Subduksjon

Svært forenklet fremstilling av en konvergent plategrense med subduksjon av den oceaniske litosfæren under den kontinentale litosfæren

Subduksjon ( lat. Sub "under" og ducere "bly") er en grunnleggende prosess for platetektonikk . Begrepet beskriver nedsenking av oseanisk litosfære (jordskorpen og den øverste delen av jordmantelen) ved kanten av en tektonisk plate i den delen av jordmantelen nedenfor , mens denne platekanten samtidig overføres av en annen, tilstøtende litosfærisk plate . Når platen senkes, dets grunnfjell gjennomgår en metamorfose . Tettheten til den nedsenkete delen øker slik at den kan synke dypt ned i jordens kappe.

begreper og definisjoner

For at subduksjon skal kunne finne sted i denne forstand, må to plater bevege seg mot hverandre. Kontaktområdet deres kalles en konvergerende plategrense eller, fordi litosfærisk materiale blir "ødelagt" der, en destruktiv plategrense . Den nedadgående platen kalles den nedre platen , den overordnede øvre platen . Den delen av underplaten som er nedsenket i jordens kappe kalles en plate . Hele området av litosfæren som er direkte påvirket av subduksjonen kalles subduksjonssonen . Der oppstår spesielle tektoniske og magmatiske fenomener.

Geodynamiske krav

Subduksjon, slik den foregår i dag, krever en solid (men plastisk deformerbar) og relativt "kald" kappe . Derfor har den sannsynligvis bare dukket opp siden Mesoarchean , og ikke siden den første litosfæren ble dannet i den hadaiske æra .

For at en nedsenket oseanisk litosfære skal synke ned i den dype kappen, er det sannsynligvis nødvendig å omdanne den grunnleggende havskorpen til eklogitt (se årsaker og mekanisme for subduksjon og drenering og metamorfose av den nedsenket plate ). En geotermisk gradient , der litosfærisk materiale med basaltisk sammensetning (primært havskorpe) i kappen kan transformere seg til eklogitt og dermed subduksjon og dermed "ekte" platetektonikk bare er mulig, har tilsynelatende eksistert kontinuerlig og overalt på jorden for bare rundt 3 milliarder kroner. For mange år siden i dag (midt Mesoarchean). Før det var temperaturen i den øvre kappen for høy, slik at den subdikerte skorpen allerede var drenert for mye på relativt grunt dybde. Når dybden der trykket var tilstrekkelig høyt var nådd, var det ikke lenger noe vann tilgjengelig for den rådende ionetransporten som var nødvendig for eklogitisering , slik at eklogitt ikke lenger kunne oppstå.

Årsaker og mekanisme

Oseanisk litosfære dveler i geologiske betraktede perioder, bare relativt kort tid på jordoverflaten, fordi de er mindre oppdrift og taper har en kontinental litosfæren og med alderen fortsatt oppdrift. For øyeblikket er det derfor ingen oceanisk litosfære som er eldre enn rundt 180 millioner år ( Jurassic ), fordi eldre materiale allerede er subdusert igjen. Et unntak er det østlige Middelhavet, som understrekes av restene av den oceaniske litosfæren til Neotethys , som ifølge nyere paleomagnetiske studier kan være opptil 365 millioner år gammel ( Upper Devonian ). Tidligere modellering hadde antatt en perm til trias alder (280 til 230 millioner år).

Subduksjonen foregår i subduksjonssonene, der kanten av en litosfærisk plate bøyes nedover i en mer eller mindre bratt vinkel. Mange steder på jorden er slike plateender som "henger" ned i jordens kappe blitt oppdaget ved hjelp av seismologiske metoder.

