В 1951 г. Амштуц в работе по тектонике Альп употребил слово субдукция для обозначения условий, которые формировали сложнейшую шарьяжную структуру Альп. После этого в течение 20 лет это термин никем почти не использовался.В современном же плейттектоническом понимании термин субдукция стал употребляться с 1969 г.Классическая плейттектоническая субдукция предусматривает наличиехотя бы с одной стороны океанической литосферы, что противопоставляется континентальной субдукции (коллизия континент-континент).

Субдукционные границы - это высокосейсмичные границы (почти всегда выражаются в рельефе глубоководными желобами), самые мощные толчки приурочены именно к ним.

Желобом в геологии называют именно субдукционные желоба, все остальное - троги.

Почему субдукцию нельзя просто назвать литосферным поддвигом, надвигом? Это связано с более сложной кинематикой процесса субдукции: чаще всего обе плиты имеют встречное движение, реже наблюдается неподвижность одной из плит (чаще всего верхней).

Географическое размещение зон субдукции.

1. Большинство зон субдукции находятся на обрамлении Тихого океана (за исключением некоторых зон). Это пошло от того, что в начале мезозоя на позднем этапе развития Пангеи вокруг нее была кольцевая зона субдукции: она начиналась у Австралии, охватывала Пангею почти полностью до юга Северной Евразии и заворачивалась внутрь кольца по южному краю Северной Евразии.

2. Чисто географически зоны субдукции в Атлантике - в зоне Малых Антил и Южных Антил (дуга Скотия). Но это зоны субдукции не первичные: раньше дуга Скотия шла по западной границе Анд (т.е. в Тихом океане), а затем выпятилась в Атлантический океан и была отсечена от Тихого океана более поздней зоной субдукцией. То же самое произошло и с Малыми Антилами.

3. От Тихого океана до Гибралтара (с юго-востока на северо-запад) - хвост от Тихоокеанского кольца:

· Зондская зона субдукции - активнейшая на настоящее время, вызывает цунами и землетрясения. Океаническая литосфера сложной Индо-Австралийской плиты пододвигается под утоненную континентальную литосферу Евразийской единицы.

· Коллизионная граница Тибета - сложная Индо-Австралийская плита смыкается с Евразийской своей континентальной частью.

· Зона субдукции Макран (юг Пакистана) - океаническая часть Индо-Австралийской плиты и Евразийская плиты.

· Коллизия Загроса.

· Зона субдукции Восточного Средиземноморья (Эгейское море - ее задуговой бассейн).

· Коллизия Греции-Аппенин - континентальный Адриатический массив сталкивается с Евразией.

· Ионийская зона субдукции (Калабрийская островная дуга).

· Гибралтарская зона субдукции - Атлантическая литосфера субдуцирует на восток под континент.

Т.о., наблюдается "пунктирное" строение этой области распространения субдукционных границ.

В рамках долгожиувщего субдукционного пояса имеют место отмирание и перескоки зон субдукции. Только на одном участке Тихоокеанского кольца есть зона субдукции, которая с момента своего формирования не менялась - почти на всем протяжении Анд (кроме Эквадорских и Колумбийских).

Если зона субдукции объединяет континентальную и океаническую литосферу, то субдукция идут под континент. Во внутриокеанической ситуации океаническая литосфера разновозрастная (зона субдукции Новых Гибрид, Тонга-Кермадек): более древняя литосфера будет погружаться под более молодую, т.к. она более холодная, более плотная.

Как отмечалось выше границы литосферных плит подразделяются на дивергентные (зоны спрединга), конвергентные (зоны субдукции и обдукции) и трасформные .

Зоны спрединга (рис. 7.4, 7.5) приурочены к срединно-океаническим хребтам (СОХ). Спрединг (англ. spreading- растекание) – процесс генерации океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ). Он состоит в том, что под действием растяжения кора раскалывается и расходится в стороны, а образующаяся трещина заполняется базальтовым расплавом. Таким образом, дно расширяется, а его возраст закономерно удревняется симметрично в обе стороны от оси СОХ. Термин спрединг морского дна предложил Р. Дитц (1961). А сам процесс рассматривается как океанский рифтогенез , основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания. Он может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза (см. раздел 7.4.6). Раздвиг же в океанских рифтах обусловлен мантийной конвекцией – восходящими её потоками или мантийными плюмами.

Зоны субдукции – границы между литосферными плитами вдоль которых происходит погружение одной плиты под другую (рис. 7.4, 7.5).

Субдукция (лат. sub – под, ductio – ведение; термин был заимствован из альпийской геологии) – процесс пододвигания океанской коры под континентальную (окраинно-материковый тип зон субдукции и его разновидности – андский, зондский и японский типы) или океанской коры под океанскую (марианский тип зон субдукции) при их сближении, обусловленном раздвиганием плит в зоне спрединга (рис. 7.4 - 7.7). Зона субдукции приурочена к глубоководному желобу. При пододвигании происходит быстрое гравитационное погружение океанской коры в астеносферу с затягиванием туда же осадков глубоководного желоба, с сопутствующими проявлениями складчатости, разрывов, метаморфизма и магматизма. Субдукция осуществляется за счёт нисходящей ветви конвективных ячей.

Рис. 7.5. Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины. а – океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б – континентальные рифты; в – зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые (двойная линия); г – зоны коллизии; д – пассивные континентальные окраины; е – трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные); ж – векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга – до 15-18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции – до 12 см/год. Рифтовые зоны : СА - Срединно-Атлантическая; Ам-А – Американо-Антарктическая; Аф-А - Африкано-Антарктическая; ЮЗИ – Юго-Западная Индоокеанская; А-И – Аравийско-Индийская; ВА – Восточно-Африканская; Кр – Красноморская; ЮВИ – Юго-Восточнач Индоокеанская; Ав-А – Австрало-Антарктическая; ЮТ – Южно-Тихоокеанская; ВТ – Восточно-Тихоокеанская; ЗЧ – Западно-Чилийская; Г – Галапагосская; Кл – Калифорнийская; БХ – Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов; ХФ – Горда – Хуан-де-Фука; НГ – Нансена-Гаккеля; М – Момская; Б – Байкальская; Р – Рейнская. Зоны субдукции : 1 – Тонга-Кермадек, 2 – Новогебридская, 3 – Соломон, 4 – Новобританская, 5 – Зондская, 6 – Манильская, 7 – Филиппинская, 8 – Рюкю, 9 – Марианская, 10 – Идзу-Бонинская, 11 – Японская, 12 – Курило-Камчатская, 13 – Алеутская, 14 – Каскадных гор, 15 – Центральноамериканская, 16 – Малых Антил, 17 – Андская, 18 – Южных Антил (Скотия), 19 – Эоловая (Калабрийская), 20 – Эгейская (Критская), 21 – Мекран.

В зависимости от тектонического эффекта взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны, можно выделить несколько режимов – субдукционной аккреции, субдукционной эрозии и нейтральный режим.

Режим субдукционной аккреции характеризуется тем, что над зоной субдукции образуется всё увеличивающаяся в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивающая континентальную окраину или островную дугу.

Режим субдукционной эрозии предполагает возможность разрушения висячего крыла зоны субдукции (подкоровая, базальная или фронтальная эрозия) в результате захвата материала сиалической коры в ходе субдукции и перемещения его на глубину в область магмообразования.

Нейтральный режим субдукции характеризуется пододвиганием почти недеформированных слоёв под висячее крыло.

Рис. 7.6. Океанская субдукция (ОС ) и континентальная субдукция (КС ) или («Альпинотипная субдукция», «А-субдукция») в р-не окраинно-материковой Андской зоны, по Ж.Буржуа и Д.Жанжу (1981). 1 – докембрийско-палеозойский цоколь, 2 – лежащие на нём комплексы палеозоя и мезозоя, 3 – гранитоидные батолиты, 4 – заполнение кайнозойских впадин, 5 – океанская литосфера. Рис. 7.7. Главные тектонические типы зон субдукции (I-IV) и их латеральные ряды (1-9), по М.Г.Ломизе, с использованием схем Д.Кариега, У.Дикинсона, С.Уеды. а – континентальная литосфера, б – океанская литосфера, в – островодужные вулканиты, г – вулканогенно-осадочные формации, д – откат перегиба субдуцирующей плиты, е – место возможного формирования аккреционной призмы.

Обдукция – тектонический процесс, в результате которого океаническая кора надвигается на континентальную (рис. 7.8).

Подтверждением возможности такого процесса являются находки офиолитов (реликтов океанической коры) в разновозрвстных складчатых поясах. В надвинутых фрагментах океанской коры представлена только верхняя часть океанской литосферы: осадки 1-го слоя, базальты и долеритовые дайки 2-го слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс 3-го слоя и до 10 километров перидотитов верхней мантии. Это означает то, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океанской литосферы и надвигание её на континентальную окраину. Остальная же часть литосферы перемещалась в зоне субдукции на глубину, где претерпевала структурно-метаморфические преобразования.

Геодинамические механизмы обдукции разнообразны, но главные из них – обдукция на границе океанского бассейна и обдукция при его замыкании.

Эдукция (англ.eduiction – извлечение) – процесс обратного выведения к поверхности тектонитов и метаморфитов, образовавшихся ранее в зоне субдукции, в результате продолжающейся дивергенции. Это возможно в том случае, если субдуцирующий хребет вытянут вдоль континентальной окраины и если свойственная ему скорость спрединга превышает скорость пододвигания хребта под континент. Там, где скорость спрединга меньше скорости пододвигания хребта, эдукция не происходит (например, взаимодействие Чилийского хребта с Андской окраиной).

Аккреция – наращивание в процессе пододвигания океанической коры края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. Процессы регионального сжатия, вызванные столкновением микрокнтинентов, островных дуг или других «террейнов» с континентальными окраинами, обычно сопровождаются развитием шарьяжей, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов. Так образуются, в частности, флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические покровы с формированием перед фронтом покровов за счёт их разрушения олистостостром, а в подошве покровов – микститов (тектонического меланжа).

Коллизия (лат. collisio – столкновение) – столкновение разновозрастных и разных по генезису структур, например, литосферных плит (рис. 7.5). Развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, её утолщением и «скучиванием» в складчатых сооружениях и горообразованием. При этом проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, разделение её на пластины, которые испытывают горизонтальные перемещения и дисгармоничные деформации. В процессе коллизии преобладают глубинные наклонные латерально-сдвиговые встречные обмены породными массами внутри земной коры. В условиях скучивания и утолщения коры образуются палингенные очаги гранитной магмы.

