení expanzní zóny nepřidává žádný další materiál, rychlost zúžení se zvyšuje.

Pokud osa rozmetání probíhá z velké části rovnoběžně s okrajem horní desky a deska na druhé straně zad nemá nadměrně silnou pohybovou složku namířenou příčně k okraji horní desky, dopad středooceánského hřebene na subdukční zóně může vést ke konci nebo alespoň k prodlouženému přerušení subdukce. Důvodem je to, že extrémně mladá oceánská litosféra těsně za hřebenem má velmi nízkou hustotu, a proto je obtížné ji subductovat, zejména proto, že nemá desku, která by mohla vyvíjet gravitační tah. Totéž se stalo v průběhu kenozoika, alespoň po částech, na západním okraji Severoamerické desky.

Oceánské pánve ve smyslu deskové tektoniky jsou ve skutečnosti vždy ohraničeny litosférickými oblastmi, které mají více diferencované - tj. „Neoceánské“ - a relativně silné, tyčící se kůry. Jedná se buď o granitickou kontinentální kůru, nebo o magmatické ostrovní oblouky s menším obsahem křemíku . Pro zjednodušení lze všechny tyto oblasti považovat za větší nebo menší kontinentální bloky. Když je oceánská pánev zúžena subdukcí, okraje pánve se přibližují a přibližují. A konečně, když se oceánská pánev úplně uzavře, kontinentální blok okraje pánve spodní desky se dostane do subdukční zóny a postaví se proti pohybu desky se zvyšujícím se odporem, protože kontinentální blok s jeho vysokým vztlakem nelze hluboce potlačit. To vede ke srážce kontinentálních bloků, včetně formování hor a demolice desky. Z subdukční zóny se stala kolizní zóna .

Pokud je kontinentální kůra také subdukována v konečné fázi subdukce nebo v počáteční fázi kolize, má to tendenci opět stoupat kvůli své výrazně nižší hustotě. Takový proces se běžně označuje jako exhumace . V horských útvarech se pravidelně vyskytuje potopení komplexů kůry v hloubce 100–200 km a jejich následná exhumace. Dnes jsou známy části kůry, které se znovu zvedly z hloubky více než 350 km.

Srážka dvou kontinentálních bloků silně zpomaluje relativní pohyb zapojených desek a nakonec ji vynuluje. To má dopad na pohybový vzor sousedních desek, které jsou nyní vystaveny novému geometrickému omezení. Srážky oblouku kontinent - kontinent nebo ostrov - ostrov proto vždy vyvolávají více či méně rozsáhlou reorganizaci pohybů desek. Zpravidla platí, že čím větší jsou kolizní partneři, tím větší je jejich rozsah.

Výstavba subdukční zóny

Vulkanismus v subdukční zóně s vytvořením ostrovního oblouku a expanzí v zadním oblouku

Rozlišují se dva typy subdukce: V subdukci oceánů a kontinentů je oceánská litosféra kvůli své vyšší hustotě tlačena pod kontinentální blok ; hovoří se zde o aktivním kontinentálním okraji . S oceánsko-oceánskou subdukcí je naopak oceánská litosféra ponořena pod oceánskou litosféru jiné desky.

V ponořené oblasti oceánské kůry byly hlubinné kanály , jako např B. nejhlubší podmořský kanál na Zemi s až 11 034 m , Marianova příkop . Kromě toho na kontinentálním bloku nad subdukční zónou vyvstává sopečná hora, jako např B. Andy . Občas může být také zvýšen okraj horní desky, jako v příkladu středních And. Pokud je do subdukce zapojena pouze oceánská litosféra, vytvoří se nad subdukční zónou ostrovní oblouk .

