Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

ле субдукция происходит с пологим углом наклона, а со временем по мере прогрева верхней мантии угол наклона возрастает, при этом рас­ тягивается задуговая часть. Было также предложено [Molnar, Atwater, 1978], что по мере протекания субдукции при увеличении ее крутизны происходит «отступание» желоба и дуги в океан, при этом формирует­ ся задуговой бассейн. Вероятно, группа гипотез «автосубдукции» яв­ ляется реальной, но роль мантийной конвекции также, вероятно, вы­ сока и пока точно не оценена.

Статистически было показано [Scotese, Rowley, 1985], что зона субдукции ориентирована, как правило, ортогонально движению субдуцирующей плиты. Отзуки [Otsuki, 1989] эмпирически установил «законы скорости конвергенции плит», они хотя и являются идеализи­ рованными, но в целом отражают общие закономерности. Им было показано, что если скорость конвергенции больше 7.2 см/год, то про­ исходит субдукция с задуговым сжатием, а меньше — с задуговым растяжением. При скорости конвергенции, близкой к 7.2 см/год, ни сжатия, ни растяжения не происходит (для плит с глубиной субдукции

шими шестью типами субдукции и с привлекательными гипотезами Канамори, Молнара и Этуотер, можно выделить три состояния зоны субдукции: равновесие, сжатие и растяжение.

При состоянии равновесия (скорость конвергенции 7.2 см/год) над зоной субдукции формируется вулканический пояс и не происходит сжатия или растяжения коры. Именно к этому состоянию (рис. 3.108), вероятно, стремятся литосферные плиты.

Состояние сжатия происходит при убыстрении скорости конвер­ генции, при этом зона субдукции становится более пологой; сжатие сопровождается активным формированием аккреционной призмы и преддугового осадочного бассейна, а также задугового молассового (краевого) прогиба. Состояние растяжения происходит при замедле­ нии скорости конвергенции. При этом зона субдукции становится кру­ че и откатывается назад. При вращении субдуцирующей плиты и ее откатывании, если ее наклон был достаточно полог (примерно, менее 45-60°), рвется задуговая часть литосферы и формируется японский тип задугового бассейна, а если наклон был крут (больше 45-60 °) — рвется по оси вулканическая дуга (наиболее пластичная в осевой части из-за прогрева вулканизмом) и формируется междуговой бассейн типа марианского (рис. 3.109).

Из гипотезы Отзуки вытекает два важных следствия. Первое — при замедлении конвергенции резко возрастает способность образова-

466

1. Состояние равновесия

Рис. 3.108. Модели различных вариантов процессов в районах зон субдукции.

а, б — последовательность событий.

ния задуговых бассейнов. Примеры — экзотическое раскрытие задуговых бассейнов в Альпийском поясе на фоне коллизии и медленного сближения Африканской и Евразиатской плит (бассейны АлжироПрованский, Тирренский, Эгейский и частично Паннонский). Второе, намеченное Отзуки, — если при наличии зоны субдукции скорость кон-

467

Г

Рис. 3.109. Схема пропагации оси спрединга Марианского трога на север и раскола с расщеплением Бонинской активной вулканической ду­ ги. Раскол дуги начинается с перехода вулканизма известково-щелочного к щелочному и роста небольшого купольного поднятия. Модифицирова­ но по (Stern et al., 1984].

вергенции достигнет нуля, будет происходить самооткат субдуцирующейся плиты в сторону океана со скоростью 7.2 см/год.

Сопоставление географического местоположения задуговых бас­ сейнов с картой расположения плотностных аномалий в верхней ман­ тии на глубине около 150 км [Андерсон, Дзевонский, 1984] показыва­ ет, что все задуговые бассейны формируются в областях с регионально разуплотненной верхней мантией [Милановский, Никишин, 1988]. Это разуплотнение, вероятно, порождено не субдукцией (или не только суб-

Рис. 3.110. Схема тектонического районирования Западно-Тихоокеан­ ского рифтового пояса и смежных областей |Милановский, Никишин,

1988].

I — срединно-океанические рифтовые пояса, 2 — отмершие зоны автономного спрединга с океанической корой, 3 — активные и отмершие зоны кайнозойского меж­ дугового спрединга с океанической корой, 4 — активные и отмершие зоны кайнозой­ ского задугового спрединга с океанической и частично переходной корой, 5 — актив­ ные вулканические дуги, 6 — отмершие кайнозойские вулканические дуги, 7 — глубо­ ководные желоба, 8 — кайнозойские континентальные рифты, 9 — древние платфор­ мы, 10 — крупные срединные массивы, II — фанерозойские складчатые области, 12 — ложа океанов.