Наряду с коллизией «континент-континент» иногда может быть коллизия «континент-островная дуга» или двух островных дуг. Но правильнее её применять для межконтинентальных взаимодействий. Пример максимальной коллизии – некоторые отрезки Альпийско-Гималайского пояса.

Изучение современных зон субдукции позволяет судить о выражении этого процесса в седиментации, тектонических деформациях, магматизме, метаморфизме. Это в свою очередь дает ключ для актуалистической реконструкции древних зон субдукции.

Субдукция и седиментация. Тектонический рельеф, создаваемый субдукцией, предопределяет закономерное размещение седиментационных бассейнов с характерными формациями. Особого внимания заслуживает специфика накопления осадков в глубоководном желобе, где проходит конвергентная граница литосферных плит и начинается субдукция.

Латеральные ряды седиментационных бассейнов варьируют в зависимости от тектонического типа зоны субдукции. В окраинно-материковой обстановке андского типа, начиная от океана, следуют глубоководный желоб, фронтальный и тыловой бассейны. Для желоба характерны флишоидные отложения, терригенные и туфогенные турбидиты. Слагающий их материал поступает с континентального склона и нередко содержит продукты размыва гранитно-метаморфического фундамента. Характерен продольный перенос вдоль желоба на большие расстояния. Фронтальный и тыловой бассейны (прогибы) служат местом накопления континентальных и мелководно-морских толщ молассового облика мощностью до нескольких километров. При этом фронтальный бассейн, размещаясь между береговым (невулканическим) и главным (вулканическим) хребтами, заполняется асимметрично: с одной стороны обломочным материалом, с другой - как обломочным, так и вулканогенным. В тыловой бассейн, который по своему положению является предгорным, передовым прогибом, также поступают продукты разрушения главного хребта и его вулканический материал. Туда же идет снос с внутриконтинентальных поднятий кратона.

В обстановке островных дуг латеральный ряд бассейнов и их заполнение видоизменяются. Флишоидные отложения глубоководного желоба содержат здесь меньше терригенного материала. Перед энсиматическими дугами появляются продукты разрушения габброидов, ультрабазитов и других пород океанской литосферы, если они выступают на островодужном склоне желоба. В качестве фронтального в островных дугах формируется преддуговой бассейн , который заполняется морскими, в том числе флишоидными, туфогенно-осадочными отложениями большой мощности. В качестве тылового развивается глубокий задуговой или междуговой бассейн, где на утоненном континентальном основании или на новообразованной океанской коре накапливаются мощные морские отложения, в том числе флишоидные. Таким образом, молассоидные мелководно-морские и континентальные формации окраинно-материковых систем сменяются в островодужных системах более глубоководными, преимущественно флишоидными. И для одних и для других характерно наличие вулканогенного материала, состав которого зависит от тектонического типа зоны субдукции, что будет рассмотрено ниже - в разделе о магматизме.

Уникальна тектоническая обстановка накопления осадков в глубоководном желобе. Независимо от длительности существования зоны субдукции в нем находятся лишь очень молодые, плейстоценовые и голоценовые отложения, мощность которых обычно не превышает нескольких сотен метров. В этом отношении они контрастируют с осадочным заполнением соседних прогибов континентальной окраины или островной дуги, где и возрастной диапазон, и мощности гораздо больше. Залегая почти горизонтально, осадки глубоководного желоба прислоняются к его океанскому борту, а на континентальной (или островодужной) его стороне соотношения зависят от тектонического режима субдукции. В одних случаях, как, например, в Центральноамериканском желобе у берегов Гватемалы, они пододвигаются под висячее крыло и вовлекаются в субдукцию, почти не испытывая деформаций. В других случаях, напротив, близ конвергентной границы осадки глубоководного желоба приобретают все более сложную структуру (в конечном результате - складчатую изоклинально-чешуйчато), причленяясь к так называемому аккреционному клину (см. рис. 6.23). Таковы соотношения на северном отрезке того же Центральноамериканского желоба у берегов Мексики.

Таким образом, специфика накопления осадков в глубоководном желобе в любом случае состоит в том, что находящийся в движении, субдуцирующий под континентальную окраину (или островную дугу) коровый субстрат, подобно ленте транспортера, удаляет поступающий в желоб осадочный материал, освобождая место для всё более молодых осадков. Эти соотношения весьма выразительны в Японском желобе у берегов Хонсю, где они картировались с погружаемых аппаратов при исследованиях по программе «Кайко». В частности, там подводно-оползневые массы, поступающие с островодужного склона, вовлекаются в субдукцию и не образуют на дне желоба сколько-нибудь значительных скоплений.

Если в обычных бассейнах седиментации мощность осадков в значительной степени зависит от опусканий дна, то в глубоководных желобах на первое место выступают физико-географические факторы, контролирующие поступление терригенного материала. И этом отношении показателен Чилийско-Перуанский желоб, практически лишенный осадков на отрезке, прилегающем к пустыне Атакама, и постепенно обретающий обычное заполнение к северу и югу, где климат становится гумидным, а снабжение обломочным материалом с континента нормализуется (см. рис. 11.6). Другой яркий пример - желоб Пуэрто-Рико, крайняя южная часть которого перекрыта мощными осадками, поскольку сюда направляются обильные выносы дельты Ориноко. В северном направлении, по мере удаления от этого мощного источника, мощность осадков в желобе убывает.

При обильном поступлении терригенного материала и не самых высоких скоростях субдукции глубоководный желоб заполняется осадками настолько, что теряет батиметрическое выражение и вырисовывается только на геофизических профилях. Таков желоб Пипингтон-Орегон (рядом с Каскадными горами и Ванкувером), где скорость субдукции около 4,5 см/год. Погребены осадками Панамский желоб (и его продолжение у берегов Колумбии), самый южный сегмент Чилийско-Перуанского желоба (к югу от пересечения с Чилийским спрединговым хребтом), желоб Хикуранги у о. Северный Новой Зеландии. Конусы выноса иногда пересекают такой погребенный желоб и выходят в океан.

Субдукция и тектонические деформации. Взаимодействие литосферных плит при субдукции сопровождается тектоническими деформациями, которые особенно выразительны вблизи конвергентной границы, но проявляются и по обе стороны от нее, особенно на висячем крыле. Многие из этих деформаций сейсмогенны (см. выше).

Рис. 6.11. На верхнем профиле - структуры растяжения (сбросы и грабены) на океанском борту Чилийско-Перуанского желоба у северных берегов Чили, 23°15" ю.ш. (по У. Швеллеру и Л. Кульму, 1978). На нижнем сводном профиле - структуры сжатия (надвиги) в океанской литосфере вблизи того же желоба (и под ним?) у берегов Перу, 8-12° ю.ш. (по Д. Хуссонгу и др., 1976)

На субдуцирующей океанской плите чаще всего наблюдаются ступенчатые сбросы и грабены, выражающие растяжение верхов литосферы в связи с ее упругим изгибом перед началом субдукции (рис. 6.11). Они размещаются на океанском борту желоба и реже на обрамляющем его краевом валу. При образовании сбросов может происходить и обновление уже существовавших продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям) разрывов, изначально заложенных в структуру океанской коры при сбросовых смещениях в осевой рифтовой зоне срединно-океанского хребта. Такое обновление заметно на участках, где субдуцирует сравнительно молодая океанская литосфера, прикрытая маломощным осадочным чехлом. Так, при погружении в Центральноамериканский желоб у берегов Гватемалы на плите Кокос, имеющей здесь эоценовый возраст, образуются многочисленные грабены СЗ-ЮВ простирания, ориентированные вдоль линейных магнитных аномалий, но под острым углом к оси желоба. Есть здесь и грабены ромбовидных очертаний, ограниченные двумя системами сбросов: как обновленными разрывами океанской коры, так и новообразованными сбросами, параллельными желобу (рис. 6.12). Подобным образом у беретов Перу на океанском борту глубоководного желоба активизируется разрывная структура плиты Наска.

Рис. 6.12. Центральноамериканский глубоководный желоб:
I - обновление продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям) разрывов океанской коры эоценового возраста при изгибе, растяжении и образовании грабенов на краю желоба у берегов Гватемалы. По Ж. Обуэну и др. (1981).
II - просвечивание линейных магнитных аномалий субдуцирующей океанской коры миоценового возраста из-под аккреционного комплекса на континентальном борту желоба у берегов Мексики. По Д. Каригу и др., (1978).
1 - главный сместитель зоны субдукции; 2 - сбросы; 3 - осадки глубоководного желоба; 4 - рельеф континентального склона в горизонталях (м); 5 - линейные магнитные аномалии океанской коры; 6 - простирание этих аномалий; 7 - магнитные аномалии континентальной коры; 8 - аккреционный комплекс; 7 - его внутренняя граница; 10 - континентальная кора в акватории; 11 - то же на суше

В ходе субдукции грабены, образовавшиеся на океанском борту желоба, перемещаются в его осевую часть, где заполняются турбидитами. Некоторые грабены затем уходят в зону субдукции, скользя под ее главным сместителем вместе с находящимися в них осадками.

Гораздо более крупные разрывные смещения - взбросы, переходящие в надвиги, - обнаружены сейсмическими методами в океане на удалении в первые сотни километров от оси желоба. Они направлены от конвергентной границы и, по-видимому, формируются у тех ее отрезков, где высоки силы сцепления и в субдуцирующей плите создаются большие сжимающие напряжения. Происходят скол и сдваивание стратифицированных верхов литосферы по надвигу (см. рис. 6.11).

Под плоским днищем осевой части глубоководного желоба свежие осадки, главным образом турбидиты, обычно сохраняют ненарушенное, почти горизонтальное залегание, несмотря на близость активной конвергентной границы. Это объясняют неспособностью пластичных отложении передавать по латерали сжимающие напряжения со стороны висячего крыла зоны субдукции. Между тем рядом, непосредственно в основании континентального (или островодужного) склона, под «бульдозерным» воздействием этого висячего крыла осадки желоба сминаются в сжатые опрокинутые складки вплоть до появления разрывов, формирования изоклинально-чешуйчатой структуры и тектонических меланжей. В других желобах, где аккреции нет и, как мы уже отмечали, происходит пододвигание недеформированных осадков под висячее крыло, отсутствует и сам источник сжимающих напряжений.

