Оглавление | 6.1.3. Геофизическое выражение зон субдукции

6.1.1. Выражение зон субдукции в рельефе

Сам способ конвергентного взаимодействия литосферных плит при субдукции предопределяет асимметрию каждой такой зоны и ее рельефа. Линия активного контакта отчетливо выражена глубоководными желобами, глубина которых, как литосферных структур, находится в прямой зависимости от скорости субдукции и от средней плотности (т.е. от возраста) погружающейся плиты (рис. 6.3). Поскольку желоба служат седиментационной ловушкой, в первую очередь для турбидитов островодужного или континентального происхождения, их глубина искажается осадконакоплением, которое определяется физико-географическими условиями. Глубина океана над современными желобами широко варьирует, она максимальна в Марианском желобе (11022м). Глубина желобов относительно смежного краевого вала субдуцирующей плиты достигает 4000 м.


Рис. 6.3. Зависимость глубины желоба от скорости субдукции и возраста субдуцирующей океанской литосферы, по К. Греле и Ж. Дюбуа (1982). Для сравнения — глубины, океана за пределами желобов, по Б. Парсонсу и Дж. Слейтеру, 1977 (пунктир).
Глубоководные желоба; 1 — Новогебридский 1а — северная часть, 1б— южная часть); 2 — Тонга — Кермадек (2а — Тонга; 2б — Кермадек); 3 — Курильский; 4 — Чилийско-Перуанский; 5 — Яванский; 6 — Центральноамериканский, 7 — Алеутский; 8 — Индонезийский; 9 — Нанкай; 10 — Палау; 11 — — Рюкю; 12 — Яп; 13 — Новобританский; 14 — Пуэрто-Рико; 15 — Филиппинский- 16 — Идзу-Бонинский: 17 — Марианский

При протяженности до нескольких тысяч километров ширина желобов обычно не превышает 50—100 км. Как правило, они дугообразно изогнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плиты, реже прямолинейны. Современные, глубоководные желоба простираются перпендикулярно направлению субдукции (ортогональная субдукция) или под острым углом к этому направлению (косоориентированная субдукция), установлено господство ортогональной и близких к ней ориентировок.

Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен: субдуцирующее крыло пологое (около 5°), висячее крыло более крутое (до 10 и даже 20°). Детали рельефа варьируют в зависимости от напряженного состояния литосферных плит, от режима субдукции и других условий. На многих пересечениях океанский склон желоба бывает осложнен продольными грабенами и горстами, а противоположный склон — ступенчатой системой крутых разломов. Узкое и плоское дно желоба шириной иногда всего лишь в несколько сотен метров сложено осадками.

Асимметрично и размещение форм рельефа на обрамлении глубоководных желобов. Со стороны океана это пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200—1000 м. Судя по геофизическим данным, краевые валы представляют собой антиклинальный изгиб океанской литосферы, который не уравновешен изостатически и поддерживается ее горизонтальным сжатием. Там, где фрикционное сцепление литосферных плит велико, высота краевого вала находится в прямом соответствии с относительной глубиной соседнего отрезка желоба.

С противоположной стороны, над висячим («надвигающимся») крылом зоны субдукции, параллельно желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды, имеющие, как будет показано ниже, иное строение и происхождение. Если субдукция направляется непосредственно под окраину континента (и глубоководный желоб примыкает к этой окраине), обычно образуются береговой хребет и отделенный от него продольными долинами главный хребет, рельеф которого бывает осложнен вулканическими постройками. Последние тоже связаны с субдукцией, размещаясь на определенном удалении от глубоководного желоба. Анды — наиболее мощная и представительная из современных горных систем такого происхождения.

