Оглавление | 6.3. Коллизия

6.2. Обдукция

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской литосферы 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 этом убеждают хорошо сохранившиеся фрагменты океанской литосферы размером в десятки и первые сотни километров, залегающие в виде пологих тектонических покровов (относимых к категории офиолитовых аллохтонов; см. гл. 12) поверх осадочных или вулканических формаций на пассивных и активных континентальных окраинах. В настоящее время этот процесс, по-видимому, нигде не происходит, но сравнительно недавний (плиоценовый) эпизод установлен на сочленении Чилийского спредингового хребта с Андской активной окраиной (см.ниже). Там же, возможно, начинается надвигание следующего фрагмента океанской литосферы.

1 Колман первоначально называл обдукцией не только надвигание океанской литосферы на континентальные окраины, но и внутриокеанские надвиги, например сейсмоактивный надвиг хр. Маккуори (на границе Австралийской и Тихоокеанской плит).

Уже в конце 60-х годов, когда крупные офиолитовые аллохтоны были идентифицированы как фрагменты океанской литосферы, возник вопрос о возможных механизмах их надвигания на контиальные окраины. Б. Рейнхардт рассмотрел его для Омана, Г.Дэвис — для Папуа (Новая Гвинея). В 1971 г. Р. Колман предал для обозначения этого тектонического процесса термин обдукция1. Обдукции посвящен ряд специальных работ, в том числе Дж. Дьюи (1976) и У. Гили (1980).

В большинстве случаев датировки свидетельствуют о том, что океанская литосфера сформировалась незадолго до своей обдукции. К моменту надвигания это была молодая, тонкая и еще не охлажденная литосфера с относительно низкой средней плотностью и поэтому, в соответствии с изостазией, обладала высоким гипсометрическим положением. Последнее, по-видимому, можно считать одним из необходимых условий обдукции.

Для суждения о механизмах обдукции важно и то, что в надвинутых фрагментах представлена только верхняя часть океанской литосферы: вся кора (осадки I слоя, базальты и долеритовые и II слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс III слоя) и несколько километров (до 10 км в наиболее мощных пластинах) перидотитов верхней мантии. Это означает, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океанской литосферы. Только она надвигалась затем на континентальную окраину, а остальная, нижняя часть перидотитов литосферы перемещалась и деформировалась на глубине.

Отслаивание верхов литосферы начиналось в условиях океанского дна, где, судя по геофизическим данным (см. рис. 6.11), при сжатии формируются сколы, переходящие в надвиги. В ряде случаев по пологим надвигам происходило сдваивание разреза верхов океанской литосферы и уже такой сдвоенный пакет обдуцировал на континентальную окраину. Такие сложные аллохтоны описаны, в частности, в Анатолии, на Малом Кавказе, в Северной Шотландии.

Обдукция, как правило, сопровождается динамотермальным метаморфическим воздействием горячих перидотитов, слагающих низы литосфсрной пластины, на породы автохтона. В случае сдваивания разреза метаморфизм наблюдается и в основании верхней пластины. Такие базальные метаморфические ореолы подробно изучены в Омане, на Новой Гвинее, в Новой Каледонии, на Ньюфаундленде и в ряде других регионов. В низах литосферной пластины появляются и нарастают разлинзование и милонитизация, ориентированные параллельно контакту и секущие первичную текстуру и зональность перидотитов. Далее, за поверхностью контакта, следует сам метаморфический ореол мощностью в несколько сотен метров: амфиболиты и мафические гранулиты, переходящие вниз в зеленые сланцы, а затем в неметаморфизованные вулканиты или осадочные породы. Этот ореол несет на себе признаки формирования в условиях средних (500—850°) или высоких (700—1000°) температур при высоких термических градиентах (до 2—3° на 1 м) и давлении 5—10 кбар. Радиологические определения возраста метаморфических минералов датируют надвигание перидотитов.

Иногда внизу, на контакте с автохтоном, при метаморфизме появляются глаукофановые минеральные ассоциации, свидетельствующие о более высоких давлениях и низких температурах. Непосредственно у контакта, кроме того, нередко наблюдаются постметаморфические деформации, в том числе тектоническое перемешивание апоперидотитовых милонитов с метаморфическими породами. В амфиболитах и зеленых сланцах Омана установлено, что такие деформации возобновлялись там несколько раз при неуклонно снижавшихся температурах.

Подсчитано, что надвигающиеся литосферные пластины мощностью от 3—6 до 10—15км могут обусловить давления, необходимые для их «базального метаморфического ореола». Нужные для этого температуры могут быть на соответствующих глубинах только в самой молодой океанской литосфере (около 600° при возрасте 10 млн лет), а при большей ее древности требуется дополнительный разогрев за счет трения. Поэтому возраст литосферы, к моменту отслаивания и надвигания аллохтонной пластины, вероятно, не мог быть более 20—30 млн лет. Это согласуется с датировками, согласно которым формирование океанской литосферы и ее обдукция разделяются небольшим отрезком времени. Изучая «базальные метаморфические ореолы», Г. Уильямс, У. Смит, А. Николя и другие исследователи существенно пополнили, таким образом, представления о происхождении и обдукции пластин океанской литосферы.