Если субдукция не сопровождается образованием аккреционного клина с его сложной деформационной структурой, то вблизи главного сместителя в висячем крыле появляются многочисленные разрывы со взбросовым или сбросовым смещением.

Сложное поле напряжений в обширной области над зоной субдукции реализуется главным образом относительно простыми изгибами земной коры и осложняющими их крутыми разрывами. В островных дугах наряду с продольными взбросами и сбросами развиваются многочисленные поперечные разрывы, в том числе сдвиги, выражающие дробную сегментацию висячего крыла зоны субдукции. На активных окраинах андского типа рядом со структурами растяжения (в Андах это грабены по обе стороны береговых хребтов и в своде горного сооружения на Альтиплано) нередко формируются структуры сжатия, приуроченные к зоне взбросов, надвигов и изоклинальной складчатости, протянувшейся в тылу горного сооружения. Перемещения направлены в глубь континента - в пределы передового прогиба, молассовое заполнение которого тоже вовлекается в складчатость. Такие системы интенсивных и сложных деформаций маркируют выход зоны А-субдукции, сопряженной на глубине с главной зоной субдукции.

Субдукция и магматизм. Магматизм - одно из наиболее ярких проявлений глубинных процессов в зонах субдукции. По мере изучения современного вулканизма островных дуг и активных континентальных окраин выясняются все новые закономерности в зависимости от строения и развития той или иной зоны субдукции. Именно поэтому магматические комплексы древних зон субдукции наиболее информативны при палеотектонических реконструкциях. Вместе с тем на многих отрезках активных зон субдукции в настоящее время нет вулканизма. Выявление тектонических причин прекращения вулканизма на этих отрезках позволяет интерпретировать для палеореконструкций и такую авулканическую субдукцию.

Еще в 50-х годах Г. Штилле связал вулканизм «андезитового кольца» Тихого океана с плавлением океанской коры при ее пододвигании в мантию. С появлением представлений о литосферной субдукции Э. Оксбург, Д. Таркот, У. Гамильтон интерпретировали магматизм островных дуг и активных континентальных окраин как одно из ее проявлений. По сравнению с магматическими комплексами зон рифтогенеза субдукционные намного разнообразнее, особенности их строения и состава зависят от сочетания гораздо большего числа условий, что усложняет выявление закономерных связей магматизма и геодинамики зон субдукции.

Размещение вулканических поясов относительно зон субдукции. Пространственная взаимосвязь мощных поясов современного вулканизма с глубоководными желобами, зонами Беньофа и другими проявлениями субдукции вполне отчетлива, так что традиционное представление об «огненном», или «андезитовом», кольце Тихого океана обрело новый смысл.

Еще К. Вадати, впервые обнаружив сейсмофокальную зону, обратил внимание на то, что цепи активных вулканов Японии размещаются над ее среднеглубинной частью. В дальнейшем стало ясно, что это закономерность, которая прослеживается во всех зонах субдукции. Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 80 до 350 км, но максимум магматической активности наблюдается над интервалом 100-200 км. В соответствии с этим выдерживается и размещение вулканических поясов по отношению к смежным глубоководным желобам, маркирующим выход зоны Беньофа на поверхность: удаленность вулканов от желоба находится в обратной зависимости от наклона зоны. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм, такая закономерность выдерживается глобально. Линию, ограничивающую вулканический пояс со стороны желоба А. Сугимура назвал вулканическим фронтом (см. рис. 6.10). Расстояние от края глубоководного желоба (arc-trench gap, по V. Дикинсону) варьирует от 50 до 300 км, чаще всего это 200 км. С противоположной стороны граница вулканических зон не столь резкая, она удалена от желоба на расстояние до 400 км, а местами, как, например, в Центральных Андах, - до 500 км и более. Ширина субдукционных вулканических поясов от первых десятков километров до 175- 200 км, местами даже несколько больше.

Глубинные корни вулканических поясов над зонами субдукции. Судя по столь отчетливой пространственной корреляции, вулканизм островных дуг и континентальных окраин инициируется а уходящих на глубину зонах субдукции. О том же свидетельствуют и разнообразные геофизические данные. Как показали В. Хануш и И. Ванек, под активными сегментами вулканических поясов наблюдается асейсмичный пробел в зонах Беньофа (рис. 6.13), в то время как под вулканически пассивными сегментами такого пробела нет. Поскольку на соответствующих глубинах субдуцирующая плита движется среди астеносферного вещества, сейсмические очаги находятся внутри нее. Поэтому асейсмичный пробел под вулканами скорее всего означает снижение упругих свойств погружающейся литосферы вследствие разогрева или даже частичного плавления.

Таким образом, асейсмичный пробел маркирует магмогенерирующий отрезок зоны субдукции. Его понимают как область, где процессы магмогенеза только начинаются, чтобы продолжиться над субдуцирующей плитой, вплоть до близповерхностных магматических камер в фундаменте вулканов. Глубинность магмогенерирующего отрезка, судя по данным сейсмологии, варьирует не только от одной зоны субдукции к другой, но и по простиранию зоны, от сегмента к сегменту. От нее зависит состав вулканического материала, поступающего на поверхность. По мере развития зоны субдукции магмогенерирующий отрезок, зародившись на глубине нескольких десятков километров, постепенно мигрирует по падению зоны до глубин в первые сотни километров. Там в дальнейшем возможны его смещения вверх и вниз.

Рис. 6.13. Асейсмичные пробелы в зоне Беньофа под современными вулканами Андской активной окраины.
I-VI - профили на отрезке 21-24° ю. ш., по В. Ханушу и И. Ванеку (1978). Стрелкой обозначен глубоководный желоб, вертикальным штрихом - проекция активных вулканов на асейсмичный пробел. Внизу - схема магмообразования под Курильской островной дугой, по Г. П. Авдейко (1993), упрощена.
1 - континентальная литосфера; 2 - субдуцирующая океанская литосфера; 3 - отделение флюидов; 4 - частичное плавление и подъем магмы в астеносфере мантийного клина; 5 - подводящие каналы и промежуточные магматические очаги в литосфере; 6 - изотермы, град

В Центральных Андах, где на океанскую плиту по пологой поверхности надвигается мощная континентальная литосфера, магмогенез и вулканизм, согласно И. Саксу, развиваются только при наличии апофизы астеносферного вещества между контактирующими плитами. На соседних сегментах, где нет такой апофизы, нет и вулканизма.

Структурная связь магмогенерирующего отрезка зоны субдукции с наблюдаемыми на поверхности вулканическими постройками Структурная связь магмогенерирующего отрезка зоны субдукции с наблюдаемыми на поверхности вулканическими постройками иногда трассируется сейсмическими явлениями, которые предшествуют очередной вспышке вулканизма. Непосредственно над зоной Беньофа появляются слабые сейсмические очаги, которые затем в течение нескольких месяцев образуются все выше и приближаются к вулканической постройке перед началом извержений. Такую последовательность установили К. Бло и Р. Приам для Новогебридской и Зондской зон субдукции, сходные наблюдения велись и для некоторых других зон. Природа этих сейсмических явлений неясна, их, по-видимому, нельзя рассматривать как след продвижения уже сформировавшегося магматического расплава, поскольку по геофизическим данным скопления магмы находятся выше. Более вероятно, что такие землетрясения намечают ослабленные зоны, контролирующие подъем флюидов или наиболее глубинных продуктов парциального плавления, а вместе с ними и приток тепловой энергии для магмообразования на более высоких уровнях. Активизация такой зоны, получившая импульс на глубине, продвигается вверх, где способствует разгрузке магматических флюидов и выражается вулканическими извержениями.

Появляется все больше наблюдений о тектономагматических условиях в этой области, соединяющей глубинную зону субдукции с вулканами на поверхности. Значительные объемы в ее нижней части отличаются от окружающих пород пониженными скоростями и сильным затуханием упругих волн. Метод обменных волн характеризует их как область «отсутствия обменов», т.е. повышенной однородности среды. В частности, под вулканами о. Кунашир (Курильская гряда) Т. К. Злобин проследил такие области начиная от глубин 120-100 км. Сейсмология фиксирует те же объемы пород как «области сейсмического молчания», окруженные «сейсмоактивной рубашкой» слабых вулканических землетрясений. С.А. Федотов и А.И. Фарберов описали подобную область (до 40 км в поперечнике) под Авачинской группой вулканов на Камчатке. Указанные отклонения физических характеристик согласуются с представлением петрологов о том, что в породах мантийного клина (над магмогенерирующим отрезком зоны субдукции) происходит частичное плавление, отжим жидкой фазы из межзернового пространства и ее перемещение вверх.

На глубине 60-30 км появляются линзовидные магматические очаги, происходят обособление и накопление расплава, что создает новые возможности его эволюции. Такие очаги, экранирующие прохождение поперечных волн, обнаружены методом сейсмического просвечивания под Ключевской и Авачинской вулканическими группами на Камчатке. Очаги меньших размеров размещаются выше - это промежуточные очаги (например, очаг на глубине 10-8 км под вулканом Менделеева на о. Кунашир) и близповерхностные очаги, находящиеся непосредственно в фундаменте вулканических построек, где завершаются становление и фракционирование магматических расплавов. Эти близповерхностные камеры хорошо известны как по данным сейсмической томографии, так и по результатам гравиметрии и магнитометрии. Все эти методы дали близкий результат при оконтуривании очага под Авачинским вулканом, где он находится на глубине 2-5 км.

Таким образом, в островных дугах и на активных континентальных окраинах прослеживается непрерывная связь между действующими вулканами и уходящей под них сейсмофокальной зоной Беньофа. Последняя маркирует субдукцию до тех пор, пока литосфера, погружаясь в область все более высоких температур, не теряет упругие свойства, необходимые для образования в ней сейсмических очагов. Глубина, до которой субдукция проявляет себя сейсмичностью, зависит, как уже отмечалось, от возраста погружающейся океанской литосферы (т.е. от ее толщины и температуры). Это объясняет соотношения, наблюдаемые там, где гона субдукции находится вблизи оси спрединга и поэтому поглощает еще совсем молодую, тонкую и относительно высокотемпературную литосферу.