Senking øker temperaturen og trykket i platen, noe som utløser bergtransformasjoner , spesielt i jordskorpen (se nedenfor ), hvor dens tetthet øker ytterligere i stedet for å bli mindre på grunn av oppvarmingen. Den oceaniske litosfæren beholder derfor en høyere tetthet enn materialet i den sublitosfæriske kappen som den en gang kom fra, og kommer derfor ikke tilbake direkte til den. Snarere trekker selve platen på større dybder gravitasjonelt den delen av platen som fortsatt er på overflaten av jordens kropp - på grunn av dens tyngdekraft. Denne drivkraften til den videre subduksjonen kalles slab pull ("plate pull "). "Plate pull" anses å være en mulig drivfaktor for platedrift og dermed for hele platetektonikken. Til hvilken dybde og på hvilken måte senking av en plate slutter og hva som skjer med platen etterpå er ennå ikke helt forstått. I alle fall ble det funnet seismiske anomalier, som tolkes som signaturer av synkende plater, nær kjernemantelgrensen .

Hvis materiale forsvinner fra jordoverflaten et eller annet sted, må nytt materiale dukke opp et annet sted, fordi jordoverflaten er konstant. I tillegg til materialvasken i subduksjonssonene, er det også materielle kilder, fremfor alt et like omfattende, jordomspennende nettverk av spredesoner (se også →  Central Ocean Ridge ), hvor kontinuerlig gjennomtrengende astenosfærisk materiale danner nytt oseanisk litosfæren. I tillegg overfører såkalte mantelflommer som stiger fra kjernemantelgrensen også varmt mantelmateriale til undersiden av litosfæren og danner hotspots der , som utløser en spesiell form for vulkanisme uavhengig av plategrensene . Subduksjon, platedrift, havbunnspredning og mantelplommer er uttrykk for jordens mantelkonveksjon .

Begynnelse, kurs og slutt

To mekanismer vurderes for å opprette en subduksjonssone:

  • Vertikalt tvunget eller "spontan" subduksjon . Litosfæren består i utgangspunktet av to lag. Det øvre laget er jordskorpen og det nedre er den litosfæriske kappen. Skorpen til den oceaniske litosfæren har en litt lavere og den litosfæriske kappen en litt høyere tetthet enn den underliggende astenosfæren . Hvis den fremdeles er ung og relativt varm, har den oceaniske litosfæren tilstrekkelig oppdrift til å "svømme" på den tettere astenosfæren og dermed forbli på jordens overflate. Fordi den avkjøles med økende alder og økende avstand fra spredningssonen og derfor blir tettere, og den litosfæriske kappen vokser også gjennom akkumulering (tilvekst) av astenosfærisk materiale, forsvinner dens oppdrift i løpet av millioner av år, slik at den gamle også tunge deler av en slik plate til slutt "spontant" (dvs. uten påvirkning av horisontalt styrte krefter) begynner å synke ned i asthenosfæren. Dette skjer - sannsynligvis relativt sjelden - enten på en passiv kontinentalmargin eller på en allerede eksisterende intra-oceanisk bruddsone .
  • Horisontalt tvunget eller "indusert" subduksjon . To platekanter opplever hver en horisontal skyvekraft rettet mot hverandre, slik at den tyngste av de to platekantene fra et bestemt punkt aktivt skyver under den andre og til slutt faller ned i astenosfæren. Det tektoniske skyvet mot hverandre av platene drives av spenninger som kan stamme fra områder av litosfæren som noen ganger er veldig fjerne, for eksempel fra et omfattende rift-system .

Når den er startet, blir subduksjonen i økende grad drevet av tyngdekraften (plattrekk) til den allerede nedsenkete delen av platen (platen). Hvis dannelsen av ny litosfære i den oceaniske spredningssonen til underplaten foregår saktere enn subduksjon, fører dette til innsnevring av det tilsvarende havbassenget (i platetektonisk sammenheng forstås alltid "havbasseng" som en område mellom kontinentale marginer eller konvergerende platemarginer underlagt av oseanisk litosfære, noe som ofte ikke er tilfelle geografisk forståelse av et hav ). Så lenge denne forskjellen vedvarer, nærmer spredningssonen seg med midthavshøyden subduksjonssonen mer og mer og blir til slutt også subdusert selv. På engelsk er dette kjent som spreading ridge subduction . I et slikt tilfelle reduseres subduksjonen og kanten på topplaten deformeres mer enn vanlig. Spalter i platen langs den subduserte delen av spredeaksen ( platevinduer ) kan i mellomtiden øke magmatismen på topplaten. Fordi det ikke tilsettes mer materiale til den oceaniske litosfæren i et havbasseng etter at ekspansjonssonen er fullstendig underlagt, øker hastigheten på innsnevringen.