Úhel ponoření a rychlost subdukce základní desky ovlivňují tektonické procesy ve vnitrozemí ostrovního oblouku nebo v kontinentálním vulkanickém pohoří, tzv. Backarc (doslovně: „zadní část oblouku“). Pokud je rychlost subdukce nízká a úhel ponoření je strmý (> 50 °), litosféra v zadní části se často rozšiřuje vytvořením zadní části pánve , což může vést k vytvoření malé oceánské pánve se středooceánským hřebenem (šíření backarc). Šíření backarku je v poslední době obzvláště běžné v subdukčních zónách oceán-oceán západního Pacifiku ( konvergence typu Mariana ). Pokud je rychlost subdukce vysoká a úhel ponoření je plochý (<30 °), oblast zadního oblouku je stlačena a je zde vytvořen skládací a přítlačný pás . To se naposledy stalo v subdukčních zónách kontinentů oceánů na východním okraji Pacifiku ( konvergence andského typu ).

zemětřesení

Subdukční zóny jsou vystaveny riziku zemětřesení v důsledku protilehlých pohybů desek . Při potápění se obě desky zachytí a vytvoří ve skále značné napětí, jehož náhlé uvolnění na povrchu Země může vést k zemětřesení a podmořským otřesům (také známým jako mořská otřesy) s tsunami . K takovému zemětřesení v subdukční zóně došlo 26. prosince 2004 v Sundské příkopě (viz také zemětřesení v Indickém oceánu v roce 2004 ). Silné zemětřesení v Tohoku z 11. března 2011 , které bylo doprovázeno ničivou vlnou tsunami, bylo také způsobeno subdukcí. Zóna, ve které k těmto zemětřesením dochází, se nazývá zóna Wadati-Benioff .

Odvodnění a proměna sestupné desky

Oceánská litosféra obsahuje velké množství vody. To je buď nevázané - z. B. ve štěrbinách poruch nebo v pórovitém prostoru mořských sedimentů, které se na ní nahromadily - nebo vázané v minerálech. Voda a další vysoce těkavé sloučeniny (např. CO 2 ) se uvolňují během procesu subdukce zvyšováním tlaku a teploty v několika fázích ve formě tzv. Tekutin ( zbavení těkavých látek ): Vždy „odcházejte“, protože tlak zvyšuje minerály znovu získat pole stability a uvolnit těkavé elementární sloučeniny (např. vodu). Tato devolace je dílčím procesem postupné metamorfózy subdukovaných hornin oceánské kůry. V závislosti na převládajících teplotních podmínek, MORB čedič , dolerit a gabro , stejně jako skály spilitů a amfibolitové vytvořené v průběhu oceánu podlahy proměny , běh přes různé tzv metamorfovaných cest . V relativně „teplých“ subdukčních zónách probíhá v hloubce asi 50 kilometrů přímá transformace na eklogit (vysokotlaká hornina složená z klinopyroxenového minerálu omfacit a granát , stejně jako jadeit ). V relativně „chladných“ subdukčních zónách nejdříve probíhá metamorfóza modrých břidlic facies a Eklogitisierung probíhá pouze v hloubkách větších než 100 kilometrů. V subdukčních zónách se silným vývojem tepla v důsledku vznikajících smykových sil dochází nejprve k zelené břidlicové metamorfóze obličeje v horní části litosféry subduktované desky a se zvyšující se hloubkou pak k amfibolitu, následně granulitu - a nakonec k eklogitové metamorfóze obličeje v hloubkách méně než 100 kilometrů. Olivínu peridotitic plášť litosféry v subdukované desky je převeden do spinelu v hloubce mezi 350 a 670 km , a z hloubky více než 670 kilometrů přeměnu perovskitu a magnesiovustite probíhá . Všechny tyto přeměny hornin a minerálů jsou doprovázeny zvýšením hustoty. Pouze skrze metamorfózy a odpovídající zvýšení hustoty je možné skutečně hluboké ponoření převrácené oceánské litosféry do astenosféry a později do spodního pláště.

Především tekutiny uvolňované při větších hloubkách během eclogitization z kůry hornin, které pocházejí z rozpadu amfibolu a lawsonite nebo clinozoisite stejně jako glaucophane a chloritanu , jsou zřejmě také příčinou vulkanismu v subduction zónách.

Vulkanismus

Takzvaný Pacifický ohnivý kruh byl vytvořen proto, že subdukce probíhá téměř na všech okrajích tichomořské pánve, což je doprovázeno vulkanismem.

