Зоны субдукции на карте мира. Тектоническое положение и основные типы зон субдукции. Преддуговый склон и глубоководный желоб

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...

Как отмечалось выше границы литосферных плит подразделяются на дивергентные (зоны спрединга), конвергентные (зоны субдукции и обдукции) и трасформные .

Зоны спрединга (рис. 7.4, 7.5) приурочены к срединно-океаническим хребтам (СОХ). Спрединг (англ. spreading- растекание) – процесс генерации океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ). Он состоит в том, что под действием растяжения кора раскалывается и расходится в стороны, а образующаяся трещина заполняется базальтовым расплавом. Таким образом, дно расширяется, а его возраст закономерно удревняется симметрично в обе стороны от оси СОХ. Термин спрединг морского дна предложил Р. Дитц (1961). А сам процесс рассматривается как океанский рифтогенез , основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания. Он может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза (см. раздел 7.4.6). Раздвиг же в океанских рифтах обусловлен мантийной конвекцией – восходящими её потоками или мантийными плюмами.

Зоны субдукции – границы между литосферными плитами вдоль которых происходит погружение одной плиты под другую (рис. 7.4, 7.5).

Субдукция (лат. sub – под, ductio – ведение; термин был заимствован из альпийской геологии) – процесс пододвигания океанской коры под континентальную (окраинно-материковый тип зон субдукции и его разновидности – андский, зондский и японский типы) или океанской коры под океанскую (марианский тип зон субдукции) при их сближении, обусловленном раздвиганием плит в зоне спрединга (рис. 7.4 - 7.7). Зона субдукции приурочена к глубоководному желобу. При пододвигании происходит быстрое гравитационное погружение океанской коры в астеносферу с затягиванием туда же осадков глубоководного желоба, с сопутствующими проявлениями складчатости, разрывов, метаморфизма и магматизма. Субдукция осуществляется за счёт нисходящей ветви конвективных ячей.

В зависимости от тектонического эффекта взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны, можно выделить несколько режимов – субдукционной аккреции, субдукционной эрозии и нейтральный режим.

Режим субдукционной аккреции характеризуется тем, что над зоной субдукции образуется всё увеличивающаяся в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивающая континентальную окраину или островную дугу.

Режим субдукционной эрозии предполагает возможность разрушения висячего крыла зоны субдукции (подкоровая, базальная или фронтальная эрозия) в результате захвата материала сиалической коры в ходе субдукции и перемещения его на глубину в область магмообразования.

Нейтральный режим субдукции характеризуется пододвиганием почти недеформированных слоёв под висячее крыло.

Обдукция – тектонический процесс, в результате которого океаническая кора надвигается на континентальную (рис. 7.8).

Подтверждением возможности такого процесса являются находки офиолитов (реликтов океанической коры) в разновозрвстных складчатых поясах. В надвинутых фрагментах океанской коры представлена только верхняя часть океанской литосферы: осадки 1-го слоя, базальты и долеритовые дайки 2-го слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс 3-го слоя и до 10 километров перидотитов верхней мантии. Это означает то, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океанской литосферы и надвигание её на континентальную окраину. Остальная же часть литосферы перемещалась в зоне субдукции на глубину, где претерпевала структурно-метаморфические преобразования.

Геодинамические механизмы обдукции разнообразны, но главные из них – обдукция на границе океанского бассейна и обдукция при его замыкании.

Эдукция (англ.eduiction – извлечение) – процесс обратного выведения к поверхности тектонитов и метаморфитов, образовавшихся ранее в зоне субдукции, в результате продолжающейся дивергенции. Это возможно в том случае, если субдуцирующий хребет вытянут вдоль континентальной окраины и если свойственная ему скорость спрединга превышает скорость пододвигания хребта под континент. Там, где скорость спрединга меньше скорости пододвигания хребта, эдукция не происходит (например, взаимодействие Чилийского хребта с Андской окраиной).

Аккреция – наращивание в процессе пододвигания океанической коры края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. Процессы регионального сжатия, вызванные столкновением микрокнтинентов, островных дуг или других «террейнов» с континентальными окраинами, обычно сопровождаются развитием шарьяжей, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов. Так образуются, в частности, флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические покровы с формированием перед фронтом покровов за счёт их разрушения олистостостром, а в подошве покровов – микститов (тектонического меланжа).

