7. Удивительные явления - спрединг и субдукция

Эти явления иллюстрирует рисунок на с. 74. Начнем со спрединга. Он происходит вдоль срединно-океанических хребтов - границ раздела раздвигающихся плит (эти границы всегда проходят по океаническому дну). На нашем рисунке срединно-океанический хребет разделяет литосферные плиты А и В. Это могут быть, например, Тихоокеанская плита и плита Наска соответственно. Линии со стрелками на рисунке показывают направления движения магматических масс астеносферы. Легко видеть, что астеносфера стремится увлечь плиту А влево, а плиту В вправо и тем самым раздвигает эти плиты. Раздвиганию плит способствует также поток магмы астеносферы, направленный снизу вверх прямо к границе раздела плит; он действует подобно своеобразному клину. Итак, плиты А и В слегка раздвигаются, между ними образуется расщелина (рифт). Давление пород в этом месте падает и там возникает очаг расплавленной магмы. Происходит подводное извержение вулкана, расплавленный базальт изливается через расщелину и застывает, образуя базальтовую лаву. Вот таким образом и наращиваются края раздвигающихся плит А и В. Итак, наращивание происходит за счет магматической массы, поднявшейся из астеносферы и разлившейся по склонам срединно-океанического хребта. Отсюда и английский термин «спрединг», что означает «расширение», «растекание».

Следует иметь в виду, что спрединг происходит непрерывно. Плиты АиВ все время наращиваются. Именно так и осуществляется движение данных плит в разные стороны. Подчеркнем: движение литосферных плит -это не есть перемещение какого-то объекта в пространстве (с одного места на другое); оно не имеет ничего общего с движением, скажем, льдины на поверхности воды. Движение литосферной плиты происходит за счет того, что в каком-то месте (там, где находится срединно-океанический хребет) все время наращиваются новые и новые части плиты, в результате чего ранее образовавшиеся части плиты все время отодвигаются от упомянутого места. Так что данное движение следует воспринимать не как перемещение, а как разрастание (можно сказать: расширение).

Ну а при разрастании, естественно, возникает вопрос: куда девать «лишние» части плиты? Вот плита В разрослась настолько, что достигла плиты С. Если в нашем случае плита В - это плита Наска, то плитой С может служить Южноамериканская плита.

Заметим, что на плите С находится материк; это более массивная плита по сравнению с океанической плитой В. Итак, плита В достигла плиты С. Что же дальше? Ответ известен: плита В прогнется книзу, поднырнет (подвинется) под плиту С и будет продолжать разрастаться в глубинах астеносферы под плитой С, постепенно превращаясь в вещество астеносферы. Это явление называют субдукцией. Данный термин происходит от слов «суб» и «дукция». По-латыни они означают «под» и «веду» соответственно. Так что «субдукция» - это подведение подо что-то. В нашем случае плита В оказалась подведенной под плиту С.

На рисунке хорошо видно, что вследствие прогиба плиты В глубина океана вблизи края континентальной плиты С возрастает - здесь образуется глубоководный желоб. Рядом с желобами обычно возникают цепочки действующих вулканов. Они образуются над тем местом, где «поднырнувшая» литосферная плита, наклонно уходящая в глубину, начинает частично плавиться. Плавление происходит вследствие того, что температура с глубиной заметно повысилась (до 1000-1200 °С), а давление пород возросло пока еще не очень сильно.

Теперь ты представляешь сущность концепции глобальной тектоники литосферных плит. Литосфера Земли - это совокупность плит, которые плавают на поверхности вязкой астеносферы. Под воздействием астеносферы океанические литосферные плиты движутся в направлении от срединно-океанических хребтов, кратеры которых обеспечивают постоянное нарастание океанической литосферы (это есть явление сцрединга). Океанические плиты движутся к глубоководным желобам; там они уходят в глубину и в конечном счете поглощаются астеносферой (это явление субдукции). В зонах спрединга земная кора «подпитывается» веществом астеносферы, а в зонах субдукции она возвращает «излишки» вещества в астеносферу. Эти процессы происходят за счет тепловой энергии земных недр. Зоны спрединга и зоны субдукции наиболее активны в тектоническом отношении. На них приходится основная масса (более 90%) очагов землетрясений и вулканов на земном шаре.