Геодинамические механизмы обдукции разнообразны, можно различать два главных случая: обдукцию на границе океанского бассейна и обдукцию при его замыкании.


Рис. 6.28. Предполагаемые главные механизмы обдукции: I - При столкновении активной континентальной окраины со спрединговым хребтом, по Н. Кристенсену и М. Сэлсбари (1975); II — при столкновении пассивной континентальной окраины с фронтом океанской (энсиматической) островной дуги, по Э. Мурсу (1970); III — при закрытии бассейнов океанского типа

Обдукция на краю океанского бассейна происходит как у активных, так и у пассивных его окраин. Н. Кристенсен и М. Сэлси (1975) предложили модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной (рис. 6.28,1). Если хребет простирается приблизительно паралльно 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. При дальнейшем сближении литосферных плит возможно возобновление субдукции, а на континентальной окраине останется надвинутая на нее пластина океанской литосферы. Весьма вероятно, что при таком механизме отделение пластины будущего аллохтона происходит по границе совсем еще тонкой литосферы и астеносферы.

Именно эта модель нашла подтверждение при исследованиях того отрезка Андской зоны субдукции (46—47° ю. ш.), где поглощается Чилийский спрединговый хребет (рис. 6.29). Многочисленные трансформные разломы делят его на сегменты, вытянутые под острым углом к желобу. Сегмент, ограниченный разломами Трес-Монтес и Тайтао, субдуцировал 2,5—4 млн лет назад в районе п-ова Тайтао. Его перекрытие континентальной корой сопровождалось прогревом, образованием палингенных магматических расплавов, которые интрудировали морские отложения верхнего миоцена в непосредственной близости от желоба. Так на п-ове Тайтао появились мелкие тела гранодиоритов и риолитов с возрастом 3,6 млн лет.


Рис. 6.29. Офиолиты п-ова Тайтао на юге Чили: океанская литосфера с возрастом 3,7 млн лет, обдуцированная в плиоцене при столкновении Андской актииной окраины с очередным сегментом Чилийского спредингового хребта, по Р. Форзиту и др., (1986). Справа — геологическая карта п-ова Тайтао, слева — схема размещения закартированного участка.
1 — главный сместитель зоны субдукции; 2 — ось спрединга и линейные магнитные аномалии на Чилийском хребте, цифры обозначают номер аномалии; 3 — трансформные разломы, в том числе Чилоэ (Ч), Дарвин (Д) и Тайтао (Т); 4 — современная вулканическая цепь Андской активной окраины; 5 — предполагаемое продолжение зоны спрединга, перекрытое континентальной плитой; 6 — 9 — офиолиты п-ова Тайтао (ОФ): серпентинизированные и тектонизированные перидотиты (6), габбро (7), комплекс параллельных долеритовых даек (5), толеит-базальтовые подушечные лавы с осадочными прослоями (5) ; 10 — плиоценовые гранодиориты и риолиты анатектического происхождения (3,7 — 4,1 млн лет); 11 — морские отложения кайнозоя; 12 — доюрские метаморфические породы. Литосферные плиты: Н — Наска; А — Антарктическая; ЮА — Южно-Американская

Там же Р. Форзит с соавторами (1986) закартировали пластину океанской литосферы площадью 210 км2, которая обдуцировала на континентальную окраину вслед за внедрением гранодиоритов и находится приблизительно в 10км от ее границы. Это образованая на восток-северо-восток пологая моноклиналь, где снизу вверх следуют: серпентинизированные и тектонизированные перидотиты; массивные, не расслоенные габброиды, комплекс параллельных даек долерита (как и вся моноклиналь, они простираются параллельно осям спрединга Чилийского хребта); подушечные базальты с фораминиферами плиоцена в осадочных прослоях и с радиологической датировкой 3,7 млн лет. Судя по пространственно-временным соотношениям, эта литосфера, только что образовавшаяся, принадлежала западному крылу хребта и при столкновении с краем континента была на него надвинута.

С. Канде с соавторами (1987) провели детальное геофизическое изучение подводной части этого тройного сочленения и показали, что севернее п-ова Тайтао уже подошел к желобу и начал погружаться следующий сегмент гребня Чилийского хребта. Рифтовая долина там приближается к континентальному склону желоба под острым углом, заполняется турбидитами и скрывается склоном, который в этом месте становится круче. Уже субдуцировавшее продолжение рифтовой долины обнаруживается по резкому повышению над ним теплового потока в нижней части склона. Вполне возможно, что и на этом сегменте результатом столкновения будет обдукция литосферной пластины.