Там, где зона субдукции не находится на краю континента, сходная по происхождению пара положительных форм рельефа представлена островными дугами. Это невулканическая внешняя дуга (непосредственно рядом с желобом) и отделенная депрессиями, параллельная ей главная, вулканическая внутренняя дуга. Иногда внешняя островная дуга не образуется и ей соответствует резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного желоба. Большинство современных островных дуг находится на западном обрамлении Тихого океана: от Алеутской и Курило-Камчатской дуги на севере до дуги Кермадек на юге. Последняя простирается почти прямолинейно: дугообразная форма вулканических и невулканических гряд, глубоководных желобов и иных проявлений выхода зон субдукции на поверхность широко распространена, неслучайна, но не обязательна.

Поскольку любая зона субдукции уходит на глубину наклонно, ее воздействие на висячее крыло и его рельеф может распространяться на 600—700 км и более от желоба, что зависит прежде всего от угла наклона. При этом в соответствии с тектоническими условиями образуются различные формы рельефа, о которых речь пойдет ниже, при характеристике латеральных структурных рядов над зонами субдукции.

6.1.2. Тектоническое положение и основные типы зон субдукции

Современное размещение зон субдукции весьма закономерно (см. рис. 5.1.). Большинство из них приурочено к периферии Тихого океана. Субдукционные системы Малых и Южных (Скотия) Антил, хотя и находятся в Атлантике, тесно связаны своим происхождением с эволюцией структур тихоокеанского обрамления, с их изгибом и проникновением далеко на восток в свободных пространствах, раскрывшихся между континентами Северной Америки, Южной Америки и Антарктиды. Более самостоятельна Зондская система субдукции, тем не менее и она тяготеет к структурному ансамблю Тихоокеанского кольца. Таким образом, в настоящее время все зоны субдукции, получившие полное и характерное развитие, так или иначе связаны с этим наиболее мощным поясом современной тектонической активности. Лишь несколько сравнительно небольших, малоглубинных и специфических по ряду характеристик зон субдукции (таких, как Эгейская, Эоловая) развиваются в Средиземноморском бассейне — этом реликте мезозойско-кайнозойского океана Тетис. Северную окраину Тетиса наследует и зона субдукции Мекран.

Рис. 6.4. Главные тектонические типы зон субдукции и их латеральные структурные ряды, по М.Г. Ломизе, с использованием схем Д. Карига, У. Дикинсона, С. Уеды.
I—III — окраинно-материковые зоны субдукции: андский, зондский и японский тектонотипы; IV — океанская зона субдукции, марианский тектонотип;
а — континентальная литосфера, б — океанская литосфера, в — островодужные вулканиты, г — вулканогенно-осадочные формации, д — откат перегиба субдуцирующей плиты, е — место возможного формирования аккреционной призмы.
В латеральных структурных рядах: 1 — краевые валы; 2 — глубоководные желоба; 3 — невулканические островные дуги, подводные террасы или береговые хребты; 4 — преддуговые или фронтальные прогибы; 5 — вулканические островные дуги (энсиалическне и энсиматические), а в орогенах андского типа — главный хребет и его вулканические цепи: 6 — тыловая система взбросово-надвиговых деформаций; в — задуговые и междуговые бассейны, а также тыловые (предгорные) прогибы орогенов андского типа: 7,9 — остаточные островные дуги; 8 — отмерший междуговой бассейн

Историческая геология позволяет понять указанную выше закономерность современного размещения зон субдукции. В начале мезозоя они почти полностью обрамляли единый в то время суперконтинент Пангея, под который субдуцировала литосфера окружавшего его океана Панталасса (см. рис. 11.1). В дальнейшем, по мере последовательного распада суперконтинента и центробежного перемещения его фрагментов, зоны субдукции продолжили развиваться перед фронтом движущихся континентальных масс. Эти процессы не прекращаются до наших дней. Поскольку современный Тихий океан — это пространство, оставшееся от Панталассы, то оказавшиеся на его обрамлении зоны субдукции представляют собой как бы фрагменты субдукционного кольца, опоясывавшего Пангею. В настоящее время они находятся приблизительно на линии большого круга земной сферы, а с ходом геологического времени, по мере дальнейшего сокращения площади Тихого океана, вероятно, будут еще ближе сходиться на его обрамлении.