Hvis spredeaksen i stor grad går parallelt med kanten av den øvre platen, og platen på den andre siden av ryggen ikke har en for sterk bevegelseskomponent rettet på tvers av kanten av den øvre platen, innvirkning av en midthavsrygg på en subduksjonssone kan føre til slutten eller i det minste til en langvarig avbrudd i subduksjonen. Årsaken til dette er at den ekstremt unge oseaniske litosfæren like utenfor åsen har en veldig lav tetthet og derfor er vanskelig å subdusere, spesielt fordi den ikke har en plate som kan utøve et tyngdekraft. Det samme skjedde i løpet av Cenozoic, i det minste i seksjoner, på den vestlige kanten av den nordamerikanske platen.

Havbassenger i betydningen platetektonikk er faktisk alltid avgrenset av litosfæriske områder, som har mer differensierte - dvs. "ikke-oceaniske" - og relativt tykke, ruvende skorper. Disse er enten granitisk kontinental skorpe eller magmatiske øybuer med mindre silisium . For å forenkle ting kan alle disse områdene sees på som større eller mindre kontinentale blokker. Når et havbasseng blir innsnevret av subduksjon, kommer bassengkanten nærmere og nærmere. Til slutt, når havbassenget lukkes helt, kommer den kontinentale blokken av bassengkanten til den nedre platen inn i subduksjonssonen og motarbeider platebevegelsen med økende motstand, fordi en kontinentalblokk med sin høye oppdrift ikke kan subduseres dypt. Dette fører til en kollisjon mellom de kontinentale blokkene, inkludert fjellformasjon og riving av platen. Subduksjonssonen har blitt en kollisjonssone .

Hvis kontinental skorpe også subduseres i sluttfasen av en subduksjon eller den tidlige fasen av en kollisjon, har denne en tendens til å stige igjen på grunn av dens betydelig lavere tetthet. En slik prosess blir ofte referert til som oppgraving . Senking av skorpekomplekser på en dybde på 100–200 km og deres etterfølgende oppgravning skjer regelmessig i fjellformasjoner. I dag er det kjent deler av skorpen som har steget igjen fra mer enn 350 km dyp.

Kollisjonen mellom to kontinentale blokker reduserer sterkt den relative bevegelsen til de involverte platene og bringer den til slutt til null. Dette har innvirkning på bevegelsesmønsteret til naboplatene, som nå utsettes for en ny geometrisk begrensning. Bue-kollisjoner mellom kontinent-kontinent eller kontinent-øy utløser derfor alltid en mer eller mindre omfattende omorganisering av platebevegelsene. Jo større kollisjonspartnerne er, jo større er omfanget som regel.

Konstruksjon av en subduksjonssone

Vulkanisme i en subduksjonssone med dannelse av en øybue og utvidelse i bakbuen

Det skilles mellom to typer subduksjon: I hav-kontinent subduksjon skyves oseanisk litosfære under en kontinentalsperre på grunn av dens høyere tetthet ; man snakker her om en aktiv kontinentalsmargin . Med subduksjon av hav og hav, derimot, er den oceaniske litosfæren nedsenket under den oceaniske litosfæren på en annen plate.

I det nedsenket området av havskorpen kan dypvannskanaler som B. den dypeste ubåtkanalen på jorden med opptil 11.034 m , Mariana Trench . I tillegg oppstår et vulkansk fjell på den kontinentale blokken over subduksjonssonen, som f.eks B. Andesfjellene . Av og til kan kanten på topplaten også heves, som i eksemplet med de sentrale Andesfjellene. Hvis bare oceanisk litosfære er involvert i subduksjonen, opprettes en øybue over subduksjonssonen .