Описанную картину дополним двумя замечаниями. Во-первых, существуют границы между плитами, перемещающимися примерно параллельно друг другу. На таких границах одна плита (или часть плиты) смещается относительно другой по вертикали. Это так называемые трансформные разломы. Примером могут служить большие тихоокеанские разломы, идущие параллельно друг другу. Второе замечание состоит в том, что субдукция может сопровождаться процессами сминания и образования горных складок на краю континентальной коры. Именно так образовались Анды в Южной Америке. Особого разговора заслуживает образование Тибетского нагорья и Гималаев. Об этом мы поговорим в следующем параграфе.

Земная кора самый верхний слой Земли, то и изучена лучше всех. В её недрах залегают очень ценные для человека горные породы и минералы, который он научился использовать в хозяйстве. Рисунок 1. Строение Земли Верхний слой земной коры состоит из достаточно мягких горных пород. Они образованы в результате разрушения твёрдых пород (например, песок), отложения остатков животных (мел) или...

Выделяются два тектонических режима: платформенный и орогенный, которым соответствуют мегаструктуры II порядка – платформы и орогены. На платформах развивается рельеф разновысотных равнин различного генезиса, в областях горообразования – горные страны. Платформенные равнины Платформенные равнины развиваются на разновозрастных платформах и являются основной мегаформой рельефа континентов...

А иногда могут образовываться даже провалы. Эти формы широко распространены в среднеазиатских районах. Карст и карстовые формы рельефа. Известняки, гипс и другие родственные им породы почти всегда имеют большое количество трещин. Дождевые и снеговые воды по этим трещинам уходят вглубь земли. При этом они постепенно растворяют известняки и расширяют трещины. В результате вся толща известняковых...

Высокая точка всей Украины гора Говерла (2 061 м) в Украинских Карпатах. Низменности, возвышенности и горы Украины приурочены к различным тектоническим структурам, которые влияли на развитие современного рельефа, на поверхность отдельных частей территории. Низменности. На севере Украины находится Полесская низменность, имеющая наклон к рекам Припять и Днепр. Высоты ее не превышают 200 м, только...

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.

На земле постоянно в разных местах происходят землетрясения, извержения вулканов. Бывают такие движения что человек их даже не ощущает. Эти движения происходят постоянно, вне зависимости от территории, времени года. Растут и уменьшаются горы, разрастаются и высыхают моря. Эти процессы незаметны для человеческого глаза, так как происходят медленно, миллиметр за миллиметром. Все это происходит за счет таких явлений, как спрединг и субдукция.

Субдукция

Так что же это такое? Субдукция - это тектонический процесс В результате данного процесса при столкновении плит самые плотные породы, из которых состоит дно океана, продвигаются под легкие породы материков и островов. В этот момент высвобождается неимоверное количество энергии - это и есть землетрясение. Часть пород, погрузившихся на большую глубину, при взаимодействии с магмой начинает плавиться, после чего выплескивается на поверхность через вулканические жерла. Так происходит извержение вулканов.

Субдукция литосферных плит - неотъемлемая часть жизни планеты. Она важна так же, как дыхание для человека. Остановить этот процесс невозможно, хоть из-за таких движений ежегодно погибает множество людей.

Зона субдукции

Классификация зон субдукции

Зоны субдукции классифицируются по признакам структуры. Типы субдукции распределены на основные четыре.

• Андский тип. Этот тип характерен для тихоокеанского побережья с восточной стороны. Это зона, на которой только сформировавшаяся молодая кора океанического дна под углом сорок градусов на огромной скорости входит под континентальную плиту.
• Зондский тип. Такая зона расположена в местах, где древняя массивная литосфера океана погружается под континентальную. Она уходит под крутым углом. Обычно такая плита уходит под континентальную, поверхность которой находится гораздо ниже уровня океана.
• Марианский тип. Эта зона формируется при взаимодействии двух участков океанской литосферы или их пододвигании.
• Японский тип. Это тип зоны, где происходит продвижение литосферы океана под островную энсиалическую дугу.