Зоны субдукции Средиземноморья не имеют сопряженных с ними систем спрединга и, судя по всему, поддерживаются закрытием океана Тетис — этого крупного ответвления Панталассы. Характер взаимодействующих участков литосферы определяет (различия между двумя главными тектоническими типами зон субдукции: окраинно-материковым (андским) и океанским (марианским). Первый формируется там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, второй — при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон разнообразны и зависят от многих условий. Для наиболее протяженной из них Андской (около 8 тыс. км) характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле (рис. 6.4, I). 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 утлом (рис. 6.4,II).

Разновидностью окраинно-материкового можно считать и японский тип зоны субдукции, представление о котором дает пересечение, проходящее через Японский желоб — Хонсю—Японское море (рис. 6.4,III). Для него характерно наличие краевого морского бассейна с новообразованной корой 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 с сиалическим континентальным основанием, т.е. в энсиалическую островную дугу. Ниже мы вернемся к вопросу о том, почему в одних случаях развитие окраинно-материковой зоны субдукции приводит к раскрытию краевого моря, а в других этого не происходит.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа более древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую (рис. 6.4, IV), на краю которой (на симатическом основании) образуется энсиматическая островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить такие островодужные системы, как Идзу-Бонинская, Тонга — Кермадек, Южных Антил. Ни одна из подобных зон субдукции, по крайней мере в новейшее время, не формировалась посреди океана: они тяготеют к сложному парагенезу структур океанского обрамления.


Рис. 6.5. «Альпинотипная субдукция» («А-субдукция», «континентальная субдукция») как элемент структурного ансамбля над окраинно-материковой Андской зоной субдукции в Северном Перу, по Ж. Буржуа и Д. Жанжу (1981). ОС — «океанская субдукция»; КС — «континентальная субдукция»; 1 — докембрийско-палеозойский цоколь; 2 — лежащие на нем комплексы палеозоя и мезозоя; 3 — гранитоидные батолиты; 4 — заполнение кайнозойских впадин; 5 — океанская литосфера

Во всех рассмотренных случаях субдуцирует литосфера океанского типа. Иначе протекает процесс там, где к конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная литосфера. Она включает в себя мощную и низкоплотностную земную кору. Поэтому конвергенция развивается здесь как столкновение, коллизия, которая сопровождается тектоническим расслаиванием и сложной деформацией верхней части литосферы. Многие зоны коллизии асимметричны, в них происходят выраженные сейсмологически поддвиг и надвиг пластин континентальной коры. Некоторые исследователи рассматривают подобное тектоническое взаимодействие как особую разновидность субдукции, которую А. Балли предложил называть альпинотипной субдукцией (А-субдукцией). Такова современная тектоническая активность Гималаев на стыке континентальных плит Евразии и Индостана. Эта категория конвергентных границ будет рассмотрена нами как разновидность коллизии.

Однако в большинстве случаев А-субдукция имеет иную тектоническую природу и, как отмечал А. Балли, связана с направленной навстречу более глубинной субдукцией океанской литосферы. Она развивается в тылу окраинно-материковых горных сооружений там, где субдуцирующая со стороны океана литосфера способна оказать на континент давление, порождающее взбросы и надвиги, направленные от океана. Примером могут служить надвиги Субандийских цепей, Скалистых гор. Не исключено, что под влиянием глубинной субдукции происходит и некоторое затягивание вниз континентального автохтона таких сопряженных с ней надвигов (рис. 6.5). Подобные зоны А-субдукции, размещаясь над мощными окраинно-материковыми зонами субдукции, скорее всего вторичны по отношению к ним. Они вписываются в структурный парагенез континентальной окраины.

Оглавление | 6.1.3. Геофизическое выражение зон субдукции

Hosted by uCoz