Subduktion

Mycket förenklad representation av en konvergerande plattgräns med subduktion av den oceaniska litosfären under den kontinentala litosfären

Subduktion ( lat. Sub "under" och ducere "bly") är en grundläggande process för plåtektonik . Uttrycket beskriver nedsänkning av oceanisk litosfär (jordskorpan och den översta delen av jordmanteln) vid kanten av en tektonisk platta i den del av jordmanteln nedan , medan denna plattkant samtidigt passeras över av en annan, intilliggande litosfärisk platta . När plattan sjunker, genomgår dess skorpa stenar en metamorfos . Den nedsänkta delens densitet ökar så att den kan sjunka djupt ner i jordens mantel.

Termer och definitioner

För att subduktion ska ske i denna mening måste två plattor röra sig mot varandra. Deras kontaktyta kallas därför en konvergerande plattgräns eller, eftersom litosfäriskt material "förstörs" där, en destruktiv plattgräns . Den nedåtgående plattan kallas den nedre plattan , den övergripande övre plattan . Den del av nedre plattan som är nedsänkt i jordens mantel kallas en platta . Hela området av litosfären som påverkas direkt av subduktionen kallas subduktionszonen . Där förekommer speciella tektoniska och magmatiska fenomen.

Geodynamiska krav

Subduktion, som den äger rum idag, kräver en solid (men plastiskt deformerbar) och relativt "kall" mantel . Därför har det troligen bara dykt upp sedan mesoarcheanen , och inte sedan den första litosfären bildades under den hadaiska eran .

För att en nedsänkt oceanisk litosfär ska sjunka ner i den djupa manteln är det troligen nödvändigt att omvandla den grundläggande oceaniska skorpan till eklogit (se orsaker och mekanism för subduktion och dränering och metamorfos av den nedsänkta plattan ). En geotermisk lutning , i vilken litosfäriskt material med basaltkomposition (främst oceanisk skorpa) i manteln kan förvandlas till eklogit och därmed subduktion och därmed "verklig" platttektonik endast är möjlig, har uppenbarligen funnits kontinuerligt och överallt på jorden för endast cirka 3 miljarder För år sedan idag (mellersta Mesoarchean). Innan dess var temperaturen i den övre manteln för hög, så att den subducerade skorpan redan dränerades för mycket på ett relativt grunt djup. När det djup där trycket var tillräckligt högt nåddes fanns det inte längre något vatten tillgängligt för den rådande jontransporten som var nödvändig för eklogitisering , så att eklogit inte längre kunde uppstå.

Orsaker och mekanism

Oceanisk litosfär dröjer bara en relativt kort tid på jordens kroppsyta, sett i termer av geologisk tid, eftersom den har mindre flytkraft än den kontinentala litosfären och fortsätter att förlora flytkraft med ökande ålder. För närvarande finns det därför ingen oceanisk litosfär som är äldre än cirka 180 miljoner år ( Jurassic ), eftersom äldre material redan har subducerats igen. Ett undantag är det östra Medelhavet, som understryks av resterna av Neotethys oceaniska litosfär , som enligt de senaste paleomagnetiska studierna kan vara upp till 365 miljoner år ( Upper Devonian ). Tidigare modellering hade antagit en ålder av perm till trias (280 till 230 miljoner år).

Subduktionen äger rum i subduktionszonerna, där kanten på en litosfärisk platta böjer sig nedåt i en mer eller mindre brant vinkel. På många ställen på jorden har sådana skivändar som "hänger" ner i jordens mantel upptäckts med hjälp av seismologiska metoder.

Nedsänkning ökar temperaturen och trycket i plattan, vilket utlöser bergtransformationer, särskilt i jordstenen (se nedan ), vilket ökar densiteten ytterligare i stället för att bli mindre på grund av uppvärmningen. Den oceaniska litosfären behåller därför en högre densitet än materialet i den sublitosfäriska manteln från vilken den en gång kom ut och återvänder inte direkt till den. Snarare drar plattan själv på större djup gravitationsmässigt den del av plattan som fortfarande är på ytan av jordens kropp - på grund av dess allvar. Denna drivkraft för den ytterligare subduktionen kallas skivdrag ("plate pull "). ”Plåtdraget” anses vara en möjlig drivfaktor för plattavdrift och därmed för hela plåtektoniken. Till vilket djup och på vilket sätt en skivsänkning slutar och vad som händer med skivan efteråt är ännu inte helt förstådd. I vilket fall som helst, seismiska anomalier, som tolkas som signaturer av sjunkande plattor, hittades nära kärnmantelgränsen .

