dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

Рассмотрим случай, когда континент непод­

вижен, а океаническая плита перемещается со

скоростью И. Суммарная сила давления на край

континента со стороны океанической плиты со­

ответствует силе вязкого трения от конвективно­

го течения в астеносфере F. Угол ориентации

плоского клина относительно вектора силы тя­

жести зависит от соотношения вертикальной и горизонтальной компонент скорости перемеще­

ния литосферы при ее опускании.

Принимаем, что h (х)/1 « 1 (см. рис. 6.43).

Схема клина соответствует геофизическим дан­ ным (см. рис.

В первом приближении пренебрегаем кон­ вективными членами в уравнении движения (пол­ зущее движение), а также изменением давления

по толщине тонкого клина: дР/ду = О, где Р- внут­

реннее давление, выраженное как превышение

1/

ДР=- f[ Р(х)-PoJdx =Ри)-ро =

1о

=6~U[-~_~IП(I_Т)]+~-~, (6.6)

ния по всему слою относительно Ро; Р(х) - ло­

кальное значение давления; Т =1/а ; а - полная

длина клина; 1- расстояние, на котором мощность

клина равна h, (см. рис. 6.43).

Соотношения (6.5) и (6.6) определяют ве­

личины превышения давления в клине в зависи­

мости от его размеров (а, 1, h), скорости субдук­

ции Uо И вязкости 7}.

При равенстве давления на входе (РО) и вы­ ходе (Р,) из соотношений (6.3)-(6.6) получим

где 7} - динамическая вязкость; х, у - координа­

ты, u = и(х, у) - скорость течения в вязком клине. Уr.авнение неразрывности для тонкого слоя

(h(х)/1 » 1) запишем в виде

о

где Q - расход материала по толщине слоя. При граничных условиях: u = И при у = О; u = О при

у = h, Р = РОприх = О (во входном сечении); Р = Р, при х = 1(в выходном сечении) решения уравне­ ний (6.1) и (6.2) имеют вид:

Р(1)-Р. =61]U(_~ In(I-T)]

Р(Х)-Ра =х(Т-Х)[(Т-2)ln(I-T) 2]-1

где у = y/hJ = l/а; х = х/а -безразмерные ко­

ординаты. Результаты вычислений по (6.7) пред­ ставлены на рис. 6.44, а, откуда следует, что наи­ большее давление смещается к выходному сече­ нию высотой 1 и возрастает по мере увеличения

угла наклона клина и уменьшения выходного се­

чения. Возникающее повышенное давление в

клине противодействует силе давления океани­

ческой плиты на край континента (F = хо't"cp) , ко­

торая существует вследствие трения между aCTe~

носферными конвективными течениями и океа­

нической литосферой. При Т ~ 1 (1 ~ а) наблю­

дается резкое увеличение давления в окрестнос­

ти х=/ и Р(1)-FO ~oo (см. рис. 6.44, а, кри-

той и континентом может быть представлено как

трение при течении жидкости Куэтта в плоском

канале при взаимном перемещении пластин.

В зависимости от величины и соотношения скорости субдукции Ии скорости движения кон­

тинента И , а также закономерностей изменения

к

скорости субдукции И при опускании литосферной плиты структура организации клина может быть различной (рис. 6.46, а, 6). При постоянной

скорости опускания v = const наклон океаничес­

кой плиты постоянный, выделяется область кли­ на длиной 11 и область щели с постоянным сече­ нием 12 (см. рис. 6.46, а). При изменении скорос­ ти опускания v = f(x), что может быть вызвано

изменением массовой гравитационной силы с

глубиной, ускоренной эклогитизацией или сни­

жением трения вдоль контакта, возможно моно­

тонное изменение угла наклона литосферной пли­ ты, характерное для Алеутской и некоторых дру­

гих островных дуг.