Nedsenkningsvinkel og subduuksjonshastighet på underplaten påvirker de tektoniske prosessene i innlandet til øybuen eller den kontinentale vulkanske fjellkjeden, den såkalte backarc (bokstavelig talt: "baksiden av buen"). Hvis subduksjonshastigheten er lav og nedsenkningsvinkelen er bratt (> 50 °), utvides litosfæren i backarc ofte med dannelsen av en backarc-bassenget , noe som kan føre til dannelsen av et lite havbasseng med en midthavsrygg. (backarc spredning). Backarc-spredning er spesielt vanlig nylig i hav-hav-subduksjonssonene i det vestlige Stillehavet ( konvergens av Mariana-typen ). Hvis subduksjonshastigheten er høy og nedsenkningsvinkelen er flat (<30 °), komprimeres bakbueområdet og det opprettes et fold- og skyvebelte der . Dette er sist tilfelle i subduksjonssonene på havkontinentet på den østlige kanten av Stillehavet ( konvergens av Andes-typen ).

jordskjelv

Subduksjonssoner er i fare for jordskjelv på grunn av motsatte platebevegelser . Når du dykker, blir de to platene fanget og bygger opp store spenninger i fjellet, hvis plutselige frigjøring på jordoverflaten kan føre til jordskjelv og ubåtskjelv (også kjent som sjøskjelv) med tsunamier . Et slikt jordskjelv i en subduksjonssone skjedde 26. desember 2004 i Sunda Trench (se også jordskjelvet i Indiahavet 2004 ). Det alvorlige Tōhoku-skjelvet 11. mars 2011 , som ble ledsaget av en ødeleggende tsunami, var også forårsaket av subduksjon. Sonen der disse jordskjelvene inntreffer kalles Wadati-Benioff-sonen .

Drenering og metamorfose av nedadgående plate

Oseanisk litosfære inneholder store mengder vann. Dette er enten ubundet - z. B. i sprekker av feil eller i porerommet til de marine sedimentene som har samlet seg på den - eller bundet i mineraler. Vannet og andre svært flyktige forbindelser (som CO 2 ) frigjøres under subduksjonsprosessen gjennom økning i trykk og temperatur i flere faser i form av såkalte væsker ( devolatilisering ): "La" alltid når trykket øker mineraler gjenvinne sitt stabilitetsfelt og frigjør flyktige elementære forbindelser (f.eks. vann). Denne ødeleggelsen er en delprosess av den gradvise metamorfosen av de subdukterte bergarter av havskorpen. Avhengig av de rådende temperaturforholdene, løper MORB-basalt , doleritt og gabbro , samt bergarter spillitt og amfibolitt som dannes i løpet av havbunnsmetamorfosen , gjennom såkalte metamorfe stier . I relativt "varme" subduksjonssoner foregår en direkte transformasjon til eklogitt (et høytrykksbergart bestående av klinoproksenmineralet omfasitt og granat , samt jadeitt ) på en dybde på rundt 50 kilometer . Ved relativt "kalde" subduksjonssoner første foregår blå skifer facies metamorfose og den Eklogitisierung bare foregår på dyp større enn 100 kilometer. Ved subduksjonssoner med sterk varmeutvikling på grunn av skjærkreftene som oppstår, oppstår først grønn skifer ansiktsmetamorfose i den øvre delen av litosfæren på den subduserte platen, og med økende dybde, deretter amfibolitt, etterfulgt av granulitt - og til slutt eklogitt ansiktsmetamorfose på dybder på under 100 kilometer. Den olivin av den peridotitic mantelen skorpen av subduseres platen omdannes til spinell på dyp mellom 350 og 670 kilometer , og fra dybder på mer enn 670 kilometers omdannelsen til perovskitt og magnesiovustite finner sted . Alle disse berg- og mineraltransformasjonene er ledsaget av en økning i tetthet. Bare gjennom metamorfosene og den tilsvarende økningen i tetthet er det virkelig mulig å senke den velte oseaniske litosfæren ned i asthenosfæren og senere ned i den nedre kappen.