Om material försvinner från jordytan någonstans måste nytt material dyka upp någon annanstans, eftersom jordytan är konstant. Förutom material sjunker i subduktionszonerna finns det också materialkällor, framför allt ett liknande omfattande, jordomspännande nätverk av spridningszoner (se även →  Central Ocean Ridge ), där kontinuerligt penetrerande astenosfäriskt material bildar nytt oceaniskt litosfär. Dessutom överför så kallade mantelplommor som stiger från kärnmantelgränsen hett mantelmaterial till undersidan av litosfären och bildar hotspots där , vilket utlöser en speciell form av vulkanism som är oberoende av plattgränserna . Subduktion, plattdrift, havsbundspridning och mantelplommor är uttryck för jordens mantelkonvektion .

Början, kurs och slut

Två mekanismer övervägs för skapandet av en subduktionszon:

  • Vertikalt påtvingad eller "spontan" subduktion . Litosfären består i grunden av två lager. Det övre lagret är jordskorpan och det nedre är den litosfäriska manteln. Skorpan i den oceaniska litosfären har en något lägre och den litosfäriska manteln en något högre densitet än den underliggande astenosfären . Om den fortfarande är ung och relativt varm har den oceaniska litosfären tillräckligt med flytkraft för att "simma" på den tätare astenosfären och därmed stanna kvar på jordens yta. Eftersom den svalnar med ökande ålder och ökande avstånd från expansionszonen och därför blir tätare och litosfärmanteln växer också genom ackumulering (ackretion) av astenosfäriskt material, försvinner dess flytkraft under miljontals år, så att det gamla också tunga delar av en sådan platta slutligen "spontant" (dvs. utan påverkan av horisontellt riktade krafter) börjar sjunka ner i astenosfären. Detta händer - förmodligen relativt sällan - antingen på en passiv kontinentalmarginal eller på en redan existerande intra-oceanisk frakturzon .
  • Horisontellt tvingad eller "inducerad" subduktion . Två plattkanter upplever var och en ett horisontellt tryck riktat mot varandra, så att den tyngre av de två plattkanterna från en viss punkt aktivt trycker in under den andra och slutligen sjunker ner i astenosfären. Tektonin som skjuter mot varandra på plattorna drivs av spänningar som kan härröra från områden i litosfären som ibland är mycket avlägsna, till exempel från ett omfattande splittringssystem .

En gång startad drivs subduktionen alltmer av gravitationsdragningen (plåtdragningen) på den redan nedsänkta delen av plattan (plattan). Om bildandet av ny litosfär vid subplattans oceaniska spridningszon sker långsammare än subduktion leder detta till att motsvarande havsbassäng minskar (i en platt-tektonisk kontext menas alltid "havsbassäng" ett område mellan kontinentala marginaler eller konvergerande plattmarginaler underlagda av oceanisk litosfär, vilket ofta inte är fallet geografisk förståelse för ett hav ). Så länge denna skillnad kvarstår närmar sig spridningszonen med sin mid-havsrygg subduktionszonen mer och mer och slutligen subduceras den själv. På engelska är detta känt som spreading ridge subduction . I ett sådant fall saktar subduktionen ner och kanten på topplattan är mer deformerad än vanligt. Gap i plattan längs den subducerade delen av spridningsaxeln ( plåtfönster ) kan under tiden öka magmatismen på topplattan. Eftersom inget mer material läggs till den oceaniska litosfären i ett havsbassäng efter att spridningszonen har subducerats helt ökar hastigheten på förminskningen.

Om spridningsaxeln till stor del går parallellt med kanten på den övre plattan och plattan på andra sidan av ryggen inte har en alltför stark rörelsekomponent riktad tvärs mot kanten på den övre plattan, påverkan av en mid-ocean-ås på en subduktionszon kan leda till slutet eller åtminstone till ett längre varaktigt avbrott i subduktionen. Anledningen till detta är att den extremt unga oceaniska litosfären strax bortom åsen har en mycket låg densitet och därför är svår att subducera, speciellt för att den inte har en platta som kan utöva en gravitation. Samma sak hände under Cenozoic, åtminstone i sektioner, på den västra kanten av den nordamerikanska plattan.