Все эти четыре типа условно распределяют на две группы:

• Восточно-Тихоокеанскую (в эту группу входит один только андский тип. Эта группа характеризуется наличием обширной окраины континента);
• Западно-Тихоокеанскую (в ней расположены все остальные три типа. Для этой группы характерны висячие края вулканической дуги островов).

Для каждого типа, где происходит процесс субдукции, характерны основные структуры, которые обязательно существуют в разных вариациях.

Преддуговый склон и глубоководный желоб

Желоб глубоководный характеризуется расстоянием от центра желоба до фронта вулканического. Это расстояние в основном составляет сто - сто пятьдесят километров, оно связано с углом, под которым наклонена зона субдукции. На самых активных участках окраины континента такое расстояние может достигать и трехсот пятидесяти километров.

Преддуговый склон состоит из двух основ - террасы и призмы. Призма - это низ склона, она по строению и структуре чешуйчатого типа. Снизу граничит с главным склоном, который выходит на поверхность, соприкасаясь и взаимодействуя с осадками. Призма образуется за счет наслаивания осадков внизу. Эти осадки накладываются на океаническую кору и вместе с ней уходят под склон примерно на сорок километров. Так образуется призма.

В области между призмой и вулканическим фронтом пролегают большие уступы. Уступами разделяются террасы. На пологих участках таких террас располагаются бассейны седиментации, на них откладываются осадки вулканическими и пелагическими. В тропических участках на таких террасах могут развиваться рифы, могут обнажаться кристаллические породы фундамента или чужеродные блоки.

Дуга вулканическая - это что?

В этой статье упоминается термин островная, или вулканическая, дуга. Рассмотрим, что это такое. Тектонически активный пояс, который совпадает с зонами самых масштабных землетрясений, обозначается как вулканическая островная дуга. Она состоит из выгнутых в форме дуги цепочек действующих в настоящее время стратовулканов. Для таких вулканов характерно извержение эксплозивное. Это связано с большим количеством флюида в магме островодужной. Дуги могут быть двойными и даже тройными, а особая форма - раздвоенная дуга. Кривизна у каждой дуги разная.

Бассейны окраинные

Этим термином обозначают котловину или целый ряд таких котловин. Они полузамкнутые и образуются между материком и островной дугой. Такие котловины образованы за счет того, что материк разрывается или от него отделяется большой кусок. Обычно в таких бассейнах образуется молодая Этот процесс образования коры в бассейнах называется задуговым спредингом. - это один из видов таких бассейнов, он отгороженный. В последние годы нет новых сведений о том, что где-то происходит рифтогенез, обычно его связывают с тем, что зона субдукции перенаправляется или резко перескакивает в другое место.

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении (т. е. на конвергентных границах) порождает сложные и много­образные тектонические процессы , проникающие глубоко в ман­тию. Они выражены такими мощными зонами тектономагматической активности, как островные дуги, континентальные окраины андского типа и складчатые горные сооружения. Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию. Субдукция развивается там, где на кон­вергентной границе сходятся континентальная и океанская лито­сферы или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Коллизия, т.е. столк­новение литосферных плит, развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией лито­сферы, ее утолщением и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях. Гораздо реже и на короткое время при конвергенции возникают условия для надвигания на край континентальной плиты фрагментов океанской литосферы: происходит ее обдуция. При общей протяженности современных конвергентных границ около 57 тыс. км 45 из них приходится на субдукционные, осталь­ные 12 - на коллизионные. Обдукционное взаимодействие лито­сферных плит в наши дни нигде не установлено, хотя известны участки, где эпизод обдукции произошел в сравнительно недавнее геологическое время.