I — Сибирская, 2 — Китайская, 3 — Австралийская, 4 — Антарктическая плат­ формы, 5 — Японский, 6 — Западно-Филиппинский, 7 — Южно-Фиджийский, 8 — Тасманово-Коралловый бассейны.

468

дукцией), а какими-то другими процессами, так как оно часто распро­ страняется за пределы районов зон субдукции.

Рассмотрим отдельные типы осадочных бассейнов в связи с зона­ ми субдукции. К классическим примерам задуговых бассейнов можно отнести бассейны Японского моря, Курильский, Окинава, Андаман­ ский, Тирренский.

469

Впадина Японского моря имеет две группы котловин с океаниче­ ской корой, возникших при раздвижении континентальных блоков (рис. 3.110, 3.111) [Lallemand, Jolivet, 1986]: Японскую впадину на за­ паде и впадины Цусимская и Ямато, разделенные континентальным блоком Ямато на востоке. На западе Японская впадина находится не­

симская и Ямато образовались в среднем миоцене и находятся на ти­ пичном расстоянии от зоны субдукции (около 300 км). С конца миоце­ на впадина Японского моря испытывает сжатие.

Необычно большая ширина впадины Японского моря не очень понятна и вынуждает искать дополнительные причины ее образова­ ния помимо задугового растяжения. Высказывались следующие предположения: 1) собственно Японская впадина не является впади­ ной задугового спрединга в отличие от впадин Цусимской и Ямато, а образовалась как pull-apart-бассейн при правосдвиговом скольжении между Амурской и Охотской плитами [Lallemand, Jolivet, 1986]; 2) возможно, раскрытию впадин Японского моря способствовала Индо-Азиатская коллизия, так как ось Японской впадины ортого­ нальна оси сжатия при этой коллизии; не исключено, что образова­ нию Японской впадины предшествовало формирование коллизион­ ного рифта [Kimura, Tamaki, 1986]; 3) вероятно, раскрытию Японско­ го моря благоприятствовало наличие под ним автономного верхне­ мантийного горячего пятна, из-за существования которого зона суб­ дукции быстро отступила на восток [Miyashiro, 1986; Милановский, Никишин, 1988]. Курильская (Южно-Охотская) впадина подобна Японской и раскрывалась при раздвижении континентальной коры синхронно с последней примерно 15-16 млн лет назад [Jolivet et al., 1989; Maeda, 1990]. Ее образование связано с неравномерным (уменьшающимся к северо-востоку) отодвиганием вулканической дуги и зоны субдукции к востоку [Maeda, 1990].

Трог Окинава является современным активным задуговым бассей­ ном японского типа (рис. 3.113). Его рифт находится на стадии пере­ хода от континентального к океаническому и генетически связан как с растяжением ортогональным субдукции, так и с крупной правосдвиго­ вой зоной [Sibuet et al., 1987; Miki et al., 1990].

Задуговой Андаманский бассейн формировался в неоген-четвер- тичное время и его раскрытие было кинематически увязано с движени­ ем субплит в Азии из-за Индо-Азиатского столкновения. Кинематика раскрытия проходила по механизму типа pull-apart [Armijo et al., 1989].

470

Рис. 3.111. Схема тектонического положения задуговых бассейнов Ку­ рильского, Японского, Сикоку, Пересе-Вела во время их образования (ре­ конструкция для раннего миоцена). Составлена на основе [Seno, Maruyama, 1984; Lallemand, Jolivet, 1986; Jolivet et al., 1989; Maeda, 1990].

I — новообразованные бассейны с океанической корой, 2 — оси спрединга, 3 — зоны субдукции, 4 — вулканические дуги, 5 — отмершие вулканические дуги, 6 — сдвиги, 7 — континентальные рифты, 8 — направления движения плит.

471

Расстояние (км)

Рис. 3.112. Сравнение расстояний между осями спрединга и зонами субдукции для задуговых бассейнов [Hilde, Lee, 1984].

А — Андаманское море, Г — бас. Гавр, Л — бас. Лау, М — Марианнский трог, О — трог Окинава, П — бас. Паресе-Вела, С — бас. Сикоку, Я — Японское море, Ос — мо­ ре Скотиа, ЗФ — Западно-Филиппинский бас.