Коллизия (лат. collisio – столкновение) – столкновение разновозрастных и разных по генезису структур, например, литосферных плит (рис. 7.5). Развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, её утолщением и «скучиванием» в складчатых сооружениях и горообразованием. При этом проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, разделение её на пластины, которые испытывают горизонтальные перемещения и дисгармоничные деформации. В процессе коллизии преобладают глубинные наклонные латерально-сдвиговые встречные обмены породными массами внутри земной коры. В условиях скучивания и утолщения коры образуются палингенные очаги гранитной магмы.

Наряду с коллизией «континент-континент» иногда может быть коллизия «континент-островная дуга» или двух островных дуг. Но правильнее её применять для межконтинентальных взаимодействий. Пример максимальной коллизии – некоторые отрезки Альпийско-Гималайского пояса.

Понимание природы тонкой структуры зоны субдукции имеет ключевое значение для физики сейсмотектонического процесса. Результатом интенсивных геофизических и геологических исследования зон суб- дукции в последние несколько десятков лет являются новые данные о структуре этой зоны и особенностях сейсмичности. Они поставили целый ряд вопросов, ответы на которые нельзя получить в рамках модели плитотектоники. Предпочтительнее рассматривать эти вопросы на основе активизации эндогенных процессов, имеющих значительную вертикальную компоненту переноса энергии. Ограничимся изложением результатов ряда работ по Камчатке, Курилам и Японии, которые широко известны и достаточно объективны.

Прежде всего, рассмотрим особенности протекания сейсмотектонических процессов, которые одновременно отражают и условия их проявления. Об этом можно судить по распределению плотности эпицентров Камчатских землетрясений (Рис.5.6, [Болдырев, 2002]). Основная сейсмоактивная зона имеет ширину 200 - 250 км. Распределение плотности эпицентров очагов (далее очагов) в пространстве носит сложный характер, при этом выделяются изометрические и вытянутые участки различной плотности очагов.

Участки повышенной плотности очагов образуют систему лине- аментов, из которых наиболее заметные совпадают с простиранием морфоструктур Камчатского региона. Эти участки устойчивы в пространстве за период инструментального контроля, начиная с 1962 и кончая 2000 годом. Устойчиво в пространстве также положение слабосейсмичных участков. Заметим, что частота землетрясений внутри этих участков может существенно меняться. Это показано при реализации, например, алгоритмов RTL [Соболев и Пономарев,2003].

Рис.5.6 Плотность эпицентров (N на 100кв.км) Камчатских землетрясений 1962-1998гг. (Н=0-70км, кб > 8.5). Прямоугольник - область уверенной регистрации событий с кб> 8.5. 1 - современные вулканы, 2 - очаги с кб > 14.0, 3 - ось глубоководного желоба, 4 - изобата - 3500м .

Пространственно - временные изменения плотности очагов в трех полосах сейсмической зоны Камчатки приведены на рис. 5.7. [Болдырев, 2002 ]. Как видно, положение сейсмоактивных и слабо сейсмичных участков весьма устойчиво во времени в данный период контроля. На этом же рисунке показано положение очагов сильных землетрясений (К > 12.5), совпадающие с участками повышенной плотности очагов слабых землетрясений. Можно констатировать, что сильные события происходят в зонах повышенной активности слабых событий, хотя по механистическим представлениям в этих участках должна происходить разрядка накапливаемых напряжений.

Весьма интересны результаты анализа, представленные на рис. 5.8 [Болдырев, 2000]. На верхней части рисунка показан вертикальный разрез распределения плотности гипоцентров в ячейках 10 на 10км и положение коромантийного раздела. Под Камчаткой практически отсутствуют очаги в мантии, а под экваторией Тихого океана они преобладают. На нижней части рисунка автор показывает предположительные тренды миграции сильных событий от 159 о в.д. до 167 о в.д. Скорость "миграции" очагов 50 - 60 км/год, периодичность активизации 10 - 11 лет. Таким же образом можно выделить тренды событий более низкого энергетического уровня, "распространяющиеся" с запада на восток. Однако природа таких горизонтальных процессов передачи упругой энергии не обсуждалась. Отметим, что схема горизонтально действующих процессов передачи упругой энергии не согласуется с наблюдаемыми устойчивыми положениями в пространстве участков с постоянным уровнем сейсмичности. Существование устойчивых участков с активными сейсмическими явлениями в большей мере указывают на протекание вертикальных процессов возбуждения среды, имеющих в данный период определенную ритмичность.