Fremfor alt er væskene som frigjøres på større dybder under eklogitisering av skorpebergarter, som stammer fra forfallet av hornblende og lawsonite eller clinozoisite samt glaukofan og kloritt , tilsynelatende også årsaken til vulkanismen i subduksjonssoner.

Vulkanisme

Den såkalte Pacific Ring of Fire ble opprettet fordi subduksjon foregår på nesten alle kanter av Pacific Basin, som er ledsaget av vulkanisme.

Som et direkte resultat av subduksjon

Væskene som frigjøres under metamorfosen av den nedsenkete platen - ved temperaturen og trykket som hersker der, er ikke vann flytende , men superkritisk - smeltepunktet til den omkringliggende bergarten senkes og anateksen (delvis smelting) av mellom øvre plate og platen oppstår utstikkende del av astenosfæren, den såkalte kappekilen . Hvis de nødvendige temperatur- og trykkverdiene er nådd, kan de dype områdene av tilvinningskilen og, i svært sjeldne tilfeller, til og med platen delvis smelte . Den resulterende magmaen stiger, men blir ofte sittende fast i skorpen på den øvre platen og stivner der for å danne store plutoner .

Den delen av magmaet som fullstendig trenger inn i skorpen danner karakteristiske kjeder av vulkaner . Når oseanisk litosfære synker under andre oseanisk litosfære, dannes øybuer på den øvre platen , som f.eks B. Aleutian og Kuril Islands . Hvis den oceaniske litosfæren derimot faller under den kontinentale litosfæren, dannes kontinentale vulkanske kjeder, som i Andesfjellene eller i kaskadefjellene . Fordi den oceaniske litosfæren blir dehydrert i faser under det økende trykket, hvis nedsenkningsvinkelen er flat nok, følger flere vulkanske linjer hverandre, som går parallelt med hverandre og til subduksjonsfronten.

Den andesittiske smelten som er typisk for subduksjonssoner, gir opphav til stratovulkaner som på grunn av viskositeten til magmaene deres er utsatt for eksplosive utbrudd. Kjente eksempler på spesielt eksplosive utbrudd i den siste tiden er de fra Krakatau i 1883, Mount St. Helens i 1980 og Pinatubo i 1991.

Såkalte petit flekker kan også vises på underplaten under subduksjon . I 2006 ble disse omtrent 50 meter høye vulkanene observert for første gang på en nedsenket plate i Japan Rift på en dybde på 5000 m. Bøyningen av den nedsenkede platen skaper antagelig sprekker og sprekker der magma kan stige opp fra asthenosfæren til havbunnen.

De vulkanske fjellene og buene på øyene i de mange subduksjonssonene på kantene av Stillehavsplaten danner sammen den såkalte Pacific Ring of Fire .

Som en indirekte konsekvens av subduksjon

Forskjellige modeller diskuteres for tiden som anser subduksjon som den ultimate årsaken til intraplate vulkanisme (se også hotspot ). Subduksjonen skaper kjemiske og termiske heterogeniteter i jordens kappe, vann føres inn i jordens kappe, noe som senker solidustemperaturen i bergartene og kan få dem til å smelte.

Innskudd

Primære forekomster som er typiske for subduksjonssoner er porfyr kobberforekomster eller såkalte jernoksid kobbergullforekomster (kort: IOCG-forekomster). Det er også sekundære, sedimentære avleiringer som B. salærene i Andes-regionen; Dette er saltleiligheter der litium som er vasket ut av forvitrende vulkansk materiale, har samlet seg i gruverbare konsentrasjoner i løpet av millioner av år .