Havsbassänger i betydelsen platttektonik begränsas faktiskt alltid av litosfäriska områden som har mer differentierade - det vill säga ”icke-oceaniska” - och relativt tjocka, höga skorpor. Dessa är antingen granitisk kontinentalskorpa eller magmatiska öbågar med mindre kisel . För att förenkla saker kan alla dessa områden ses som större eller mindre kontinentala kvarter. När ett havsbassäng smalnar av subduktion kommer bassängkanterna närmare och närmare. Slutligen, när havsbassängen stängs helt, kommer det kontinentala blocket på den nedre plattans bassängkanten in i subduktionszonen och motsätter sig plattans rörelse med ökande motstånd, eftersom ett kontinentalt block med sin höga flytkraft inte kan subduceras djupt. Detta leder till en kollision mellan de kontinentala blocken inklusive bergformation och rivning av plattan. Subduktionszonen har blivit en kollisionszon .

Om kontinental skorpa också subderas i slutfasen av en subduktion eller den tidiga fasen av en kollision, tenderar denna att stiga igen på grund av dess betydligt lägre densitet. En sådan process kallas vanligtvis uppgrävning . Sjunkning av skorpkomplex på 100–200 km djup och deras efterföljande uppgrävning sker regelbundet i bergformationer. Idag är delar av skorpan kända som har stigit igen från mer än 350 km djup.

Kollisionen mellan två kontinentala block saktar kraftigt ner den relativa rörelsen för de inblandade plattorna och slutligen nollställer den. Detta påverkar rörelsemönstret för angränsande plattor, som nu utsätts för en ny geometrisk begränsning. Bågkollisioner mellan kontinent-kontinent eller kontinent-ö utlöser därför alltid en mer eller mindre omfattande omorganisation av plattrörelserna. Ju större kollisionspartnerna är, desto större är deras omfattning.

Konstruktion av en subduktionszon

Vulkanism i en subduktionszon med bildandet av en öbåge och expansion i bakbågen

Man gör en åtskillnad mellan två typer av subduktion: Vid subduktion av havskontinenten pressas oceanisk litosfär under ett kontinentalt block på grund av dess högre densitet ; man talar här om en aktiv kontinentalmarginal . Med subduktion av hav och hav å andra sidan är den oceaniska litosfären nedsänkt under den oceaniska litosfären på en annan platta.

I det nedsänkta området av havskorpan, djuphavskanaler som B. den djupaste ubåtskanalen på jorden med upp till 11 034 m , Mariana Trench . Dessutom uppstår ett vulkaniskt berg på det kontinentala blocket ovanför subduktionszonen, såsom B. Anderna . Ibland kan toppskivans kant också höjas, som i exemplet med de centrala Anderna. Om endast oceanisk litosfär är involverad i subduktionen skapas en öbåge över subduktionszonen .

Underplattans nedsänkningsvinkel och subduktionshastighet påverkar de tektoniska processerna i önbågens inland eller det kontinentala vulkaniska bergskedjan, den så kallade backarc (bokstavligen: "back of the arch"). Om subduktionshastigheten är låg och nedsänkningsvinkeln är brant (> 50 °) expanderar litosfären i backarc ofta med bildandet av en backarc bassäng , vilket kan leda till bildandet av ett litet havsbassäng med en mid-ocean ås (backarc spridning). Backarc-spridning är särskilt vanligt nyligen i subduktionszonerna mellan hav och hav i västra Stilla havet ( konvergens av Mariana-typ ). Om subduktionshastigheten är hög och nedsänkningsvinkeln är platt (<30 °) komprimeras bakbågsområdet och ett vik- och tryckbälte skapas där . Detta är senast fallet i subduktionszonerna på havskontinenten på Stilla havets östra kant ( konvergens av Andes-typen ).

jordbävning

Subduktionzoner riskerar jordbävningar på grund av motsatta plattrörelser . Vid dykning fastnar de två plattorna och bygger upp stora spänningar i berget, vars plötsliga frigöring på jordens yta kan leda till jordbävningar och ubåtskakningar (även känd som havsbävningar) med tsunamier . En sådan jordbävning i en subduktionszon inträffade den 26 december 2004 i Sunda Trench (se även jordbävningen vid Indiska oceanen 2004 ). Den allvarliga Tōhoku-jordbävningen den 11 mars 2011 , som åtföljdes av en förödande tsunami, orsakades också av subduktion. Zonen där dessa jordbävningar inträffar kallas Wadati-Benioff-zonen .