При взаимодействии двух литосферных

плит, соизмеримых по толщине, можно выделить

две стадии (см. рис. 6.46, в). На первой стадии

при давлении, когда возникает ползущее течение

и смятие плит, образуется утолщение, и высота подъема смятой плиты h1 В первом приближении

определяется силой давления РП = h1P$ (Ре -

плотность коры). Глубина опускания литосферы в астеносферу h2 в зоне смятия, если не учиты­

вать силы сопротивления при движении лито­

сферы в астеносферу, будет определяться равно­ весием между силой давления Рп и гравитацион­ ной подъемной силой, возникающей за счет раз­ ности плотностей астеносферы и литосферы

СРа- Рл): h2 =PiCPa- рл)g и h/h 1 =Р/СРа- Рл)' Например, при Ре = 2.8 г/см3 , Ра -Рл=

= 0.15 г/см3, РП= 1 кбар, h 1 = 3.57 км, h2 = 67 км.

На второй стадии возникает разлом в учас­

тке наименее прочной литосферы, и начинается субдукция, устойчивое существование которой возможно только при наличии "смазки" - вязко­

го аккреционного клина.

Из нашей модели взаимодействия океани­

ческой литосферы с континентом следует, что воз­ никновение вязкой клиновидной области между субдуцирующей литосферной плитой и конти-

1982, 1986; Wentworth et аl., 1984; Platt, 1986; Ring, Brandon, 1994; Avigad, 1992; Liou et аl., 1994].

Ближе всего к нашей эмпирические модели

В. Эрнста [Ernst, 1975] и К. Уентворта и др. [Wentworth et аl., 1984], разработанные примени­ тельно к Францисканской формации Калифорнии и связанные с проблемами глаукофановых слан­

цев. Другие модели рассматривают не стационар­

ный процесс субдукции, а особые ситуации кол­ лизии и прекращения (или изменения) процесса субдукции. Эти ситуации рассмотрены в разделе

6.8на основе сравнения нашей модели с другими.

6.7.Модели магматизма и метаморфизма

взонах субдукции

Рассмотрение модели вязкого аккреционно­

го клина с выходной щелью показало, что в том случае, когда высота входного отверстия больше,

чем выходного, саморегулирующийся аккрецион­

ный клин обеспечивает стационарность процес­ са субдукции. В этом разделе мы продолжим мо­ делирование процессов субдукции и рассмотрим

процессы в щели ниже аккреционного клина, а

именно, роль трения и диссипативного тепла и характер плавления в ней и подстилающей океа­

нической коре, а также механизм подъема под­

нимающихся расплавов. Это плавление, как вид­

но из разделов 6.4 и 6.5, обеспечивает активный

андезитовый вулканизм островных дуг и актив­

ных окраин.

фаций, поднимаются вверх; изотерма 500 ос -

граница зеленосланцевой и эпидот-амфиболито­ вой фации до глубины 5 км, изотерма 860 ос - граница амфиболитовой игранулитовой фации до глубины 15-20 км.

В верхней части субдуктируемой плиты изограды, наоборот, изгибаются вниз, поскольку погружается "холодный" материал, и общая пос­ ледовательность метаморфических преобразова­ ний выглядит следующим образом: в секторе 1 аккреционный клин - фация зеленых сланцев и дегидратация при Т ~ 500 ОС; в секторе 2 - глау­

кофановые сланцы и интенсивная дегидратация; в секторе 3 - эклогиты И частичное плавление; в

секторе 4 - более полное плавление до границы с сектором 5, где остаются реститы.

Моделирование термической и петрологи­ ческой структуры и динамики зон субдукции, оценка факторов, определяющих процесс суб­ дукции, обсуждались во многих работах

[Tatsumi, 1989; Davies, 1984; Peacock, 1992, 1993, 1996]. В моделях [Dobretsov, Кirdyashkin, 1992,

1994, 1998] учтено влияние аккреционного кли­

на и слоя вулканогенно-осадочных пород как

своеобразной "смазки" и упругого регулятора между литосферными плитами. Тем не менее список всех вероятных факторов, регулирующих процессы в зонах субдукции, слишком велик, чтобы учесть их в полной мере. Среди них на­ зываются и оцениваются в той или иной мере следующие факторы:

потокам (сравни с рис. 4.47). Она близка к нашей

расчетной кривой для восходящего потока в ман­

тии (см. рис. 4.47) и условиям метаморфизма в срединно-океанических хребтах (MOR) [Silant'ev, 1995], а также типичным Р-Т-оценкам

в недрах островных дуг, в частности, условиям

метаморфизма Мl' М2 и Мз в зоне Хидака, Хок­

кайдо [Komatsu et al., 1992].