Jako přímý důsledek subdukce

Tekutiny uvolňované během metamorfózy ponořené desky - při teplotě a tlaku, které tam převládají, voda není kapalná , ale superkritická - teplota tání okolní horniny je snížena a anatexie (částečné roztavení) mezi horní deskou a deska se vyskytuje vyčnívající část astenosféry, takzvaný plášťový klín . Pokud je dosaženo požadované hodnoty teploty a tlaku, může dojít k částečnému roztavení hlubokých oblastí akrečního klínu a ve velmi vzácných případech i desky . Výsledné magma stoupá, ale často zůstává zaseknuté v kůře horní desky a tuhne tam a vytváří velké plutony .

Ta část magmatu, která zcela proniká kůrou, vytváří charakteristické řetězce sopek . Když oceánská litosféra poklesne pod jinou oceánskou litosféru, vytvoří se na horní desce ostrovní oblouky , jako např B. Aleutské a Kurilské ostrovy . Pokud naopak oceánská litosféra poklesne pod kontinentální litosféru, vytvoří se kontinentální vulkanické řetězce, jako v Andách nebo v kaskádových horách . Protože oceánská litosféra je pod rostoucím tlakem dehydratována ve fázích, je-li úhel ponoření dostatečně plochý, následuje po sobě několik vulkanických linií, které probíhají paralelně k sobě navzájem ak přední části subdukce.

Andezitové taveniny typické pro subdukční zóny způsobují vznik stratovulkánů, které jsou kvůli viskozitě jejich magmat náchylné k explozivním výbuchům. Známými příklady zvláště výbušných erupcí v nedávné minulosti jsou Krakatau v roce 1883, Mount St. Helens v roce 1980 a Pinatubo v roce 1991.

Během subdukce se na vedlejší desce mohou objevit také tzv. Drobné skvrny . V roce 2006 byly tyto přibližně 50 metrů vysoké sopky poprvé pozorovány na ponořené desce v Japan Rift v hloubce 5 000 m. Ohýbání ponořené desky pravděpodobně vytváří trhliny a štěrbiny, kterými pak může magma stoupat z astenosféry na dno oceánu.

Sopečné hory a oblouky ostrovů četných subdukčních zón na okrajích tichomořské desky společně tvoří takzvaný tichomořský ohnivý kruh .

Jako nepřímý důsledek subdukce

V současné době jsou diskutovány různé modely, které považují subdukci za hlavní příčinu intraplate vulkanismu (viz také hotspot ). Subdukce vytváří chemické a tepelné heterogenity v zemském plášti, voda se přivádí do zemského pláště, což snižuje teplotu solidu hornin a může způsobit jejich roztavení.

Vklady

Primární ložiska typická pro subdukční zóny jsou ložiska porfyrové mědi nebo takzvaná ložiska mědi a zlata na bázi oxidu železa (zkráceně: ložiska IOCG). Vyskytují se také sekundární sedimentární usazeniny jako např B. salars v andské oblasti; Jedná se o solné pláně, ve kterých se po miliony let lithium vymyté ze zvětrávajícího vulkanického materiálu nahromadilo v minovatelných koncentracích.

