
- •8. Методы изучения вертикальных и горизонтальных движений
- •9. Изучение современного напряженного состояния земной коры. Современные движения (в т.Ч. Сейсмичность) территории Беларуси и соседних стран
- •10. Концепция тектоники литосферных плит
- •11. Рифтогенез. Глобальная система рифтовых зон. Континентальный рифтогенез
- •12. Палеорифты территории Беларуси. Припятский палеорифт: строение и развитие
- •13. Океанский рифтогенез (спрединг). Активный и пассивный рифтогенез
- •14. Субдукция: ее проявления, режим и геологические последствия.
14. Субдукция: ее проявления, режим и геологические последствия.
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
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 литосферной субдукции 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 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 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.
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.
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 .
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 энсиматическал островная дуга.
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.
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. Гравиметрия обнаруживает резкие аномалии силы тяжести, которые вытянуты вдоль зоны субдукции, а при ее пересечении сменяются в закономерной последовательности.
Современная субдукция находит выражение и в данных магнитометрии. 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.
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 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».
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.
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.
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.
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.
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
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.