2. Среднеконтинентальная кривая соответ­ ствует также "горячим" субдукционным обста­

новкам андийского типа.

3а. Кривая "горячей" субдукции соответ­ ствует медленным (низкоскоростным) субдукци­ онным зонам (3-5 см/год) и(или) молодым "го­ рячим" плитам в новых субдукционных зонах

[Cloos, 1993].

3б. Кривая "холодной" субдукции наиболее реалистична в быстрых (высокоскоростных, 8- 1О см/год) зонах субдукции, где погружается "хо­

лодная" плита в длительно действующих зонах

субдукции. Реальные оценки Р-Т-условий в эк­ логит-глаукофановых поясах, которые считают­ ся продуктами метаморфизма субдуктируемой плиты, хорошо соответствуют либо кривой 3б (Fr - Францисканский комплекс, Ма - Максю­ товский комплекс на Урале), либо 3а (Р - Пен­

жинский пояс Камчатки, Sl- зона Сезиа-Ланцо в

Альпах, Sp - комплекс Моталафьела на Шпиц­ бергене) [Добрецов и др., 1974, 1979; Добрецов, 1999,2000]. Эти примеры подробно обсуждены

в следующем разделе.

Вариации условий выплавления, определя­

ющие генезис островодужных магм показаны в

верхней части рис. 6.49. Они соответствуют про­ должению кривой 2 (точки 2а, 2б), кривой 3а (точки 3а, 3б) и кривой 3б (точка 3в). Точки 2а, 2б при субдукции андийского типа соответству­ ют сухим, более высокотемпературным распла­ вам (1300-1400 ОС), генерирующимся на глуби­ нах 90-120 км. Точки 3а, 3б соответствуют водо­ содержащим расплавам при Т = 1170-1250 ос на

источников: 1) андезитовых (дацитово-андези­

товых) расплавов из зоны плавления в верхней

части погружающейся плиты; 2) расплавов из надсубдукционной мантии в зонах восходяще­ го течения (см. рис. 6.47), где возникает обста­ новка, близкая к СОХ, и образуются qазальты типа MORВ или обогащенные некогерентными элементами задуговые базальты. Вариации ха­

рактера и степени взаимодействия этих двух

типов расплавов, а также дифференциация в

промежуточных очагах приводят к появлению

разнотипных островодужных вулканических се­

рий, среди которых выделяются: 1) бонинито­

вая; 2) толеитовая островодужная; 3) известко­

во-щелочная андезит-базальтовая, включающая высокоглиноземистые базальты; 4) известково­ щелочная непрерывная базальт-андезит-риоли­

товая; 5) дацит-риолитовая кислая серия, харак­

терная для обстановок андийского тип-а; 6) суб­

щелочная и щелочная (шошонитовая и пикрит­ шошонитовая). Часто наблюдается закономер­

ная смена разных типов серий по мере развития

островной дуги, причем бонинитовые являют­ ся ранними и одновременно "фронтальными" (наиболее близкими к желобу), а кислые и ще­ лочные - поздними и(или) удаленными от маг­ матического фронта.

Бонинитовые серии установлены в остро­

вных дугах, выдвинутых далеко в океан и отно­

сительно молодых ("примитивных"): Бонинской

и Западно-Марианской [Sharaskin et al., 1980; Гео­ логия дна... , 1980]; дуге Тонга [Высоцкий, 1989], дуге Бисмарка и ее продолжении на мысе Фогель, Папуа, где впервые были описаны клиноэнста­

титсодержащие лавы [Dallwitz et al., 1966], в Но­

вой Каледонии [Campiglio et фl., 1986] и других дугах [Геология и петрология, 1991].

Прежде чем перейти к анализу петрологи­

ческих особенностей островодужных вулкани­ ческих серий, рассмотрим теплофизическое мо­ делирование зон плавления. Схема строения зоны