Viz také

webové odkazy

Commons : subduction  - sbírka obrázků, videí a zvukových souborů

Individuální důkazy

  1. ↑ Steven B. Shirey, Stephen H. Richardson: Začátek Wilsonova cyklu na 3 Ga , který ukazují diamanty ze subkontinentálního pláště. Věda. Sv. 333, č. 6041, 2011, s. 434–436, doi: 10,1126 / science.1206275 (alternativní plný text: UA Geosciences )
  2. ^ Bruno Dhuime, Chris J. Hawkesworth, Peter A. Cawood, Craig D. Storey: Změna geodynamiky kontinentálního růstu před 3 miliardami let. Věda. Bd. 335, No. 6074, 2012, pp. 1334–1336, doi: 10,1126 / science.1216066 (alternativní přístup k plnému textu: ResearchGate )
  3. ^ Katie A. Inteligentní, Sebastian Tappe, Richard A. Stern, Susan J. Webb, Lewis D. Ashwal: Early archaeanská tektonika a redox pláště zaznamenané ve Witwatersrandských diamantech. Nature Geoscience. Svazek 9, č. 3, 2016, str. 255–259, doi: 10,1038 / ngeo2628 (alternativní přístup k plnému textu: ResearchGate )
  4. ↑ MG Bjørnerud, H. Austrheim: Inhibovaná tvorba eklogitů: klíč k rychlému růstu silné a vzkvétající archeanské kontinentální kůry. Geologie. Vol.32, č. 9, 2004, str. 765–768, doi: 10,1130 / g20590,1 (alternativní plný text: UCSC E&P Sciences )
  5. ↑ Roi Granot: paleozoická oceánská kůra zachovaná pod východním Středomořím. Nature Geoscience. Svazek 9, 2016, s. 701–705, doi: 10,1038 / ngeo2784 (alternativní přístup k plnému textu: ResearchGate )
  6. ^ R. Dietmar Müller, Maria Sdrolias, Carmen Gaina, Walter R. Roest: Věk, rychlost šíření a šířící se asymetrie světové oceánské kůry. Geochemie, geofyzika, geosystémy. Svazek 9, č. 4, 2008, doi: 10.1029 / 2007 GC001743
  7. ↑ Douwe G. van der Meer, Douwe JJ van Hinsbergen, Wim Spakman: Atlas podsvětí: Zbytky desek v plášti, jejich historie potopení a nový pohled na nižší viskozitu pláště. Tektonofyzika. 723, 2010, str. 309-448, doi: 10,1016 / j.tecto.2017.10.004
  8. ↑ nature.com
  9. ↑ Michael E. Wysession: Zobrazování studené horniny na spodní části pláště: někdy osud desek? In: Gray E. Bebout, David W. Scholl, Stephen H. Kirby, John P. Platt (Eds.): Subdukce shora dolů. Geofyzikální monografie. 96, 1996, str. 369-384, doi: 10,1029 / GM096p0369 (alternativní přístup k plnému textu: Americká geofyzikální unie ).
  10. ↑ Alexander R. Hutko, Thorne Lay, Edward J. Garnero, Justin Revenaugh: Seismická detekce skládané, subduktované litosféry na hranici jádra a pláště. Příroda. Sv. 441, 2006, str. 333-336, doi: 10,1038 / nature04757 .
  11. ↑ a b Fabio Crameri, Valentina Magni, Mathew Domeier a 11 dalších autorů: Transdisciplinární a komunitně řízená databáze k odhalení iniciace subdukční zóny. Příroda komunikace. Ročník 11, 2020, položka č. = 3750, doi: 10,1038 / s41467-020-17522-9
  12. ↑ a b Robert J. Stern: Zahájení subdukce: spontánní a indukované. Dopisy o Zemi a planetách. 226, 2004, str. 275-292, doi: 10,1016 / j.epsl.2004.08.007
  13. ↑ JK Madsen, DJ Thorkelson, RM Friedman, DD Marshall: Cenozoikum k nedávným konfiguracím desek v tichomořské pánvi: subdukce hřebenů a magmatismus deskových oken v západní Severní Americe. Geosféra. 2, č. 1, 2006, s. 11–34, doi: 10.1130 / GES00020.1 ( otevřený přístup )
  14. ^ William P. Irwin: Geologie a deskový tektonický vývoj. Pp. 61-224 in Robert E. Wallace (Ed.): The San Andreas Fault System, California. US Geological Survey Professional Paper 1515. US Geological Survey, Department of the Interior, Washington, DC 1990 ( online )