6.1. Субдукция: ее проявление, режимы и геологические последствия

Еще в начале 30-х годов, обнаружив вдоль глубоководных желобов Индонезии резкие отрицательные аномалии, Ф. Венинг-Мейнес пришел к выводу, что в этих активных зонах происходит затягивание в мантию складок легкого корового вещества. Тогда же Ф.Лейк, исследуя форму и размещение островных дуг, объяс­нил их образование пересечением земной сферы наклонными сколами, по которым Азиатский континент надвигается в сторону Тихого океана. Вскоре К. Вадати впервые установил наклонную сейсмофокальную зону, уходящую от глубоководного желоба под вулканические цепи Японских островов, что свидетельствовало в пользу предположений о связи островных дуг с крупными поддви-гами (или надвигами) по периферии Тихого океана.

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

Эта схема была уже очень близка к современному представ­лению о субдукции как форме конвергентного взаимодействия литосферных плит. Оно сложилось в 60-х годах, когда была раз­работана модель литосферпой субдукции. Сам термин «субдук­ция (лат. sub - под, ductio - ведение) был заимствован из аль­пийской геологии: в начале 50-х годов А. Амштуц назвал субдукцией подвиг и затягивание на глубину одних сиалических комплексов Альп под другие. В своем новом значении термин «субдук­ция» был одобрен на II Пенроузской конференции и с тех пор широко используется для одного из основополагающих понятии тектоники литосферных плит. За последние десятилетия учение о субдукции превратилось в обширный раздел геотектоники.

Следует подчеркнуть, что понятие и термин «субдукция» были введены для обозначения сложного глубинного процесса, ранее неизвестного. Субдукцию нельзя свести ни к «поддвигу», ни к «надвигу» литосферных плит. Их сближение при субдукции складывается из векторов движения двух контактирующих плит, причем наблюдается разнообразное соотношение направления и величины этих векторов. Кроме того , в тех случаях, когда проис­ходит быстрое гравитационное погружение одной из литосферных плит в астеносферу, их взаимодействие осложняется откатом конвергентной границы. Установлено, что субдукция развивается по-разному в зависимости от соотношения векторов движения плит, от возраста субдуцирующей литосферы и ряда других фак­торов.

Поскольку при субдукции одна из литосферных плит погло­щается на глубине, нередко увлекая с собой осадочные формации желоба и даже породы висячего крыла, изучение процессов суб­дукции сопряжено с большими трудностями. Геологические наб­людения затрудняются и глубоководностью океана над субдукционными границами. Современная субдукция выражается в подводном и наземном рельефе, тектонических движениях и структурах, вулканизме к условиях седиментации. Глубинное строение зон субдукции, ее сейсмические и геотермические проявления изучаются методами геофизики. Для расчетов кинематики субдукционного взаимодей­ствия, литосферных плит используются параметры их движения, определяемые относительно осей спрединга и в координатах го­рячих точек, а также решения фокального механизма непосред­ственно в верхней части зон Беньофа. В последние годы все боль­шее значение приобретают прямые измерения относительного дви­жения литосферных плит методами лазерных отражателей и ра­дио интерферометрии.

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. 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.

При протяженности до нескольких тысяч километров ширина желобов обычно не превышает 50-100 км. Как правило, они ду­гообразно изогнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей пли­те, реже прямолинейны. Современные глубоководные желобе 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 гор. Узкое и плоское дно желоба шириной иногда всего лишь в несколько сотен метров сложено осадками.

Асимметрично и размещение форм рельефа па 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 Большинство из них приурочено к периферии Ти­хого океана. Субдукционные системы Малых и Южных 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.

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. В дальней­шем, по мерсе последовательного распада суперконтинента и цент­робежного перемещения его фрагментов, зоны субдукции продол­жали 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. 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-материкового можно считать и японский тип зоны субдукции, представление о котором дает пе­ресечение, проходящее через Японский желоб - Хонсю-Япон­ское море Для пего характерно наличие краевого морского бассейна с новообразованной корой океанского или суб­океанского типа. Гсолого-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 эисиалическую 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 субдукцнп океанского (марианского) типа более древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океан­ская литосфера субдуцирует под более молодую на краю которой (на симатическом основании) образуется энсимати ческал островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить такие островодужные системы, как Идзу-Бопинская, Тонга - Кермадек, Южных Лнтил. Ни одна из подобных зон субдукции , по крайней мере в новейшее время, не формировалась посреди океана: они тяготеют к сложному парагенезу структур океанского обрамления.