Субдуцирующая плита с такими характеристиками перестает генерировать сейсмические очаги уже на глубине 100-150 км (а иногда и несколько десятков километров), она достигает глубин магмогенеза в асейсмичном режиме. Развивается субдукционный вулканический пояс, под которым нет зоны Беньофа. Так, на мексиканском отрезке Центральноамериканской зоны субдукции, где погружается литосфера с возрастом 8-20 млн. лет (при скорости около 7 см/год), сейсмофокальная зона теряется в нескольких десятках километров от Трансмексиканского вулканического пояса. Еще ближе к оси спрединга (к хребтам Горда и Хуан-де-Фука) находится субдукционная окраина у Каскадных гор, поэтому там погружается литосфера с возрастом 2-8 млн. лет (при скорости около 3,5 см/год), зона Беньофа почти не выражена и субдукция под вулканической цепью также происходит асейсмично. В сходных условиях проявляется вулканизм в той части Андского пояса (40-43° ю. ш.), где к континентальной окраине приближается Чилийский спрединговый хребет и субдуцирует молодой (миоцен-квартер) южный край плиты Наска.

Специфика состава магм над зонами субдукции. В формировании магм, питающих субдукционный вулканизм, участвует вещество, которое отделяется от погружающейся океанской литосферы, от пород находящегося над ней астеносферного клина, а также от мантийных и коровых пород литосферы висячего крыла, которая служит фундаментом вулканического пояса. Важной специфической чертой магмообразования при субдукции считают перемещение вещества океанской коры, в том числе ее осадочного чехла, глубоко в мантию, что придает соответствующие геохимические особенности мантийным магмам. Кроме того, большое количество воды, которое привносится при этом, коренным образом меняет условия частичного плавления перидотитов над зоной субдукции. Судя по лабораторным экспериментам, из «обводненной» мантии возможно прямое отделение не только базальтового, по и андезитового расплавов. Несмотря на разнообразие субдукционных вулканитов, среди которых представлен широкий спектр пород толеитовой, известково-щелочной и шошонитовой серий, их геохимическая специфика во многих случаях позволяет отличить эти породы от сходных вулканитов иного происхождения (рис. 6.14).

Рис. 6.14. I, II - геохимические особенности известково-щелочных базальтов островных дуг (CAB) в сравнении с базальтами срединно-океанских хребтов (MORB); III - редкоземельные спектры толеитовых (IAT) и известково-щелочных (CAB) базальтов островных луг; IV - субдукционное обогащение некоторых мантийных источников магмы бериллием атмосферного происхождения (Ц - вулканиты Центральной Америки; П - Перу; А - Алеутской дуги; Я - Японской дуги; М - Марианской, Новобританской, Зондской и Малоантильской дуг; MORB, OIB - базальты срединно-океанских хребтов и океанских островов). По М. Уилсон (1989)

Выразительны и изотопные характеристики вулканитов зон субдукции. Нормальная для других геодинамических обстановок комплементарность «мер изотопного состава» Nd и Sr здесь нарушается, как полагают, за счет привноса стронция морской воды имеете с океанской корой. Вулканитам зон субдукции свойственны значения Nd около +8.

В тех зонах субдукции, где динамика взаимодействия литосферных плит благоприятна для поглощения свежих, еще не литифицированных океанских осадков, они могут быть затянуты до глубин магмообразования. Это показали исследования изотопа Bе, которые в 80-х годах начал Ф.Тера. 10 Ве образуется в атмосфере при воздействии космических лучей на кислород и азот, оттуда он попадает в океанские осадки, а с ними - в зону субдукции. В лавах Центральноамериканской, Алеутской и ряда других зон субдукции содержания этого изотопа оказались во много раз выше фоновых (см. рис. 6.14). Сравнительно короткий период полураспада 10 Ве (около 1,5 млн. лет) указывает на его поступление в глубинную область магмогенеза именно со свежими океанскими осадками. Вместе с тем длительность существования изотопа достаточна для перемещения на нужную глубину, что требует нескольких миллионов лет. Первичная (субдукционная) природа контаминации расплава изотопом 10 Ве проверяется составлением его содержаний в темноцветных минералах, плагиоклазе и стекловатом матриксе вулканической породы, так как более поздний привнос в близповерхностных условиях нарушил бы наблюдаемую корреляцию содержаний, соответствующую кристаллизации в замкнутой системе.

Состав вулканитов и глубина залегания зоны Беньофа. Сложный многоступенчатый процесс формирования магматических расплавов над зонами субдукции берет начало в погружающейся литосфере и зависит от глубины нахождения этой литосферы под вулканом. Поэтому наклон зоны субдукции предопределяет асимметрию формирующегося над ней вулканического пояса, его поперечную (латеральную) геохимическую зональность, полярность, наличие которой давно уже было замечено в островных дугах, и в Андах. В 60-х годах А. Сугимура и X. Куно показали, что по мере удаления от глубоководного желоба, т.е. по падению зоны Беньофа, нарастают содержания К, Rb, Sr, Ва и других литофильных элементов с большими ионными радиусами. Соответственно нарастают отношения калия к натрию, легких редкоземельных элементов к тяжелым. В том же направлении убывает отношение железа к магнию, нормативная насыщенность пород кремнезёмом. В полном виде эта латеральная зональность выражается фациальным замещением одних вулканических серий другими вкрест простирания пояса. Согласно схеме X. Куно, уточненной П.Якешем, А.Уайтом и Дж.Гиллом, в направлении от желоба толеитовая серия (толеитовый базальт - железистый дацит) сменяется известково-щелочной (высокоглиноземистый базальт - риолит), а затем, в тылу вулканического пояса, - шошонитовой (шошонитовый базальт - трахит).

Зависимость между содержанием в лавах калия и глубиной залегания под вулканом зоны Беньофа исследовали У. Дикинсон и Т Хазертон. Данные по большинству современных зон субдукции они суммировали на диаграммах, построенных для определенных содержаний кремнекислоты, а именно для 55; 57,5; 60%, что отражает относительно широкое распространение в субдукционных поясах андезитовых пород (рис. 6.15). В последующие десятилетия эти диаграммы нашли широкое применение при реконструкции зон Беньофа в древних субдукционных поясах по составу вулканитов.

Рис. 6.15. Зависимость состава лав от глубины до зоны Беньофа и от природы корового фундамента под вулканами современных зон субдукции.
I - нарастание содержаний K 2 О (при 60% SiO 2) с увеличением глубины h, по Т. Хазертону и У. Дикинсону (1969); II - нарастание отношения легких редкоземельных элементов к тяжелым с удалением от вулканического фронта, Японская островная дуга, по А. Ю. Антонову и др. (1987); III - изотопные отношения стронция в андезитах внутриокеанских островных дуг (А) и Андской активной континентальной окраины (Б), по С. Малфи и Т. Петерсену (1981); IV - значения меры изотопного состава неодима в породах энсиматических (А) и энсиалических (Б) субдукционных вулканических поясов, по С Нохда (1984)

Латеральная геохимическая зональность над зонами субдукции отчетливо проявляется и в размещении связанного с магматизмом оруденения. В частности, на центральном отрезке Андской активной окраины, согласно Р. Силлитое (1976), преимущественно медное оруденение сменяется по падению зоны Беньофа полиметаллическим (главным образом свинцово-цинковым, со значительным количеством серебра), далее следуют месторождения олова и вольфрама. Замечена и более дробная связь оруденения с зональностью субдукционных вулканоплутонических поясов и латеральной миграцией.

Состав вулканитов и строение висячего крыла зоны субдукции. Состав вулканитов над современными зонами субдукции зависит также от строения и мощности земной коры в их висячем крыле, где в фундаменте вулканического пояса завершается формирование магматических расплавов. Наибольшие различия наблюдаются между энсиалическими (японского типа) островными дугами и континентальными окраинами, с одной стороны, и энсиматическими (марианского типа) островными дугами - с другой. В первом случае происходит не только контаминация глубинных, преимущственнo базальтовых расплавов веществом сиалической коры, поступление последней с образованием дополнительных внутрикоровых очагов, питающих риолитовые, в том числе игнимбритовые, извержения. Контаминация наглядно проявляется увеличением содержания «легких» литофильных элементов (К, Rb, Sr) в прямой зависимости от мощности континентальной коры, ростом отношения 87 Sr/ 86 Sr (до 705-707×10 -3), 207 РЬ/ 204 Рb; 18 О/ 16 О и снижением C Nd до -5 и даже -10 (см. рис. 6.15).

Влияние корового субстрата - одна из причин петрологического различия вулканических поясов, формирующихся над зонами субдукции разного типа. Как показал А. Миясиро, в энсиматических островных дугах представлены породы толеитовой и известково-щелочной серий, с преобладанием толеитовой (до 90% в Марианской дуге и почти 100% в дуге Тонга). В энсиалических островных дугах к ним прибавляется шошонитовая серия, преобладает известково-щелочная. При этом в соответствии с латеральной геохимической зональностью островной дуги вулканические серии образуют фациальный ряд. Наконец, на активных континентальных окраинах из латерального ряда выпадает толеитовая серия, среди оставшихся и здесь господствует известково-щелочная. Поскольку в толеитовых сериях преобладают их базальтовые члены, а в известково-щелочных - андезитовые, в Тихоокеанском кольце представлены как преимущественно базальтовые, так и преимущественно андезитовые вулканические пояса.

Состав вулканитов и скорость субдукции. По сравнению с зонами спрединга в зонах субдукции зависимость состава вулканитов от скорости относительного движения плит выражена гораздо менее отчетливо, она завуалирована воздействием других факторов, иногда даже более значимых. Исследуя эту зависимость, Р. Сутисаки пришел к выводу, что с увеличением скорости конвергенции становится все больше базальтов и меньше андезитов, н тех и других снижается содержание щелочей, а также, как покмзал А. Миясиро, возрастает отношение железа к магнию. К близким выводам пришел А.А. Цветков, который к тому же связал наблюдающиеся различия с эволюцией островных дуг, полагая, что от «юных» дуг к «развитым» и «зрелым» скорости конвергенции снижаются. Отметим, однако, что дуги, принятые при этом в качестве зрелых (Японская, Новозеландская, Зондская и др.), скорее представляют собой изначально энсиалические структуры, заложившиеся на коре континентального типа. Скорости конвергенции в них широко варьируют (от 2,1 до 9,9 см/год; см. табл. 6.1) и определяются в первую очередь параметрами движения крупных литосферных плит, не зависящими от возраста того или иного отрезка субдукционной границы.

