Вулканічна дуга Лусона — це ланцюг вулканів, що простягається з півночі на південь через Лусонську протоку від Тайваню до Лусона. Назву «Вулканічна дуга Лусона» вперше запропонували Карл Бовін та ін.[1][2] для опису серії вулканів від міоцену до сучасності у субдукційній зоні на схід уздовж Манільської западини (приблизно 1200 км від Прибережного хребта на Тайвані на південь до південного Міндоро на Філіппінах). Частиною дуги є острови: Східне узбережжя Тайваню, Грін-Айленд, Тайвань, Острів Орхідеї (Ланьюй), Каотай-Рок, Мавудіс або Ямі, Мабудіс, Сіаян, Ітбаят, Діого, Батан, вулкан Ібухос (без назви), острів Сабтанг, Бабуян, Дідікас, острів Каміґуїн. На південі вона закінчується островом Лусон.[3] Були проведені геохімімічні дослідження ряду вулканів уздовж дуги. У межах дуги встановлено п'ять окремих геохімічних областей (Міндоро, Батаан, Північний Лусон, Бабуян і Тайвань). Геохімія сегментів підтвердила, що всі вулкани пов'язані з субдукцією (наприклад, сильні ніобієві аномалії та вапняно-лужні характеристики). Ізотопи та мікроелементи мають унікальні геохімічні характеристики на півночі. Геохімічні варіації на північ (сегмент Бабуян) були зумовлені субдукцією осадів, що утворилися внаслідок ерозії континентальної кори з Китаю та Тайваню.
Існує чітке збільшення ізотопного співвідношення стронцію з широтою на північ. Це підтверджує припущення про те, що варіації були зумовлені збільшенням компонента «земної кори» у субдукованих відкладеннях у міру наближення до континентальних блоків на півночі (Китай і Тайвань). Потужність осаду збільшувалася на північ уздовж западини.[4]
Детально вивчена геохімія і тектонічна обстановка південної Лусонської дуги.[5] Відповідно до геохімічних особливостей вважають, що континентальна кора (імовірно з осадових відкладень) відігравала важливу роль у коридорі Маколод[6] і сегментах Міндоро. Зіткнення земної кори відбулося на півдні між блоком кори Північний Палаван-Міндоро, і, можливо, контамінація осадів походить із цього регіону. Це підтверджує попередні дослідження ізотопів і мікроелементів на центральній дузі Лусон[7][8]
Подальшу роботу з дослідження північної частини дуги Лусон провели Dermott et al.[9] і виявили систематичні зміни у складі ізотопів із широтою не лише в лавах, проаналізованих вздовж 500 км ділянки дуги, а й у відкладах уздовж западини. Єдиним способом пояснити широтні коливання було зростаючий вплив на склад від надходжень теригенних відкладів до континентальних регіонів на півночі Китаю та Тайваню
У середньому міоцені, 16-15 млн. років, активність почалася на Тайвані. Вік вулканів острова Батан датується 9,36 млн років, тоді як на північ від Лусона вулканічні острови молодші 6,5 млн років.[10]
Примітки
↑Bowin, Carl; Lu, Richard S.; Lee, Chao-Shing; Schouten, Hans (1978). Plate Convergence and Accretion in Taiwan-Luzon Region. AAPG Bulletin. 62 (9): 1645—1572. doi:10.1306/C1EA5260-16C9-11D7-8645000102C1865D.
↑Defant, Marc J; Maury, RenéC; Joron, Jean-Louis; Feigenson, Mark D; Leterrier, Jacques; Bellon, Hervé; Jacques, Dario; Richard, Maryannick (November 1990). The geochemistry and tectonic setting of the northern section of the Luzon arc (The Philippines and Taiwan). Tectonophysics. 183 (1–4): 187—205. Bibcode:1990Tectp.183..187D. doi:10.1016/0040-1951(90)90416-6.
↑Defant, Marc J.; De Boer, Jelle Z.; Dietmar, Oles (January 1988). The western Central Luzon volcanic arc, the Philippines: two arcs divided by rifting?. Tectonophysics. 145 (3–4): 305—317. Bibcode:1988Tectp.145..305D. doi:10.1016/0040-1951(88)90202-8.
↑Knittel, Ulrich; Defant, Marc J. (January 1988). Sr isotopic and trace element variations in Oligocene to recent igneous rocks from the Philippine island arc: evidence for recent enrichment in the sub-Philippine mantle. Earth and Planetary Science Letters. 87 (1–2): 87—99. Bibcode:1988E&PSL..87...87K. doi:10.1016/0012-821X(88)90066-0.