Тирренский бассейн активно формируется в настоящее время. Для него характерна изометричная в плане форма.

Задуговые бассейны имеют либо океаническую, либо сильно уто­ ненную континентальную кору. По характеру седиментации они по­ добны миниатюрным океанам. В геологическом прошлом задуговые бассейны также были широко распространены. Некоторые из них со­ хранились. Вероятные примеры — бассейны Черного моря и Южного Каспия [Никишин и др., 1997]. Если в силу обстоятельств задуговой бассейн не испытывает сильного сжатия порядка 100 млн лет после своего образования, то за это время его литосфера сильно охлаждает­ ся, утолщается и упрочняется. Бассейн становится сравнительно жест­ ким литосферным блоком с мощным осадочным чехлом. Если же бас­ сейн после своего образования сравнительно скоро подвергается сжа­ тию, то его сравнительно непрочная литосфера не выдерживает на­ грузки и на месте бассейна образуется складчатая зона (например, зо­ на Большого Кавказа, Аджаро-Триапетская зона Малого Кавказа).

К междуговым бассейнам относятся Марианский трог, трог ЛауЕавр, бассейны Сикоку и Паресе-Вела. Марианский трог формируется в позднемиоценово-четвертичное время. Он заложился при расколе ранее существовавшей Марианской вулканической дуги. В настоящее время наблюдается пропагация оси спрединга Марианского трога в Бо-

472

Рис. 3.113. Структурная схема и разрезы для района трога Окинава.

I — грабены и сбросы, 2 — зона субдукции, 3 — надвиги, 4 — области современ­ ного вулканизма, 5 — сдвиги (Sibuet et al., 1987).

нинскую вулканическую дугу [Karig et al., 1987; Eguchi, 1984; Jolivet et al., 1989] (рис. 3.109). Трог Лау-Гавр очень похож на Марианский и формируется в плиоцен-четвертичное время после продольного раскола

473

помощью многочисленных сейсмических профилей. В российской ли­ тературе они охарактеризованы В. Е. Хаиным и М. Г. Ломизе [1995] и многими другими.

Аккреционные призмы формируются в ходе трех (как минимум) ос­ новных процессов: за счет «бульдозерного» эффекта нависающей пли­ ты; за счет подслаивания снизу к нависающей плите комплекса осадков погружающейся океанической коры; за счет надвигания на нависающую плиту фрагментов океанической литосферы. При сильном сцеплении двух литосферных плит в зоне субдукции вышележащая плита может вести себя как «бульдозер», сгруживая перед собой часть материала субдуцирующейся плиты. В результате образуется пояс скученного и пере­ мешанного вещества аккреционной призмы. Также при пододвигании судбуцирующейся плиты от нее отслаиваются вверх слои или системы дуплексов и причленяются к вышележащей плите, в итоге также растет топографическое поднятие аккреционной призмы. В связи с тем что рельеф пододвигающейся литосферы неровный и на ней находятся мно­ гочисленные поднятия (например, вулканические), то при ее поддвиге часто топографические неровности срезаются и их материал причленяется к аккреционной призме; в ряде случаев могут проходить и процес­ сы обдукции океанической литосферы или ее фрагментов. В итоге раз­ ные процессы приводят к формированию аккреционной призмы. Ак­ креционная призма состоит из смеси вещества разного происхождения: фрагменты бывшего глубоководного чехла океана, турбидиты и олистостромы, фрагменты океанической литосферы (офиолиты). Степень де­ формации аккреционной призмы часто значительная. Тектонические деформации сильно осложнены гравитационными (оползневыми и так далее); для данных призм характерен грязевой диапиризм и в их верх­ ние части могут каким-то образом выдавливаться снизу высокомета­ морфические комплексы. Ширина аккреционных призм может дости­ гать 150-300, а их мощность — 10-20 км.

Соответственно между поднятием аккреционной призмы и вулка­ нической дугой в рельефе возникает понижение, которое и образует преддуговой осадочный бассейн. Преддуговой бассейн в основном за­ полняется продуктами разрушения вулканических дуг и аккреционных призм. Мощность чехла в преддуговых бассейнах может достигать не­ скольких километров. Географически преддуговые бассейны распро­ странены очень широко. Типичный пример на территории России — осадочный бассейн между Малой и Большой Курильской дугами (ме­ жду островами Кунашир и Шикотан). Другой пример — бассейн Та­ тарского пролива перед фронтом Восточно-Сихотеалиньского палеовулканического пояса.

475