Dränering och metamorfos av den nedåtgående plattan

Oceanisk litosfär innehåller stora mängder vatten. Detta är antingen obundet - z. B. i sprickor i fel eller i porutrymmet i de marina sedimenten som har ackumulerats på den - eller bundits i mineraler. Vattnet och andra mycket flyktiga föreningar (såsom CO 2 ) frigörs under subduktionsprocessen genom ökat tryck och temperatur i flera faser i form av så kallade vätskor ( avsvällande ): " Lämna alltid " när trycket ökar mineraler återfå sitt stabilitetsfält och släppa ut flyktiga elementära föreningar (t.ex. vatten). Denna ödeläggelse är en delprocess av den gradvisa metamorfosen av de subducerade stenarna i havskorpan. Beroende på rådande temperaturförhållanden löper MORB-basalt , dolerit och gabbro , liksom stenarna spillit och amfibolit under havsbottens metamorfos , genom olika så kallade metamorfa vägar . I relativt ”varma” subduktionszoner, på ett djup av cirka 50 kilometer, sker en direkt omvandling till eklogit (ett högtrycksberg bestående av klinoproxenmineral omfacit och granat , liksom jadeit ). Vid relativt "kalla" subduktionszoner sker först en skiffer ansikte metamorfism och Eklogitisierung äger endast rum på mer än 100 kilometer djup. Vid subduktionszoner med stark värmeutveckling på grund av skjuvkrafter som uppträder, uppträder först grön skiffer ansikts metamorfos i den övre delen av litosfären på den subducerade plattan och med ökande djup, sedan amfibolit, följt av granulit - och slutligen eklogit ansikts metamorfos på djup mindre än 100 kilometer. Den olivin av den peridotitic mantel litosfären av subducted plattan omvandlas till spinell på djup mellan 350 och 670 kilometer och från större djup än 670 kilometer omvandlingen till perovskit och magnesiowustite sker . Alla dessa berg- och mineraltransformationer åtföljs av en ökad densitet. Endast genom metamorfoser och motsvarande ökning av densiteten är en riktigt djup sänkning av den vältrade oceaniska litosfären in i astenosfären och senare i den nedre manteln möjlig.

Framför allt är vätskor som släpps ut på större djup under eklogitisering av skorpa bergarter, som härrör från förfallet av hornblende och lawsonite eller clinozoisite samt glaukofan och klorit , uppenbarligen också orsaken till vulkanismen i subduktionszoner.

Vulkanism

Den så kallade Pacific Ring of Fire skapades eftersom subduktion sker på nästan alla kanter av Stillahavsområdet, vilket åtföljs av vulkanism.

Som ett direkt resultat av subduktion

På grund av vätskor som släpps ut under metamorfosen av den nedsänkta plattan - vid den temperatur och det tryck som råder där, är vatten inte flytande utan superkritiskt - smältpunkten för det omgivande berget sänks och anatexis (partiell smältning) mellan den övre plattan och plattan uppträder utskjutande del av astenosfären, den så kallade mantelkilen . Om de erforderliga temperatur- och tryckvärdena uppnås kan de djupa områdena i tillväxtkilen och i mycket sällsynta fall även plattan smälta delvis . Den resulterande magma stiger, men förblir ofta fast i skorpan på den övre plattan och stelnar där för att bilda stora plutoner .

Den del av magma som helt tränger igenom skorpan bildar karakteristiska kedjor av vulkaner . När oceanisk litosfär sjunker under andra oceanisk litosfär bildas öbågar på den övre plattan , t.ex. B. Aleutian och Kuril Islands . Om å andra sidan den oceaniska litosfären sjunker under den kontinentala litosfären, bildas kontinentala vulkaniska kedjor, som i Anderna eller i kaskadbergen . Eftersom den oceaniska litosfären är uttorkad i faser när trycket stiger, om nedsänkningsvinkeln är tillräckligt platt, följer flera vulkaniska linjer varandra, som löper parallellt med varandra och till subduktionsfronten.