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 падвиг пластин континентальной коры. Такова современная тектоническая активность Ги­малаев па 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 подвиги Субандийских цепей, Скалистых гор. Не исклю­чено, что под влиянием глубинной субдукции происходит и неко­торое затягивание вниз континентального автохтона таких сопря­женных с ней надвигов. Подобные зоны А-субдукции, размещаясь над мощными окрапнно-материковыми зонами суб­дукции, скорее всего вторичны по отношению к ним. Они вписы­ваются в структурный парагенез континентальной окраины.

6.1,3. Геофизическое выражение зон субдукции

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 субдукцин, а также внутреннее строение литосферных плит по обе стороны от этого смсститсля.

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.

Конвергентное взаимодейст­вие литосферы в зоне субдукции создает напряжения, которые на­рушают изостатическое равнове­сие, поддерживают изгиб литосферных плит и соответствую­щий тектонический рельеф. Гра виметрия обнаруживает резкие аномалии силы тяжести, кото­рые вытянуты вдоль зоны субдукции, а при ее пересечении сменяются в закономерной пос­ледовательности. Пе­ред глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия до 40-60 мГл, приуроченная к краевому валу. Полагают, что она обусловлена упругим антикли­нальным изгибом океанской ли­тосферы у начала зоны субдук­ции. Далее следует интенсивная отрицательная аномалия (120- 200, реже до 300 мГл), которая протягивается над глубоковод­ным желобом будучи смещена па несколько километров в сторону его островодужного (или кон­тинентального) борта. Эта аномалия коррелируете я 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 (1С0-300 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.

Современная субдукция находит выражение и в данных маг­ нитометрии. На картах линейных магнитных аномалий бассейнов океанского типа отчетливо различаются их тектонические грани­цы рифтогенной и субдукционной природы. Если по отношению к первым линейные аномалии океанской коры согласны (параллельны им), то субдукционныс 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.

Геотермические наблюдения обнаруживают снижение теплово­го потока по мере погружения относительно холодной литосферы под островодужный (или континентальный) борт глубоководного желоба. Однако дальше, с приближением к поясу активных вул­канов, тепловой поток резко возрастает. Как полагают, там выно­сится энергия, выделяющаяся на глубине в результате субдукционного трения , адиабатического сжатия и экзотермических мине­ральных превращений.

Таким образом, данные разных геофизических методов нахо­дятся в достаточно хорошем соответствии между собой, они по­служили основой для модели литосферной субдукции, которая по мере пополнения этих данных проверялась и уточнялась.

6.1.4. Зоны Беньофа

Наиболее выразительным проявлением современной субдукции служат, как отмечалось выше, сейсмофокальные зоны, на­клонно уходящие на глубину. В середине 30-х годов К. Вадати установил под Японией первую такую зону, а в следующее деся­тилетие (1938-1945) Б. Гутенберг и Ч. Рихтер опубликовали ин­формацию о большинстве остальных сейсмофокальных зон. Гло­бальная сводка этих авторов вызвала большой интерес. Уже в 1946 г. появилась, в частности, статья известного петролога и вулканолога А. Н. Заварицкого «Некоторые факты, которые надо учитывать при тектонических построениях», где развивалась мысль о первичной, определяющей роли глубинных сейсмоактив­ных зон в отношении наблюдаемых над ними близ поверхностных тектонических и вулканических процессов, являющихся в этом смысле вторичными.

В 1949-1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологичес­кого института опубликовал следующее поколение обобщающих работ о сейсмофокальных зонах. В те годы назревала концепция «новой глобальной тектоники», создатели которой широко использозали работы X. Беньофа о сейсмофокальных зонах и стали именовать их «зоны Беньофа». Название укоренилось в геолого-геофизической терминологии, при этом признается приоритет К. Вадати, воздается должное фундаментальному открытию это­го ученого.