Однако самые крупные фрагменты океанской литосферы (Бей-оф-Айлендс на Ньюфаундленде, Семаильский в Омане) обдуцированы на пассивные континентальные окраины. При этом осадки континентального склона и шельфа были последовательно вовлечены в надвигание, произошло их телескопирование в виде серии тектонических чешуй, подстилающих литосферную пластину. Так, по данным А. Робертсона (1987), в подошве Семаильского аллохтона, обдуцированного на край Аравийской платформы в середине маастрихта, телескопирован весь фациальный ряд донных отложений от абиссального подножия до шельфа. Э. Муре (1970) высказал предположение, что надвигание на пассивную окраину возможно при наличии вблизи нее зоны субдукции, погружающейся от континента (см. рис. 6.28,II). По мере субдукции внутриплитная граница океанской и континентальной литосферы придвигается к желобу и наступает момент, когда край континента пододвигается под островодужное крыло. Низкая плотность гранитного слоя препятствует его опусканию в астеносферу, происходит изостатическое всплывание континентальной окраины вместе с надвинутой на нее пластиной океанской литосферы. При дальнейшей конвергенции двух плит на глубину уходит океанская, закладывается новая зона субдукции встречного направления, пассивная континентальная окраина тем самым преобразуется в активную.

Такой механизм обдукции вполне убедителен, когда поверх главного офиолитового аллохтона (где представлена нормальная океанская кора — фундамент преддуговых структур) надвинуты островодужные вулканиты. Гораздо чаще, в том числе в Семаильском аллохтоне Омана, таких вулканитов нет или мало. Вполне вероятно, как показали К. Андрюс-Спид и М. Брукфильд (1983), что в этих случаях необходимые для обдукции предпосылки создает не сближение с островной дугой, а сама обстановка сжатия. В океанской литосфере вблизи окраины образуется скол, который, выполаживаясь, отслаивает литосферную пластину. Дальнейшее пододвигание одного крыла под другое можно рассматривать как заложение зогы субдукции, и если скол был наклонен от континента, то все события, вплоть до обдукции, последуют по приведенной выше модели Э. Мурса. При этом появление островодужных вулканитов и их количество будут зависеть от того, успеет ли субдукция дойти до магмогенерирующих глубин.

Зоны субдукции, возникавшие при подобном ходе событий вблизи пассивных континентальных окраин, были не только эфемерны, но и специфичны по геодинамике. Установлено, что в обдуцированных аллохтонах широко представлены комплексы типа Троодос (на Кипре), в которых наличие параллельных даек и другие признаки формирования посредством спрединга сочетаются с чертами островодужной геохимической специализации, а мощность коры пониженная. Дж. Пирс с соавторами (1984) рассматривают их как особую категорию офиолитов, образующихся над зоной субдукции (supra-subduction zone ophiolites) в обстановке интенсивного ориентированного растяжения.

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 Тасманову и Красному морям (см. рис. 6.28, III). Значение этого механизма убедительно показали Э. Аббат с соавторами (1972). Если раскрытие таких бассейнов непосредственно сменяется их сжатием, то высокий тепловой поток благоприятствует отслаиванию литосферных пластин. Сравнительно 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.

Обдукция молодой океанской литосферы возможна и при замыкании краевых морей. Примером служит описанное И. Диэлом (1977) надвигание фрагментов океанской коры на южноамериканский борт Патагонского задугового бассейна при его закрытии в середине мела.

Иногда наблюдается удивительная синхронность нескольких проявлений обдукции, в том числе и на большом удалении одно от другого. Так, по всей периферии Аравийского полуострова обдукция произошла в середине маастрихта, на юго-западном обрамлении Тихого океана (в Папуа, на Новой Каледонии и др.) в раннем-среднем эоцене. Это, по-видимому, не относится к таким независимым событиям, как столкновение континентальной окраины со спрединговым хребтом или фронтом островной дуги. Одновременное образование сколов в молодой океанской литосфере вблизи пассивных окраин или одновременное замыкание малых бассейнов океанского типа может контролироваться региональными или глобальными фазами сжатия или, как полагает М. Брукфильд (1977), переориентировками движения литосферных плит.

Каждый эпизод обдукции оставляет в строении континентальной окраины отчетливый след в виде перемещенного на нее фрагмента океанской литосферы. И все же относительная роль этого тектонического процесса на конвергентных границах плит чрезвычайно мала. Согласно Р. Колману (1984), все обдуцированные породы фанерозоя составляют около 0,001% от современной коры дна океанов. Если учесть приблизительное количество океанской коры, субдуцировавшей в позднем мезозое и кайнозое, то окажется, что оно в сотни тысяч раз превышает объем пород, обдуцированных за это же время. И даже среди этих пород сравнительно мало таких, которые по геохимическим характеристикам соответствуют нормальной литосфере срединно-океанских зон спрединга: на конвергентных границах такая литосфера почти полностью поглощается субдукцией.

Оглавление | 6.3. Коллизия

Hosted by uCoz