  15. ^ Peter J. Haeussler, Dwight C. Bradley, Ray E. Wells, Marti L. Miller: Život a smrt desky Resurrection: Důkazy o její existenci a subdukci v severovýchodním Pacifiku v paleocénu - době eocénu. Bulletin americké geologické společnosti. Vol. 115, No. 7, 2003, pp. 867-880, doi : 10.1130 / 0016-7606 (2003) 115 <0867: LADOTR> 2.0.CO; 2 (alternativní fulltextový přístup : USGS Alaska Science Center ).
  16. ^ HH Helmstaedt: Tektonické vztahy mezi E-Type Cratonic a Ultra-High-Pressure (UHP) Diamond: Důsledky pro tvorbu a stabilizaci Craton. In: D. Graham Pearson, Herman S. Grütter, Jeff W. Harris, Bruce A. Kjarsgaard, Hugh O'Brien NV Chalapathi Rao, Steven Sparks (Eds.): Sborník z 10. mezinárodní konference Kimberlite. Svazek 1. Zvláštní svazek časopisu Journal of the Geological Society of India. 2013, ISBN 978-81-322-1169-3 , str. 45–58, doi : 10,1007 / 978-81-322-1170-9_4 (alternativní fulltextový přístup : Researchgate )
  17. ↑ Liang Liu, Junfeng Zhang, Harry W. Green, Zhenmin Jin, Krassmir N. Bozhilov: Důkazy bývalého stishovitu v metamorfovaných sedimentech, z čehož vyplývá subdukce na> 350 km. Dopisy o Zemi a planetách. 263, č. 3-4, 2007, str. 180-191, doi: 10,1016 / j.epsl.2007.08.010
  18. ↑ Serge Lallemand, Arnauld Heuret, David Boutelier: O vztazích mezi poklesem desky, napětím zpětného oblouku, absolutním pohybem horní desky a krustou v subdukčních zónách. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Volume 6, Issue 9, 2005, doi: 10.1029 / 2005GC000917
  19. ↑ M. Lefeldt, CR Ranero, I. Grevemeyer: Seismický důkaz tektonické kontroly nad hloubkou přítoku vody do příchozích oceánských desek v subdukčních příkopech. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Volume 13, Issue 5, 2012, doi: 10.1029 / 2012GC004043
  20. ↑ a b c Simon M. Peacock: Tepelná struktura a metamorfní vývoj subdukčních desek. Inside the Subduction Factory TEI, Eugene, Oregon, 2000 (Lecture Note), online (PDF; 401 kB)
  21. ↑ a b Simon M. Peacock: Význam blueschist → eklogitových dehydratačních reakcí v subdukci oceánské kůry. Bulletin americké geologické společnosti. 105, č. 5, 1993, str. 684-694, doi : 10,1130 / 0016-7606 (1993) 105 <0684: TIOBED> 2,3.CO; 2
  22. ^ Tepelné aspekty subdukčních zón . Desková tektonika: Geologické aspekty, Přednáška 6 (Aktivní okraje a narůstání). Poznámky k online přednášce na domovské stránce University of Leicester.
  23. ^ W. Frisch, M. Meschede: desková tektonika . Primus Verlag, Darmstadt 2009, ISBN 978-3-89678-656-2 .
  24. ↑ geowwissenschaften.de: Tajemné mini sopky - „Petit Spots“ u Japangrabenu
  25. ↑ Zong-Feng Yang, Jun-Hong Zhou: Můžeme identifikovat zdrojovou litologii čediče? In: Vědecké zprávy . páska 3 , č. 1 , 16. května 2013, ISSN  2045-2322 , doi : 10.1038 / srep01856 ( nature.com [přístup 9. srpna 2017]).
  26. ↑ Recyklovaná čínská kůra. Citováno 9. srpna 2017 .
  27. ^ Philip J. Heron, Julian P. Lowman, Claudia Stein: Vlivy na umístění oblaků pláště po vzniku superkontinentu . In: Journal of Geophysical Research: Solid Earth . páska 120 , č. 5 , 1. května 2015, ISSN  2169-9356 , s. 2014JB011727 , doi : 10.1002 / 2014JB011727 .
  28. ^ Hugo Alonso, François Risacher: Geoquímica del Salar de Atacama, část 1: Origen de los Components y Balance Salino. Revista Geológica de Chile. Sv. 23, č. 2, 1996, str. 113-122.