De andesitiska smältor som är typiska för subduktionszoner ger upphov till stratovulkaner som på grund av deras magmas viskositet är utsatta för explosiva utbrott. Välkända exempel på särskilt explosiva utbrott under det senaste livet är de i Krakatau 1883, Mount St. Helens 1980 och Pinatubo 1991.

Så kallade småfläckar kan också visas på underplattan under subduktion . År 2006 observerades dessa 50 meter höga vulkaner för första gången på en nedsänkt platta i Japan Rift på ett djup av 5000 m. Böjningen av den nedsänkta plattan skapar förmodligen sprickor och sprickor genom vilka magma sedan kan stiga från astenosfären till havsbotten.

De vulkaniska bergen och bågarna på öarna i de många subduktionszonerna vid kanten av Stillahavsplattan bildar tillsammans den så kallade Pacific Ring of Fire .

Som en indirekt följd av subduktion

Olika modeller diskuteras för närvarande som anser att subduktion är den ultimata orsaken till intraplatta vulkanism (se även hotspot ). Subduktionen skapar kemiska och termiska heterogeniteter i jordens mantel, vatten förs in i jordens mantel, vilket sänker stenens solidustemperatur och kan få dem att smälta.

Insättningar

Primära avlagringar som är typiska för subduktionszoner är porfyr kopparavlagringar eller så kallade järnoxid koppar guldavlagringar (kort: IOCG-avlagringar). Det finns också sekundära, sedimentära avlagringar såsom B. salar i Andesregionen, Det här är saltlägenheter där litium som har tvättats ut från vittringande vulkaniskt material under miljontals år har ackumulerats i brytbara koncentrationer.