Таким образом, соотношения сложны. Различия корового субстрата над зонами субдукции, по-видимому, оказывают на состав вулканитов большее воздействие, чем вариации скоростей. Свидетельством служит сходство продуктов вулканизма энсиалических островных дуг и окраинно-материковых поясов даже при разнообразии скоростей конвергенции. При палеореконструкциях это затрудняет определение скорости субдукции по петрохимическим данным. Как показал С. Кейт (1982), полуколичественная оценка может быть получена также исходя из корреляционной зависимости между этой скоростью и углом наклона зоны Беньофа (Рис. 6.9), который восстанавливается по составу вулканитов.

Состав вулканитов и эволюция зоны субдукции. Вариации состава вулканитов, обусловленные непостоянством конвергентного взаимодействия в зоне субдукции, накладываются на длительные направленные изменения, происходящие от момента зарождения вулканического пояса ко все более зрелым фазам его развития. Особенности состава современных вулканитов соотносятся, таким образом, с определенной фазой эволюции, которую проходит в настоящее время та или иная зона субдукции.

Общая тенденция состоит в нарастании щелочности вулканитов, в убывании роли базальтов, увеличении количества андезитовых и дацит-риолитовых пород. Это объясняют тем, что на начальной фазе субдукции магмогенез вероятен уже на глубине 50-75 км, а затем, по мере погружения литосферы, геоизотермы смещаются вниз, магмогенерирующий отрезок зоны субдукции мигрирует по ее падению. Соответственно увеличиваются глубинность и щелочность исходных выплавок. Одновременно наращивается мощность коры, что повышает роль внутрикоровых процессов в формировании магм, долю вулканитов среднего и кислого состава.

В зависимости от того, идет ли субдукция под океанскую или под континентальную кору, а также от мощности последней формируются разные эволюционные ряды вулканитов. В энсиматических островных дугах ряд начинают толеитовые базальты, а также бониниты, для которых характерна высокая материальность при низкой титанистости. На примере дуги Фиджи Дж. Гилл показал, что от этих пород эволюция ведет к известково-щелочному и субщелочному шошонитовому магматизму. В Марианской дуге представлены две первые стадии: толеитовая и известково-щелочная. В дугах Тонга - Кермадек и Скотия подобный ряд находится все еще на стадии толеитового вулканизма, хотя уже появилось небольшое количество известково-щелочных пород. В вулканических поясах на континентальной коре, как это отмечают Т.И. Фролова и А.А. Цветков, ранние, толеитовые члены эволюционного ряда редуцированы или полностью отсутствуют, господствуют андезиты и более кислые породы известковощелочной серии с отчетливыми геохимическими признаками участия сиалической коры в их формировании. Более поздние члены ряда имеют субщелочной, а затем и щелочной состав.

Латеральная миграция вулканизма. Активный вулканизм над современными зонами субдукции обычно лишь продолжает длительное развитие того или иного вулканоплутонического пояса, образовавшегося в мезозое-кайнозое вслед за заложением самой зоны субдукции. Относительное размещение разновозрастных вулканитов в пределах такого пояса, как правило, указывает на смещение магматической оси от глубоководного желоба или в обратном направлении: латеральная миграция - характерная черта развития вулканизма над зонами субдукции. П. Коней и С Рейнольдс (1977) интерпретировали ее как свидетельство изменени

…бта Горда и Калифорнийского залива. На канадском отрезке границей тех же двух плит служит разлом Королевы Шарлотты - трансформная система типа «хре­бет - дуга». Алеутская зона субдукции демонстрирует другой случай, когда определяющую роль играет кривизна дуги в сочета­нии с направлением субдукции: вдоль дуги с востока на запад субдукция становится все более косоориентированной и, наконец, у Командорских островов переходит в трансформное смещение

27. Глубинное строение зон субдукции.

Субдукция - процесс, при котором на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская ли­тосфера или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а за­тем погружается в мантию.

К кон­цу 50-х гг. Г. Штилле высказал мысль, что образование глубоководных желобов, сопутствующих им отрицательных гравианомалий и уходящих в мантию сейсмофокальных зон сопряжено с наклонным пододвигани-ем океанской земной коры; на определенной глубине она подвергается плавлению, порождая вулканические цепи, протянувшиеся параллельно желобу.

По характеру взаимодействующих участков литосферы зоны субдук­ции делятся на 2 типа: окраинно-материковые зонами (андского, зондского и японского типа) и океанские зоны (марианского типа). Первые формируются там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, вторые - при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон раз­нообразны. Для наиболее протяженной из них Андской (около 8 тыс. км) характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообра­зование на континентальном крыле.

Зондскую дугу отлича­ет отсутствие таких напряжений, что делает возможным утонение кон­тинентальной коры, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана; под нее субдуцирует более древняя океанская литосфера, уходящая на глубину под более крутым углом.

Разновидностью окраинно-материковых можно считать и зоны суб­дукции японского типа, представление о которых дает пересечение, про­ходящее через Японский желоб - Хонсю - Японское море. Характерно наличие краевого морского бассейна с участками новообра­зованной коры океанского или субокеанского типа. Геолого-геофизиче­ские и палеомагнитные данные позволяют проследить раскрытие краево­го Японского моря по мере того, как от азиатской окраины отчленялась полоса континентальной литосферы. Постепенно изгибаясь, она пре­вратилась в Японскую островную дугу.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа бо­лее древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую, на краю которой образуется островная дуга. Пример: система южных Антил.

28. Кинематика субдукции, главные варианты. (вроде похоже на закономерности размещения)

Основа – горизонтальное скольжение 2 литосферных плит, а также гравитационное опускание одной при отрицательной плавучести на астеносфере.

Три главных вектора движении: направленные горизонтально векторы скольжения (2) и направленный вниз вектор гравитационного опускания.

Согласно расчетам океаническая кора теряет свою + плавучесть при возрасте 10 млн л – нарастает плотность относительно подстилающей астеносферы.

Противоположному, наступательному смещению шарнира субдуцирующей плиты, препядствует погруженная часть плиты, заякоренная в мантии.

Векторы горизонтального движения литосферных плит могут быть ориентированны как под прямым, так и под острым углом к желобу. При косоориентированной субдукции вдоль границы развиваются продольные сдвиги -Зондская дуга

При высоких скоростях движения верхней плиты+ место где субдуцирует относительно легкая или утолщенная океаническая литосфера, верняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает ее. Образуется очень пологая приповерхностная часть зоны Беньофа, характерно выраженная под центральным отрезком Анд.

Правило ортогональности субдукцйи, его объяснение и использование.

Конвергенция литосферных плит при субдукции происходит в направлении, секущем простирание желова под небольщим углом. (<60 в 80% случаев)

Фригкционное сопротивление субдукции минимально при относительном угле 90 и нарастает по мере уменьшения угла до 45, в этом усматривают динамическое обоснование ортогональности.

В течении палеогена субдуция плиты Фаральон происходила под все более острыми углами к Кордильерам и Андской континентальным окраинам – обособление плит Хуан-де-Фука, Кокос, Наска – которые вледствии субдуцируют почти ортогонально.

Если внешние воздействие резко меняет направление, то происходит отмирание преждней субдукции и заложении новой благодаря ориентированному транформному разлому.

Правило используется при палеотектонических реконструкциях для решения обратной задачи: по простиранию древней зоны субдукции определяют наиболее вероятное направление сближения литосферных плит.

29. Сейсмофокальные зоны беньофа. Их глубинность, профили, строения, напряжения в очагах.

Яркое проявление современной субдукции - сейсмофокальные зоны - совокупность сейсмических очагов, наклонно уходящих на глубину. Сейсмические очаги приуро­чены к субдуцирующему литосферному слэбу и вместе с ним проника­ют в астеносферу, иногда полностью пересекая ее. В 1949-1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологического института обобщающие работы о сейсмофокальных зонах. Поэтому их назвали в его честь.

Глубинность зон Беньофа. Сравнивая размещение очагов землетря­сений с результатами сейсмической томографии для той же зоны суб­дукции, можно убедиться, что погружение литосферы сначала, до какой-то определенной глубины, порождает очаги упругих колебаний, а далее продолжается как асейсмичный процесс. Это определяется снижением упругих свойств субдуцирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит глав­ным образом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась.

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа - скорость субдукции. При высоких скоростях (9-10,5 см/год) даже литосфера с возрастом 80-40 млн лет сохраняет свои упругие свойства до глубин около 600 км.

Пример: глубинность одной из наиболее про­тяженных сейсмофокальных зон, Андской, убывает от 600 км в ее цен­тральной части до 150-100 км на флангах. Изменения происходят дис­кретно в соответствии с сегментацией этой зоны субдукции.

Вертикальное распределение сейсмических очагов в зонах Беньофа крайне неравномерно. Их количество максимально в верхах зоны, убы­вает по экспоненте до глубин 250-300 км, а затем возрастает, давая пик в интервале от 450 до 600 км.

Направление наклона зон Беньофа. Следуя за слабом, все зоны Беньофа ориентированы наклонно. В окраинно-материковых системах, в том числе и в сложно построенных системах японского типа, слэб всегда погружается в сторону континента, поскольку субдуцирует имен­но океанская литосфера. Здесь при конвергентном взаимодействии двух плит океанской литосферы погружается та, которая древнее, а следо­вательно, толще и тяжелее. Соответствующая зона Беньофа наклонена, таким образом, под более молодую океанскую литосферу, где бы она ни находилась.

Профиль зон Беньофа. Наклон каждой сейсмофокалькой зоны меня­ется с глубиной в соответствии с конфигурацией слэба, прослеживаемо­го сейсмической томографией. Небольшие углы наклона у поверхности (35-10°) с глубиной увеличиваются: сначала очень незначительно, затем обычно следует отчетливый перегиб, за которым возможно и дальнейшее постепенное нарастание наклона, вплоть до почти вертикального. Причиной неравномерного нарастания крутизны уходящего в мантию слэба (и сейсмофокальной зоны) и соответствующих перегибов его профиля считают уплотнение пород субдуцирующей литосферы вследствие фазового перехода минералов.