К настоящему времени накоплен обширный материал о стро­ении и характеристиках сейсмофокальных зон Беньофа. Учиты­ваются размещение очагов землетрясений , их магнитуда, а также результаты решения их фокального механизма, позволяющие су­дить об ориентировке главных осей напряжения. Размещение глу­бинных очагов обычно изображают на картах (т.е. в проекции на горизонтальную плоскость), а также на поперечных и продольных «профилях» зоны Беньофа. Каждый такой «профиль» представляет собой проекцию сейсмических очагов на вер­тикальную поверхность. Для построения поперечного «профиля» берется определенный сегмент зоны Беньофа и оказавшиеся в его пределах очаги проектируются на вертикальную плоскость, ори­ентированную в крест простирания зоны. Иногда эту вертикальную плоскость ориентируют в направлении субдукции, которая может происходить под разными углами к простиранию зоны. Продоль­ный «профиль» зоны Беньофа получают, проектируя сейсмические очаги на вертикальную поверхность, которая следует вдоль сейсмофокальной зоны, изгибаясь вместе с ней.

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 очаг упругих колебаний , а далее продолжается как асейсмичный процесс. Это определяется, вероятно, в первую очередь снижением упругих свойств субдунирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит главным об. разом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась.

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа - скорость субдукции.

Наблюдаемая глубинность зон Беньофа широко варьирует как от одной зоны к другой, так и по простиранию одной и той же зоны. В частности, глубинность одной из наиболее протяженных сейсмофокальных зон, Андской, убывает от 600 км в ее централь­ной части до 150-100 км на флангах.

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. Все зоны Беньофа ориен­тированы наклонно. В окраинно-материковых системах, в том числе и 1з сложно построенных системах японского типа, они всег­да погружаются в сторону континента, поскольку субдуцирует именно Океанская литосфера.

Профиль зон Беньофа. Наклон каждой сейсмофокальпой зоны меняется с глубиной, тем самым вырисовывается ее поперечный профиль. 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. Практически все разнообразие профилей законо­мерно размещается между двумя.крайними их видами

Максимальная сейсмическая активность сосредоточена на сле­дующем отрезке зон Беньофа, где она порождается конвергентным взаимодействием двух литосферных плит.

6.1.5. Геологическое выражение зон субдукции

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 оии выступают па островодужном склоне желоба. В качестве фронтального в островных дугах формируется предду говой 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 па новообразованной океанской коре накапливаются мощные морские отложения, в том числе флишоидные. Таким об­разом, молассоидные мелководноморские и континентальные формации окраин но-материковых систем сменяются в острово-дужных 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-чешуйча­тую), причленяясь к так называемому аккреционному клину. Таковы соотношения па 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 все 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. В 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. 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.

6.1.6. Кинематика субдукции

Разнообразие рельефа, глубинного строения, напряженного со­стояния и магматизма зон субдукции, их латеральных структур­ных рядов определяется взаимодействием многих факторов, среди которых, как отмечалось выше, велика роль кинематических па­раметров субдукции. Несмотря на то что под субдукцией подразумевается прежде всего конвергентное взаимодействие плит, важ­но учитывать всю совокупность этих параметров. Среди них ско­рость конвергенции во многих случаях не имеет решающего зна­чения.

Кинематические параметры субдукции. В основе кинематичес­ких моделей субдукции лежат векторы скорости «абсолютных» движений: горизонтального скольжения двух взаимодействующих литосферных плит, а также гравитационного опускания одной из них при ее отрицательной плавучести на астеносфере. В послед­нем случае учитывается и соответствующее откатывание шарнира субдуцирующей плиты (линии ее перегиба у желоба). Исходя из векторов «абсолютных» скоростей, определяют относительные дви­жения плит вдоль сместителя зоны субдукции, а также дополняющие их деформации (складчатость и разрывные смещения: сдви­ги, взбросы и надвиги, рифты и спрединг) в надвигающейся литосферной плите.