Se også

weblenker

Commons : subduksjon  - samling av bilder, videoer og lydfiler

Individuelle bevis

  1. ↑ Steven B. Shirey, Stephen H. Richardson: Start of the Wilson Cycle at 3 Ga Shown by Diamonds from Subcontinental Mantle. Vitenskap. Vol. 333, nr. 6041, 2011, s. 434–436, doi: 10.1126 / science.1206275 (alternativ fulltekst: UA Geovitenskap )
  2. ↑ Bruno Dhuime, Chris J. Hawkesworth, Peter A. Cawood, Craig D. Storey: en endring i geodynamikk av Continental Vekst 3 milliarder år siden. Vitenskap. Bd. 335, nr. 6074, 2012, s. 1334–1336, doi: 10.1126 / science.1216066 (alternativ fullteksttilgang: ResearchGate )
  3. ^ Katie A. Smart, Sebastian Tappe, Richard A. Stern, Susan J. Webb, Lewis D. Ashwal: Tidlig arkeisk tektonikk og kapperedoks registrert i Witwatersrand-diamanter. Naturgeovitenskap. Vol. 9, nr. 3, 2016, s. 255–259, doi: 10.1038 / ngeo2628 (alternativ fullteksttilgang: ResearchGate )
  4. Bjør MG Bjørnerud, H. Austrheim: Inhibert øklogittdannelse: Nøkkelen til rask vekst av sterk og flytende arkeisk kontinentale skorpe. Geologi. Vol. 32, nr. 9, 2004, s. 765–768, doi: 10.1130 / g20590.1 (alternativ fulltekst: UCSC E&P Sciences )
  5. ↑ Roi Granot: Palaeozoisk havskorpe bevart under det østlige Middelhavet. Naturgeovitenskap. Vol. 9, 2016, s. 701–705, doi: 10.1038 / ngeo2784 (alternativ fullteksttilgang: ResearchGate )
  6. ^ R. Dietmar Müller, Maria Sdrolias, Carmen Gaina, Walter R. Roest: Alder, spredningshastigheter og spredning av asymmetri av verdens havskorpe. Geokjemi, geofysikk, geosystems. Vol. 9, nr. 4, 2008, doi: 10.1029 / 2007GC001743
  7. ↑ Douwe G. van der Meer, Douwe JJ van Hinsbergen, Wim Spakman: Atlas of the underworld: Slab rester i mantelen, deres synkende historie, og et nytt syn på lavere mantelviskositet. Tektonofysikk. Vol. 723, 2010, s. 309-448, doi: 10.1016 / j.tecto.2017.10.004
  8. ↑ nature.com
  9. ↑ Michael E. Wysession: Imaging kald stein ved bunnen av kappen: noen ganger skjebnen til plater? I: Gray E. Bebout, David W. Scholl, Stephen H. Kirby, John P. Platt (red.): Subduction Top to Bottom. Geofysisk monografiserie. Vol. 96, 1996, s. 369-384, doi: 10.1029 / GM096p0369 (alternativ fullteksttilgang: American Geophysical Union ).
  10. ↑ Alexander R. Hutko, Thorne Lay, Edward J. Garnero, Justin Revenaugh: Seismisk påvisning av brettet, subduktert litosfære ved kjernemantelgrensen. Natur. Vol. 441, 2006, s. 333-336, doi: 10.1038 / nature04757 .
  11. ↑ a b Fabio Crameri, Valentina Magni, Mathew Domeier og 11 andre forfattere: En tverrfaglig og samfunnsdrevet database for å avdekke initiering av subduksjonssonen. Naturkommunikasjon. Bind 11, 2020, varenr. = 3750, doi: 10.1038 / s41467-020-17522-9
  12. ↑ a b Robert J. Stern: Subduksjonsinitiering: spontan og indusert. Earth and Planetary Science Letters. Vol. 226, 2004, s. 275-292, doi: 10.1016 / j.epsl.2004.08.007
  13. ↑ JK Madsen, DJ Thorkelson, RM Friedman, DD Marshall: Cenozoic to Recent plate configurations in the Pacific Basin: Ridge subduction and slab window magmatism in western North America. Geosfæren. Bind 2, nr. 1, 2006, s. 11–34, doi: 10.1130 / GES00020.1 ( Open Access )