Распределение зон беньофа.

Близ поверхности - под глубоководным желобом, а нередко и на его океанском обрамлении - очаги размещаются внутри литосферы, главным образом в ее верхах (растяжение).

Ниже, на глубине до 15 км , субдукция может быть асейсмична.

Глубже, где субдуцирующая плита выходит из соприкосновения с висячим литосферным крылом , а затем погружается в астеносферу, все очаги снова находятся внутри слэба.

Наконец, еще глубже зона Беньофа продолжается цепочкой очагов в верхней части литосферы, образующихся при сжатии по наклону слэба.

Сейсмичность над зонами Беньофа определяется главным образом мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и ин­тенсивностью проходящего сквозь нее теплового потока. В островных дугах сейсмичность над зоной Беньофа, начинаясь у же­лоба, прослеживается по латерали на 500 км и более. Это преимущественно малоглубинные очаги.Закономерное распределение сейсмических очагов, японская зона субдукции

30. Глубинное строение зон субдукции по геофизическим данным.

Методы сейсмики, сейсмологии, гравиметрии, магнитометрии, магнитотеллурического зондирования, геотермии, взаимно допол­няя друг друга, дают непосредственную информацию о глубинном состоянии вещества и строении зон субдукции, которые удается проследить с их помощью вплоть до нижней мантии.

Многоканальное сейсмопрофилирование позволяет получить структурные профили зон субдукции до глубин в несколько де­сятков километров при высокой разрешающей способности. На таких профилях бывают различимы главный сместитель зоны субдукции, а также внутреннее строение литосферных плит по обе стороны от этого сместителя.

Методами сейсмической томографии субдуцирующая литосфе­ра прослеживается глубоко в мантию, поскольку эта литосфера отличается от окружающих пород более высокими упругими свой­ствами («сейсмической добротностью») и скоростными характе­ристиками. На профилях видно, как субдуцирующая плита пере­секает главный астеносферный слой. В некоторых зонах, в том числе под Камчаткой, она и дальше следует наклонно, уходя в нижнюю мантию до глубины 1200 км (рис. 6.6). В других зонах» в частности в Идзу-Бонинской, дойдя до поверхности нижней мантии (где вязкость пород на глубине 670 км возрастает в 10- 30раз), литосфера изгибается, а затем следует горизонтальна над этой поверхностью. В целом методами сейсмической томо­графии удалось проследить субдуцировавшую часть океанских литосферных плит длиной до 1800 км, считая от глубоководного» желоба. Исходя из средних скоростей субдукции, это результат конвергентного взаимодействия в течение последних приблизи­тельно 25 млн лет.

Исключительно важную информацию дают сейсмологические наблюдения очагов землетрясений, возникающих в верхней части зон субдукции (на глубине до нескольких сотен километров) и образующих мощные наклонные сейсмофокальные зоны - так на­зываемые зоны Беньофа (см. 6.1.4).

31. Гравиметрические и магнитные аномалии над зонами субдукции, распределение теплового потока.

Гравиметрия: резкие аномалии силы тяжести, вытянутые вдоль зоны субдукции, при ее пересечении сменяются в закономерной последовательности. Перед глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия до 40-60 мГл, приуроченная к краевому валу. Она обусловлена упругим антиклинальным изгибом океанской литосферы у начала зоны субдук­ции. Далее следует интенсивная отрицательная аномалия (120-200, до 300 мГл), которая протягивается над глубоководным желобом, будучи смещена на несколько километров в сторону его островодужного борта. Эта аномалия коррелирует с тектони­ческим рельефом литосферы, а также во многих случаях с наращивани­ем мощности осадочного комплекса. По другую сторону глубоководного желоба над висячим крылом зоны субдукции наблюдается высокая по­ложительная аномалия (100-300 мГл). Сопоставление наблюденных значений силы тяжести с расчетными подтверждает, что этот гравита­ционный максимум может быть обусловлен наклонной субдукцией в астеносферу более плотных пород относительно холодной литосферы. В островодужных системах на продолжении гравитационного профиля обычно следуют небольшие положительные аномалии над бассейном краевого моря.

Геотермические наблюдения обнаруживают снижение теплового по­тока по мере погружения относительно холодной литосферы под остро-водужный (или континентальный) борт глубоководного желоба. Одна­ко дальше, с приближением к поясу активных вулканов, тепловой поток резко возрастает.

Современная субдукция находит выражение и в данных маг­нитометрии. На картах линейных магнитных аномалий бассейн в океанского типа отчетливо различаются их тектонические грани­цы рифтогенной и субдукционной природы. Если по отношению к первым линейные аномалии океанской коры согласны (параллель­ны им), то субдукциоиные границы секущие, они срезают системы аномалий под любым углом в зависимости от конвергентного взаимодействия литосферных плит.

При погружении океанской литосферы в глубоководный желоб интенсивность линейных аномалий нередко снижается в несколько раз, что предположительно объясняют размагничиванием пород в связи с напряжениями изгиба. В других случаях аномалии удает­ся проследить до конвергентной границы и даже дальше. На рис. 6.12 приведена карта магнитного поля одного из отрезков Центральноамериканского желоба (16-17° с. ш.). Линейные ано­малии океанской коры, имеющей здесь миоценовый возраст, вы­тянуты в % направлении ЮВ-СЗ, пересекают ось глубоководного желоба, а дальше прослеживаются под висячим крылом зоны суб­дукции в полосе шириной около 25 км. Уходящая на глубину оке­анская литосфера как бы просвечивает сквозь смятые в складки осадочные комплексы континентальной окраины. Еще дальше, где она погружается под мощную гранитогнейсовую кору, линей­ные аномалии теряются.

32. Магматизм зон субдукции, закономерности его размещения.

Размещение: Пространственная взаимосвязь мощных поясов современного вулканизма с глубоководными желобами, зонами Беньофа и другими проявлениями субдукции вполне отчетлива. На примере вулканов Японии установили, что цепи активных вулканов разме­щаются над среднеглубинной частью сейсмофокальной зоны. В дальнейшем стало ясно, что это закономерность, которая прослеживается во всех зонах субдукции. Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 60 до 350 км, но максимум магматической активности на­блюдается над интервалом 100-200 км. Удаленность вулканов от желоба находится в обратной зависимости от наклона сейсмофокальной зоны. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм, такая закономерность выдерживает­ся глобально. Линияя, ограничивающая вулканический пояс со стороны желоба называется вулканическим фронтом – 120-250 км от глубоководного желоба. С противо­положной стороны граница вулканических поясов не столь резкая. Общая ширина субдукционных вул­канических поясов от нескольких десятков километров до 175-200 км, местами даже несколько больше.

Глубинные корни: Поскольку на соответствующих глубинах слэб движется сре­ди астеносферного вещества и сейсмические очаги находятся внутри него, уменьшение сейсмичности под вулканами скорее всего означает снижение упругих свойств погружающейся литосферы при отделении флюидов или даже частичном плавлении. Этот магмогенерирующий от­резок зоны субдукции - область, где процессы магмогенеза только начинаются, чтобы продолжиться над субдуцирующей плитой в мантийном клине и земной коре вплоть до близповерхностных магмати­ческих камер в фундаменте вулканов. Глубинные корни вулканическо­го пояса, отмеченные снижением скоростных и упругих характеристик пород, отчетливо прослеживаются сейсмической томографией - вплоть до поверхности слэба.

Специфика состава магм над зонами субдукции.

На состав вулканитов влияют:

Латеральная: калий, рубидий стронций вглубину субдукции увеличивается, убывает Fe/Mg

В направлении т жёлоба толеитовая (толеитовый базальт, железистый дацит) сменяется известково щелочной (глинозёмный базальт-риолит), в тылу дуги – шошонитовой (шошонитовый базальт-трахит)

РУДА: Au, Cr, Ni,Cu- Zn? Pb, Mo – под дугой Sn-Wo-U

(наверное, туда же…)47. Специфика состава магм над зонами субдукции.

В формировании магм, питающих субдукцнопный вулканизм, участвует вещество, которое отделяется от погружающейся океанской литосферы, от пород находя­щегося над ней астемосферного клина, а также от мантийных и коровых пород литосферы висячего крыла, которая служит фундаментом вулка­нического пояса. Важной специфической чертой магмообразования при субдукции считают перемещение вещества океанской коры, в том числе ее осадочного чехла, глубоко в маитию, что придает соответствующие гео­химические особенности мантийным магмам. Кроме того, большое коли­чество воды, которое привносится при этом, коренным образом меняет условия частичного плавления перидотитов над зоной субдукции. Судя по лабораторным экспериментам, из «обводненной» мантии возможно прямое отделение не только базальтового, но и андезитового расплавов. Несмотря на разнообразие субдукциониых вулканитов, среди которых представлен широкий спектр пород толеитовой, известково-щелочной и шошонитовой серий, их геохимическая специфика во многих случаях позволяет отличить эти породы от сходных вулканитов иного происхож­дения.

33. Субдукционная аккреция и субдукционная эрозия, их геологическое выражение.

Тектонический эффект взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны различается. В зависимости от этого можно различать режим субдукционной аккреции, режим субдукционной (тектонической) эрозии, а также нейтральный ре­жим.

Существует и другой механизм наращивания островодужной или континентальной окраины. Часть того осадочного материала, который уходит на глубину с океанской плитой, тоже задерживается, отделяясь от нее и подслаиваясь снизу к висячему крылу зоны субдукции Образующаяся при этом чешуйчатая структура с многократным повторением одних и тех же фрагментов стратиграфического разреза была детально изучена в мело­вом аккреционном поясе Симанто (Япония).

Эрозия. Режим субдукционной эрозии выражается срезанием висячего кры­ла под действием пододвигающейся литосферной плиты, уносящей про­дукты разрушения на глубину. Наряду с субдукционной аккрецией это один из двух главных тектонических режимов субдукции.

Важным источником информации служат сейсмические профили. В 1986 была проведена интерпретация соотношений, выявленных профилированием под островодужным склоном Японского желоба. 1й признак эрозии: Здесь современной аккреционной призмы нет. О тектонической эро­зии свидетельствует строение висячего (островодужного) крыла. Это на­клоненная от желоба слоистая серия мелового возраста, которая среза­ется на глубине пологой поверхностью тектонического контакта: эрозия висячего крыла происходит снизу. Следствием такой эрозии считают установленное по колонкам буровых скважин опускание островодужного склона.