Противоположному, наступательному смещению шарнира субдуцирующей плиты , как полагают, препятствует погруженная часть плиты, «заякоренная» в мантии. При таком смещении про­исходило бы ее подворачивание и опрокидывание, однако, на­сколько можно судить по геофизическим данным, этого не проис­ходит. Не исключено наступательное перемещение субдуцирующей литосферы (и ее шарнира) вместе с окружающим астеносферным веществом.

При высоких скоростях движения верхней плиты, а также там, где субдуцирует относительно легкая или утолщенная океанская литосфера, верхняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает ее. Образуется очень пологая приповерхностная часть зоны Беньофа, характерно выраженная под центральным отрезком Анд. В обеих литосферных плитах по­являются напряжения и структуры сжатия.

Напротив, там, где субдуцирует древняя и тяжелая литосфера возможны условия, при которых висячее крыло отстает в своем движении от откатывания шарнира. Соответствую­щее зияние реализуется по ослабленным зонам над поверхностью субдукции, где раскрываются задуговые или внутридуговые бас­сейны. Это определяется вектором относительного смещения фрон­тальной части надвигающейся литосферной плиты.

Не так давно, ученым стало известно о том, что Средиземное море умирает и судя по данным, которые удалось собрать за это время, есть повод полагать, что соседствующему Атлантическому океану придется пережить новые времена.

Для научного мира не секрет, что срок жизни океанов – несколько сотен миллионов лет, что по меркам нашей планеты не так уж много. Одни океаны появляются, а другие уходят навсегда. Процесс формирования связан с разрывом континентов, который рано или поздно происходит, а смерть океанов соответственно, начинается, когда континенты сталкивается и океаническая кора погружается в мантию Земли.

Однако, не смотря на эти знания, довольно неопределенным остается процесс формирования так называемых зон субдукции (именно этот процесс начинается сейчас в Атлантике). Сама зона субдукции – это 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.

Интересное открытие в этой сфере сделал Жуан Дуарте из Университета Монаш, который решил найти для наблюдения формирующуюся зону субдукции для дальнейшего исследования. Наблюдения привели его к абсолютно новому тектоническому примеру плит в южном районе Португалии. В течение восьми лет, исследователь и его команда проводили замеры и занимались картографированием геологической активности на берегах Португалии и обнаружили, что полученные сведения говорят о том, что в этом районе формируется зона субдукции.

Открытым и известным фактом было то, что юго-западный район Португалии был испещрен надвигами, которые, по мнению группы Дуарте соединены между собой трансформными разломами, а стало быть – это не отдельные участки пород, которые заходят под другие, а фактически целостная система разломов протяженностью в несколько сотен километров. Данный факт, считает Дуатре и является подтверждением их предположения о формировании здесь зоны субдукции.

Главным достижением исследования команды Жуана Дуатре является возможность судить о причинах формирования. Основная идея исследования ученого состоит в проведении параллели формирования зоны с зоной субдукции на западе Средиземного моря. Он считает, что трансформные разломы являются связующим звеном между этой новой зоной и Гибралтарской дугой, а стало быть, есть вариант, что сдвиг одной литосферной плиты под другую распространяется из умирающего Средиземного моря.

«Можете считать эти зоны субдукции пороками развития, - говорит г-н Дуарте. - Из этих областей разойдутся трещины, которые рано или поздно приведут к разлому литосферной плиты. Возможно, мы оказались свидетелями переломного момента в истории Атлантики». Уже сейчас Атлантический океан убывает в зонах Карибского бассейна и крайнего юга.

Однако далеко не все поддерживают ученого. Если с одной стороны, «теория инфекции» Дуатре объясняет причину формирования зон субдукций, то с другой – данных на нынешнем этапе слишком мало, и с уверенностью говорить о том, что открывается новая зона нельзя – полагает Жак Девершер из Брестского университета во Франции.

Так это или нет – в будущем покажут дальнейшие исследования, а пока что не будем спешить переводить Анлантический океан из списка молодых океанов в категорию старых и умирающих.