  14. ^ William P. Irwin: Geologi og platetektonisk utvikling. Pp. 61-224 i Robert E. Wallace (red.): 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: Liv og død av oppstandelsen plate: Bevis for sin eksistens og subduksjon i den nordøstlige Stillehavet i paleocen - eocen tid. Geological Society of America Bulletin. Vol. 115, nr. 7, 2003, s. 867-880, doi : 10.1130 / 0016-7606 (2003) 115 <0867: LADOTR> 2.0.CO; 2 (alternativ fullteksttilgang: USGS Alaska Science Center ).
  16. ^ HH Helmstaedt: Tektoniske forhold mellom E-Type Cratonic og Ultra-High-Pressure (UHP) Diamond: Implikasjoner for Craton-dannelse og stabilisering. I: D. Graham Pearson, Herman S. Grütter, Jeff W. Harris, Bruce A. Kjarsgaard, Hugh O'Brien NV Chalapathi Rao, Steven Sparks (red.): Proceedings of 10. International Kimberlite Conference. Volum 1. Spesialvolum av Journal of the Geological Society of India. 2013, ISBN 978-81-322-1169-3 , s. 45–58, doi : 10.1007 / 978-81-322-1170-9_4 (alternativ fullteksttilgang: Researchgate )
  17. ↑ Liang Liu, Junfeng Zhang, Harry W. Green, Zhenmin Jin, Krassmir N. Bozhilov: Bevis for tidligere stishovitt i metamorfiserte sedimenter, som antyder subduksjon til> 350 km. Earth and Planetary Science Letters. Vol. 263, nr. 3-4, 2007, s. 180-191, doi: 10.1016 / j.epsl.2007.08.010
  18. ↑ Serge Lallemand, Arnauld Heuret, David Boutelier: Om forholdet mellom platedyp, bakbuespenning , øvre plate absolutt bevegelse og skorpenatur i subduksjonssoner. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Volume 6, Issue 9, 2005, doi: 10.1029 / 2005GC000917
  19. ↑ M. Lefeldt, CR Ranero, I. Grevemeyer: Seismisk bevis på tektonisk kontroll på dybden av vanntilstrømning til innkommende havplater ved subduksjonsgraver. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Volume 13, Issue 5, 2012, doi: 10.1029 / 2012GC004043
  20. ↑ a b c Simon M. Peacock: Thermal Structure and Metamorphic Evolution of Subducting Plates. Inside the Subduction Factory TEI, Eugene, Oregon, 2000 (Forelesningsnotat), online (PDF; 401 kB)
  21. ↑ a b Simon M. Peacock: Betydningen av blueschist → eclogite dehydrering reaksjoner i subduksjon av oceanisk skorpe. Geological Society of America Bulletin. Vol. 105, nr. 5, 1993, s. 684-694, doi : 10.1130 / 0016-7606 (1993) 105 <0684: TIOBED> 2.3.CO; 2
  22. ^ Termiske aspekter av subduksjonssoner . Plate Tectonics: Geological Aspects, Lecture 6 (Active Margins & Accretion). Online forelesningsnotater på University of Leicester hjemmeside.
  23. ^ W. Frisch, M. Meschede: Plate-tektonikk . Primus Verlag, Darmstadt 2009, ISBN 978-3-89678-656-2 .
  24. ↑ geowwissenschaften.de: Mystiske minivulkaner - "Petit Spots" ved Japangraben
  25. ↑ Zong-Feng Yang, Jun-Hong Zhou: Kan vi identifisere kildelitologi av basalt? I: Vitenskapelige rapporter . teip 3 , nei. 1 , 16. mai 2013, ISSN  2045-2322 , doi : 10.1038 / srep01856 ( nature.com [åpnet 9. august 2017]).
  26. ↑ Resirkulert Kina skorpe. Hentet 9. august 2017 .
  27. ^ Philip J. Heron, Julian P. Lowman, Claudia Stein: Innflytelse på posisjonering av mantelfjær etter dannelse av superkontinent . I: Journal of Geophysical Research: Solid Earth . teip 120 , nr. 5 , 1. mai 2015, ISSN  2169-9356 , s. 2014JB011727 , doi : 10.1002 / 2014JB011727 .
  28. ^ Hugo Alonso, François Risacher: Geoquímica del Salar de Atacama, parte 1: origen de los componentes y balance salino. Revista Geológica de Chile. Bind 23, nr. 2, 1996, s. 113-122.