При длительном развитии субдукционная эрозия срезает ближай­шие к глубоководному желобу элементы островной дуги или активной окраины континента, при этом от­мирающие вулканические пояса смещаются все ближе к конвергентной границе. 2й

2 механизма эрозии:

Базальная эрозия предполагает механическое воздействие погружа­ющейся плиты на нижнюю поверхность висячего крыла зоны субдук-ции (см. рис. 6.27, А). Происходит эрозия этого крыла снизу, что ведет к уменьшению его толщины и соответствующему опусканию.

Фронтальная эрозия - срезание субдуцирующей плитой переднего края висячего крыла, захват и вовлечение в субдукцию слагающих этот край пород. Она особенно заметна там, где на погружающейся плите при ее изгибе образуется расчлененный тектонический рельеф - система грабенов и горстов.

Нейтральный режим субдукции - режим, при котором субдукция не сопровождается ни аккрецией, ни тектонической эрозией, это редкое явление

34. Выявление и реконструкция древних зон субдукции.

Наличие древних зон субдукции можно определить по наличию аккреционной призмы.

Также зоны субдукции обладают специфическим вулканизмом. Важная черта магмообразования при субдукции - перемещение вещества океанской коры, в том числе ее осадочного чехла, глубоко в мантию, что придает соответствующие гео­химические особенности мантийным магмам. Кроме того, большое коли­чество воды, которое привносится при этом, коренным образом меняет условия частичного плавления перидотитов над зоной субдукции. Судя по лабораторным экспериментам, из «обводненной» мантии возможно прямое отделение не только базальтового, но и андезитового расплавов.

Над зонами субдукции – аномальные афеолиты.

Офиолиты:

Аномальность их над зонами субдукции –

Характерна осадочная формация задуговых бассейнов – с одной стороны вулканический пепел с магматического пояса а с другой – терригенные континентальные осадки с континента. Мощность пелагитовых глин здесь гораздо больше, чем в океане.

Можно оределить направление субдукции по голубосланцевым и зеленосланцевым формациям. Голубосланцевые образуются в условиях более низких температур и высоких давлений.

35. Обдукция океанической литосферы и её предполагаемые механизмы.

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской литосфер на конвергентных границах выражается субдукцией. Только местами и на короткое время появляется такое сочетание тектонических условий, при котором океанская литосфера бывает поднята и надвинута на конти­нентальную окраину. В настоящее время этот процесс, по-видимому, нигде не про­исходит, но сравнительно недавний эпизод (конца миоцена - плиоцена) установлен на сочленении Чилийского спредингового хребта с Андской активной окраиной. К момен­ту надвигания это была сравнительно молодая, средней мощности и еще мало охлажденная литосфера с относительно низкой средней плотнос­тью и поэтому, в соответствии с изостазией, высоким гипсометрическим положением – необходимое условие обдукции.

Обдукция, как правило, сопровождается динамотермальным мета­морфическим воздействием горячих перидотитов, слагающих низы ли-тосферной пластины, на породы автохтона.

Механизмы обдукции:

Обдукция на краю океанского бассейна происходит как у актив­ных, так и у пассивных его окраин. Это модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной. Если хребет про­стирается приблизительно параллельно окраине, то в ходе субдукции континентальная плита перекроет ближайшее его крыло и придет в со­прикосновение с поднятым краем другого крыла, которое в результате может оказаться надвинутым. Пример – поглощение Чилийского спредингового хребта.

Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа. Геологиче­ские условия нахождения многих обдуцированных фрагментов океан­ской литосферы вблизи глубинных офиолитовых швов Средиземно­морско-Гималайского и других складчатых поясов позволяют связать их происхождение с замыканием малых океанских бассейнов, подобных Красному морю. Если раскры­тие таких бассейнов непосредственно сменяется их сжатием, то высокий тепловой поток благоприятствует отслаиванию литосферных пластин. Высокое гипсометрическое положение молодой океан­ской литосферы и погруженные под уровень моря плечи утоненной континентальной коры на краях таких спрединговых бассейнов способ­ствуют обдукции. При полном смыкании континентального обрамления структурный шов воздымается, а на дне смежных эпиконтинентальных бассейнов появляется уклон, обеспечивающий дальнейшее гравитаци­онное перемещение обдуцированных пластин океанской литосферы, со­провождаемое формированием олистостром.

36. Области коллизии континентальной литосферы: рельеф, структура, движения, вулканизм, глубинная характеристика.

Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континенталь­ная литосфера, то относительно легкие сиалические породы не погру­жаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные структуры, утолщение коры и горообразование. При этом может проявиться внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, когда она делится на пластины, испытывающие горизонтальное смещение и дисгармоничные деформации. , на конвергентной границе вместо субдукции развивается коллизия, т. е. столкновение ли-тосферных плит - геодинамический режим, который в настоящее время проявляется главным образом вдоль Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса протяженностью в тысячи километров. Коллизия, связанные с ней движения и деформации максимальны на тех отрезках этого пояса, где южной окраине Евразии противостоят выступы континентальных плит Индостана и Аравии. В этих местах формируются пережимы (скручивания) складчатого пояса.

Грандиозное сооружение Гималаев и Тибета дает представление о бо­лее зрелой и все еще весьма активной фазе коллизионного взаимодей­ствия крупных континентальных единиц. Оно началось в палеогене 50-70 млн лет назад, когда океанская литосфера, отделявшая субкон­тинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субду-цировала. Наклон зоны субдукции предопределил южную вергентность складчатости и надвигов коллизионного этапа. Встречное движение Индостана и Евразии, скорость которого до на­чала коллизии достигала 15-20 см/год, продолжалось и в дальнейшем. Сначала (до олигоцена) оно про­исходило со скоростью около 10 см/год, позже - 5 см/год и менее, а сум­марное сближение после начала коллизии превышает 2000 км.

Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощ­ных моласс в передовых и межгорных прогибах.

Продольное перемещение горных масс коллизионного пояса. При конвергенции неоднородных по своему строению литосферных плит, со­стоящих из континентальных и океанских частей, а также там, где конти­нентальная окраина взаимодействует с несколькими разными плитами и микроплитами, наблюдаются переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции или наоборот. Примером может служить рассмотрен­ное выше продолжение Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Свойственный Среди­земноморско-Гималайскому поясу сложный структурный рисунок объясняют неправильными очертаниями и взаимным геометрическим несоответствием формиру­ющих этот пояс континентальных окраин: Евразийской, с одной сторо­ны, Африкано-Аравийской и Индостанской - с другой.

Наиболее выразительны соотношения на сочленении коллизионного Анатолийско-Кавказского и субдукционного Эгейско-Кипрского сег­ментов, поскольку интенсивное сжатие складчатого пояса перед фрон­том Аравийского индентора соседствует там с не менее интенсивным и устойчивым растяжением над зоной субдукции.

Коллизионные деформации на удалении от конвергентной гра­ницы. При благоприятных геологических условиях коллизионные деформации проявляются не только в зоне конвергентного взаимо­действия литосферных плит, но и на удалении от нее. Так, под давле­нием со стороны коллизионного орогена Альп платформенный чехол форланда был сорван по пластичным породам соленосного триаса, смещен и деформирован с образованием в 50-150 км к северо-запа­ду складчатой системы Юрских гор.

Коллапс коллизионных орогенов. В развитии коллизионных горных сооружений вслед за этапом сжатия, утолщения и изостатического поднятия земной коры закономерно следует этап ее растяжения, уто­нения и соответствующего опускания (орогенный коллапс). В Альпах, где современное растяжение проявляется сейсмоло­гически, обнаружено, что в центральных зонах орогена оно началось еще 20 млн лет назад и длительное время сосуществовало со складчато-надвиговыми деформациями сжатия на периферии горного сооружения.

Про горячие точки, в куче:

Линейность вулканических сооружений и закономерное удревнение возраста на Императорском хребте в Тихом океане привело В. Моргана (Morgan W.J.) в 1971 г. к созданию модели горячей точки (от англ. hot spot) как относительно стационарной и долгоживущей тепловой аномалии в мантии. Она является источником магм, обогащенных рассеянными элементами и питает вулканы океанических островов и внутренних частей континентов. На земной поверхности горячая точка отражена в аномально высокой вулканической активности в настоящее время или в прошлом. В идеальном случае это цепь современных и древних вулканов, возраст которых постепенно становиться более древним в одном направлении (след горячей точки, плюма), что связано с "прожиганием" движущейся литосферной плиты. Когда плита уходит от горячей точки, вулкан перестает быть активным, отмирает и вместе с плитой движется в сторону от горячей точки. Классическим примером следа горячей точки может быть цепь вулканов, которая протягивается в Тихом океане от поднятия Обручева с наложенными подводными горами, слагает Императорский хребет и трассируется до архипелага Гавайских островов с действующими вулканами (например, Мауна-Лоа). Вместе с тем, эта оригинальная идея стала применяться к любым вулканическим сооружениям в Мировом океане, что на взгляд автора настоящего пособия не является однозначно доказанным

Горячие точки и мантийные плюмы

В 1970х годах Дж. Вилсон и Дж. Морган предложили гипотезу «горячих точек» и «мантийных струй (плюмов)» . Основание - наблюдения на Гавайском и Императорском хребтах в Тихом океане. Первый из них представляет собой цепь островов с потухшими вулканами, заканчивающуюся на юго-востоке действующими вулкана­ми островов Гавайи. В начале она сочленяется с цепью подводных вулканических возвышенно­стей, известных как Императорский хребет. Таким образом, видим картину закономерной миграции во времени и в пространстве вулканических центров. Эту картину Вилсон и Морган объяснили тем, что под о. Гавайи в настоящее время действует горячая мантийная струя, которая пробивает астеносферу и литосферу и занимает стационарное положение. Тихоокеанская плита двигалась над этой горячей точкой сначала в северо-западном (Импе­раторский хребет), а затем, с 42 млн лет, в западо-северо-западном на­правлении, в то время как горячая струя ее «прошивала» и создавала все новые вулканы.