Se även

webb-länkar

Commons : subduktion  - samling av bilder, videor och ljudfiler

Individuella bevis

  1. ↑ Steven B. Shirey, Stephen H. Richardson: Start av Wilson Cycle vid 3 Ga Visas av diamanter från Subcontinental Mantle. Vetenskap. Vol. 333, nr 6041, 2011, s. 434–436, doi: 10.1126 / science.1206275 (alternativ fulltext: UA Geosciences )
  2. ↑ Bruno Dhuime, Chris J. Hawkesworth, Peter A. Cawood, Craig D. Storey: A Change in the Geodynamics of Continental Growth 3 Million Years Ago. Vetenskap. Bd. 335, nr. 6074, 2012, s. 1334–1336, doi: 10.1126 / science.1216066 (alternativ fulltextåtkomst: ResearchGate )
  3. ^ Katie A. Smart, Sebastian Tappe, Richard A. Stern, Susan J. Webb, Lewis D. Ashwal: Tidig arkeisk tektonik och mantelredox inspelad i Witwatersrand-diamanter. Naturgeovetenskap. Vol. 9, nr 3, 2016, s. 255–259, doi: 10.1038 / ngeo2628 (alternativ fulltextåtkomst: ResearchGate )
  4. Bjør MG Bjørnerud, H. Austrheim: Inhiberad eklogitbildning: Nyckeln till den snabba tillväxten av stark och flytande arkeansk kontinentalskorpa. Geologi. Vol. 32, nr 9, 2004, s. 765–768, doi: 10.1130 / g20590.1 (alternativ fulltext: UCSC E&P Sciences )
  5. ↑ Roi Granot: paleozoisk havskorpa bevarad under östra Medelhavet. Naturgeovetenskap. Vol. 9, 2016, s. 701–705, doi: 10.1038 / ngeo2784 (alternativ fulltextåtkomst: ResearchGate )
  6. ^ R. Dietmar Müller, Maria Sdrolias, Carmen Gaina, Walter R. Roest: Ålder, spridningshastigheter och spridning av asymmetri av världens havsskorpa. Geokemi, geofysik, geosystem. 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 manteln, deras sjunkande historia och en ny syn på lägre mantelviskositet. Tektonofysik. Vol. 723, 2010, s. 309-448, doi: 10.1016 / j.tecto.2017.10.004
  8. ↑ nature.com
  9. ↑ Michael E. Wysession: Imaging kall sten vid mantelns botten: plattor ibland öde? 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 fulltextåtkomst: American Geophysical Union ).
  10. ↑ Alexander R. Hutko, Thorne Lay, Edward J. Garnero, Justin Revenaugh: Seismisk detektion av vikta, subducerade litosfärer vid kärnmantelgränsen. Natur. Vol. 441, 2006, s. 333-336, doi: 10.1038 / nature04757 .
  11. ↑ a b Fabio Crameri, Valentina Magni, Mathew Domeier och 11 andra författare: En tvärvetenskaplig och samhällsstyrd databas för att riva upp subduktion zoninitiering. Naturkommunikation. Vol.11, 2020, artikelnr. = 3750, doi: 10.1038 / s41467-020-17522-9
  12. ^ A b Robert J. Stern: Subduktion initiering: spontan och inducerad. 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. Geosfär. Vol. 2, nr 1, 2006, s. 11–34, doi: 10.1130 / GES00020.1 ( Open Access )
  14. ^ William P. Irwin: Geologi och platt Tektonisk utveckling. Pp. 61-224 i Robert E. Wallace (red.): San Andreas Fault System, Kalifornien. 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 och död av uppståndelsen skylt: Bevis för dess existens och subduction i nordöstra Stilla i Paleocene - 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 fulltextåtkomst: USGS Alaska Science Center ).
  16. ^ HH Helmstaedt: Tektoniska förhållanden mellan E-typ Cratonic och Ultra-High-Pressure (UHP) Diamond: Implikationer för Craton-bildning och 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 10th International Kimberlite Conference. Volym 1. Special Volume of the 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 fulltextåtkomst: Researchgate )
  17. ↑ Liang Liu, Junfeng Zhang, Harry W. Green, Zhenmin Jin, Krassmir N. Bozhilov: Bevis på tidigare stishovit i metamorfoserade sediment, vilket antyder subduktion till> 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 förhållandena mellan skivdyp, ryggbågspänning , övre plattans absoluta rörelse och skorpans natur i subduktionszoner. Geokemi, geofysik, geosystem, volym 6, utgåva 9, 2005, doi: 10.1029 / 2005GC000917
  19. ↑ M. Lefeldt, CR Ranero, I. Grevemeyer: Seismiskt bevis på tektonisk kontroll på djupet av vatteninflöde i inkommande oceaniska plattor vid subduktionsgraven. Geokemi, geofysik, geosystem, volym 13, utgåva 5, 2012, doi: 10.1029 / 2012GC004043
  20. ↑ a b c Simon M. Peacock: Thermal Structure and Metamorphic Evolution of Subducting Slabs. Inside the Subduction Factory TEI, Eugene, Oregon, 2000 (Lecture Note), online (PDF; 401 kB)
  21. ↑ a b Simon M. Peacock: vikten av blåskist → eklogit-uttorkningsreaktioner vid subduktion av havskorpa. Geological Society of America Bulletin. Vol. 105, nr 5, 1993, sid. 684-694, doi : 10.1130 / 0016-7606 (1993) 105 <0684: TIOBED> 2.3.CO; 2
  22. ^ Termiska aspekter av subduktionszoner . Plate Tectonics: Geological Aspects, Lecture 6 (Active Margins & Accretion). Onlineföreläsningsanteckningar på University of Leicester hemsida.
  23. ^ W. Frisch, M. Meschede: Plåtektonik . Primus Verlag, Darmstadt 2009, ISBN 978-3-89678-656-2 .
  24. ↑ geowwissenschaften.de: Mystiska minivulkaner - "Petit Spots" vid Japangraben
  25. ↑ Zong-Feng Yang, Jun-Hong Zhou: Kan vi identifiera källlitologi av basalt? I: Vetenskapliga rapporter . tejp 3 , nr. 1 , 16 maj 2013, ISSN  2045-2322 , doi : 10.1038 / srep01856 ( nature.com [nås 9 augusti 2017]).
  26. ↑ Återvunnen Kina-skorpa. Hämtad 9 augusti 2017 .
  27. ↑ Philip J. Heron, Julian P. Lowman, Claudia Stein: Påverkan på mantelplommans placering efter superkontinentbildning . I: Journal of Geophysical Research: Solid Earth . tejp 120 , nr. 5 , 1 maj 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. Vol. 23, nr 2, 1996, s. 113-122.