Насчитывается около 40 горячих точек в океанах и на континентах, и почти со всеми связаны проявления вулканической деятельности. Ха­рактерна щелочно-базальтовая магма, происходящая из недеплетированной мантии, что указывает на глубинное положение «корней» горя­чих точек. Если исходить из их стационарности, то можно определять не относительные, а «абсолютные» движения литосферных плит, измеряе­мые по отношению к заякоренным в мантии горячим точкам.

Также существует понятие суперплюмов, с которым связывают процессы дробления и распада суперконтинентов.

39. Но не уверен.

Различают два главных способа заложения и раскрытия рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного пред­ставления о первичности зародившегося на глубине восходящего

Зона субдукции

Японско-Курило-Камчатская зона субдукции, цветом обозначены глубины землетрясений. Видно как зона контакта плит заглубляется до 500-800 километров.

Зона субдукции - линейно протяжённая зона, вдоль которой происходит погружение одних блоков земной коры под другие. Чаще всего в них океаническая кора пододвигается под островную дугу или активную континентальную окраину, и погружается в мантию . В составе зоны субдукции выделяются ведущий (верхний, висячий) край плиты (leading upper edge) и погружающийся край плиты (sinking edge) . Результатом взаимодействия этих блоков земной коры являются активный вулканизм и повышенная сеймичность в этой зоне.

В качестве синонимов зоны субдукции употребляются: сейсмофокальная зона , так как в ней сосредоточено большинство глубокофокусных землетрясений, или зона Заварицкого-Вадати-Беньофа (зона Вадати-Беньофа, зона Заварицкого-Беньофа) по именам ученых, которые выделили эту особую зону. Поводом для этого стали сейсмические данные, которые показали, что фокусы землетрясений располагаются все глубже по направлению от глубоководного желоба к континенту.

Зона субдукции хорошо прослеживается на сейсмотомографических профилях, вплоть до границы верхней и нижней мантии (670 км). На большей глубине происходит расплавление и потеря механической жесткости погружающегося края плиты, в результате чего землетрясения на такой глубине уже невозможны. Скорость же субдукции измеряется в сантиметрах в год, средняя скорость составляет приблизительно от 2 до 8 см/год.

Зоны субдукции в рамках концепции глобальной тектоники плит

Согласно положениям концепции глобальной тектоники плит , зона субдукции является частной разновидностью конвергентных границ между литосферными плитами, приуроченным к осевым зонам глубоководных желобов, сопряженных с островными дугами либо активными континентальными окраинами. На этой границе происходит столкновение двух литосферных плит, чаще всего океанической и континентальной, и поддвигание более плотной и тонкой океанической плиты под континентальную.

Субдукция является одним из основных геологических режимов. При общей протяженности современных конвергентных (активных) границ плит около 57 000 километров, 45 000 из них приходится на субдукционные, остальные 12 000 - на коллизионные.

В классическом варианте субдукция реализуется в случае столкновения двух океанических, или океанической и континентальной плит. Однако, в последние десятилетия выявлено, что при коллизии континентальных литосферных плит, также имеет место поддвиг одной литосферной плиты под другую, это явление получило название континентальной субдукции. Но при этом не происходит погружения ни одной из плит в мантию из-за малой плотности континентальной коры. В результате происходит скучивание и нагромождение тектонических пластин с образованием мощных горных сооружений. Классический пример - Гималаи .

Согласно теории тектоники плит механизм субдукции (сокращения и разрушения океанической коры) компенсируется спредингом - механизмом формирования молодой океанической коры в срединно-океанических хребтах: Объем поглощаемой в зонах субдукции океанской коры равен объему коры, нарождающейся в зонах спрединга. В то же время, в зонах субдукции происходит постоянное наращивание континентальной коры за счет аккреции, т. е. сдирания и интенсивного смятия осадочного чехла с погружающейся плиты. Разогрев погружающейся коры является также причиной широкого развития вулканизма вдоль активных континентальных окраин. Наиболее известно в этом плане Тихоокеанское огненное кольцо . Масштабное поглощение океанической коры по периферии Тихого океана указывает на процесс сокращения (закрытия) этого древнейшего из ныне существующих океанических бассейнов планеты. Подобные процессы имели место и в прошлом. Так, древний океан Тетис начал сокращаться с мезозоя и к настоящему времени прекратил свое существование с образованием остаточных бассейнов, известных теперь как Средиземное, Черное, Азовское, Каспийское моря.

Наиболее известные зоны субдукции находятся в Тихом океане : Японские острова , Курильские острова , Камчатка , Алеутские острова , побережье Северной Америки , побережье Южной Америки . Также зонами субдукции являются острова Суматра и Ява в Индонезии , Антильские острова в Карибском море , Южные Сандвичевы острова , Новая Зеландия и др.

Классификации зон субдукции

Выделяется 4 типа зон субдукции по структурным признакам :

1. Андский
2. Зондский;
3. Марианский;
4. Японский;

Зона субдукции андского (андийского) типа - зона, которая формируется там, где молодая океанская литосфера с большой скоростью и под пологим углом (около 35-40º к горизонту) пододвигается под континент. Латеральный структурный ряд от океана к континенту включает в себя: краевой вал – желоб – береговой хребет (иногда подводное поднятие или террасу) – фронтальный бассейн (продольную долину) – главный хребет (вулканический) – тыловой бассейн (предгорный прогиб). Характерен для восточного побережья Тихого океана.

Зона субдукции зондского типа - зона, где происходит пододвигание древней океанской литосферы, уходящей на глубину под крутым углом под утоненную континентальную кору, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – желоб – невулканическую (внешнюю) островную дугу – преддуговой бассейн (прогиб) – вулканическую (внутреннюю) дугу – задуговой бассейн (краевое (окраинное море)). Внешняя дуга – это либо аккреционная призма , либо выступ фундамента висячего крыла зоны субдукции.

Зона субдукции марианского типа - зона, формирующаяся при пододвигании двух участков океанской литосферы. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – желоб (терригенного материала довольно мало) – береговой хребет, невулканическую дугу – преддуговой бассейн (в качестве фронтального) – энсиматическую вулканическую дугу – задуговой бассейн (или междуговой в качестве тылового на утоненной континентальной или новообразованной океанской коре).

Зона субдукции японского типа

Зона субдукции японского типа - зона пододвигания океанской литосферы под энсиалическую островную дугу. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – желоб – береговой хребет (иногда подводное поднятие или террасу) – фронтальный бассейн (продольную долину) – главный хребет (вулканический) – задуговой бассейн (краевое, окраинное море) с новообразованной корой океанского или субокеанского типа.

Перечисленные типы зон субдукции часто по морфологическому признаку условно объединяют в 2 группы:

• Восточно-Тихоокеанская - сюда входит зона андского типа. Характерно наличие активной континентальной окраины.
• Западно-Тихоокеанская - сюда входят остальные типы зон субдукции. Характерно развитие в висячем краю вулканической островной дуги.

Основные структурные элементы

В поперечном сечении зон субдукции Западно-Тихоокеанского типа выделяются:

1. глубоководный желоб
2. преддуговый склон

Глубоководный желоб

Основная статья: Глубоководный желоб

Расстояние от оси желоба до вулканического фронта - 100-150 км (в зависимости от угла наклона зоны субдукции, на активных континентальных окраинах расстояние достигает 350 км). Это расстояние соответствует глубине погружения слэба в 100-150 км, где начинается магмообразование. Ширина зоны вулканизма около 50 км, при общей ширине всей зоны тектонической и магматической активности 200-250 км (на активных континентальных окраинах до 400-500 км).

Преддуговый склон

Преддуговый склон включает 2 основных элемента:

1. Аккреционная призма
2. Преддуговая терраса

Аккреционная призма - самая нижняя часть преддугового склона, имеющая чешуйчатое строение, шириной от первых км до 10, иногда и 50 км. Снизу она ограничена поверхностью главного скола, которая выходит на поверхность в зоне контакта основного склона с осадками океанической земной коры . Первоначально считалось, что она образуется за счёт «соскабливания» осадков с океанической плиты - «бульдозерного эффекта». В последнее врем выяснилось, что это имеет место, но является частным случаем. Установлено, что океаническое ложе со слоем залегающих на нем осадков уходит под преддуговый склон до 40 км, где происходит подслаивание этих осадков снизу, за счёт чего и образуется эта призма.

Область между вулканическим фронтом и аккреционной призмой, состоит из нескольких структурных террас, разделенных крутыми уступами. Пологие участки террас заняты преддуговыми бассейнами седиментации , на которых отлагаются вулканогенными и пелагическими осадками, в тропической зоне на верхней террасе могут быть развиты коралловые рифы. Могут обнажаться породы кристаллического фундамента либо породы чужеродных блоков, в разное время причленившихся в островной дуге.

Вулканическая дуга

Под вулканическими островными дугами понимаются тектонически активные пояса, пространственно совпадающие с областями наиболее сильных землетрясений, и состоящих из дугообразно выгнутых цепочек действующих стратовулканов. Для них типичен эксплозивный характер извержений, связанный с повышенным содержанием флюида в островодужных магмах.

Обычно термин островная дуга применяется к области, расположенной между окраинным морем и внешним краем желоба. Радиус кривизны их в плане изменяется в широких пределах. По морфологическим признакам выделяют: одинарные, двойные, тройные островные дуги, также активные и пассивные (например, Командорские острова). К особому типу относятся раздваивающиеся островные дуги.

Различают островные дуги, сформировавшиеся на океаническом фундаменте - энсиматические, и на материковой земной коре - энсиалические.

Окраинные бассейны

Это полузамкнутая котловина (серия котловин), сформировавшаяся между островной дугой и материком. Большинство их образовалось за счёт разрыва материка при отделении крупного блока от него (ставшего основой для энсиалической островной дуги), и в глубоких котловинах открывшихся морей начинает образовываться новая океаническая кора - процесс этот получил название задуговый спрединг. При этом в некоторых окраинных морях не обнаружено признаков активного рифтогенеза в настоящее время. Обычно это связывают с перескоком зоны субдукции.

Существуют окраинные бассейны, происхождение которых не связано с задуговым спредингом - так называемые отгороженные окраинные бассейны (Берингово море) - которые представляют по сути кусок океанической коры, отгороженный растущей зоной субдукции.

Зоны субдукции Восточно-Тихоокеанского типа отличаются тем, что в их структуре вулканические дуги и окраинные бассейны отсутствуют, а вместо преддугового склона находится материковый склон.