Возможно, что с этими процессами связаны различные характеристики среды, отражающиеся в скоростных моделях (Рис.5.9 и 5.10) [Тараканов, 1987; Болдырев и Кац, 1982]. Сразу бросается в глаза неоднородности, образующие сложную мозаику "блоков " с повышенным или пониженным уровнем скоростей (относительно осредненного скоростного разреза по Джеффрису). Причем "блоки ", в которых почти постоянны скорости, расположены в широком диапазоне глубин, контрастно выделяются наклонные структуры также с большим перепадом глубин. В одних и тех же диапазонах глубин скорости упругих волн могут быть как высокими, так и низкими. Скорости в подконтинентальной мантии ниже скоростей в подокеанической мантии на одних и тех же глубинах. Необходимо также отметить наибольшие значения градиентов скоростей.

Рис.5.7 Пространственно-временные распределения плотности очагов (число событий за 0.5 года в интервале AY = 20км) в трех продольных линеаментах Камчатской сейсмоактивной зоны. Крестиками помечено положение 20 сильнейших землетрясений в каждой полосе.

Рис.5.8. Вертикальный разрез (а) и пространственно-временные изменения плотности очагов (б) в полосе 20км вдоль 55°с.ш.. 1- очаги землетрясений Кб>12.5, 2 - проекция современной вулканической зоны, 3 - проекция оси глубоководных желобов.

Рис.5.9 Поля скоростей продольных волн (км/с) в фокальной зоне вдоль профиля станция Хатинохе - о-в Шикотан: 1 - < 7.25, 2 - 7.25 - 7.5, 3 - 7.51 - 7.75, 4 - 7.76 - 8.0, 5 - 8.01 - 8.25, 6 - 8.26 - 8.5, 7 - > 8.5, 8 - гипоцентры сильнейших землетрясений.

Рис.5.10 Широтный профиль изменения скоростей продольных волн (станция SKR - глубоководный желоб), теплового потока и аномалий поля силы тяжести. 1 - изолинии поля скорости V ; 2 - значения скорости для стандартной модели Земли; 3 - положение поверхности М и значения граничных скоростей в ней; 4 - изменение фонового теплового потока; 5 - аномалии поля силы тяжести; 6 - действующие вулканы; 7 - глубоководный желоб, 8 - границы сейсмофокального слоя.

Уровень сейсмической активности (т.е. плотности очагов) в зонах имеет обратную корреляцию со скоростью V ? и прямую с добротностью среды. При этом участки повышенных значений скоростей, как правило, характеризуются более высоким уровнем затухания [Болдырев, 2005], причем гипоцентры наиболее сильных событий располагаются в зонах с повышенной скоростью и приурочены к границам "блоков" с разными скоростями [Тараканов, 1987] .

Была построена обобщенная скоростная модель блоковой среды для сейсмофокальной зоны и ее окрестностей [Тараканов, 1987]. Фокальная зона по пространственному распределению гипоцентров и скоростному строению также является неоднородной. По толщине она является как бы двухслойной, т.е., сама сейсмофокальная зона и примыкающий к ней высокоскоростной слой (или "блок") с Д V ~ (0.2 - 0.3 км/с). Аномально высокими скоростями отличается наиболее высокосейсмичная часть зоны, а аномально низкими скоростями характеризуются блоки непосредственно под островными дугами и еще глубже в направлении сейс- мофокальной зоны. О двухслойной сейсмофокальной зоне на некоторых глубинах сообщалось и в других работах [Строение..,1987].

Эти данные можно относить к объективным, хотя границы выделенных "блоков" могли быть определены не достаточно точно. Наблюдаемые распределения скоростей сейсмических волн, особенности тектонических напряжений и деформаций, а также пространственное распределение аномалий различных геофизических и гидрогеохимических полей не могут реализоваться, если представить, что сейсмофокальная зона находится в постоянном одностороннем движении, как это следует из модели плитотектоники [Тараканов и Ким, 1979; Болдырев и Кац, 1982; Тараканов, 1987; Болдырев, 1987]. Здесь аномалии скоростей связывают с вариациями плотности, что может объяснить перемещение вязкой среды в поле силы тяжести. При этом отмечается, что характер движений напоминает поля в конвективной ячейке, где восходящие движения могут трансформироваться в горизонтальные движения верхней мантии, которое выделяется вблизи островной гряды. Положение сейсмофокальной зоны, ее очертания и наклон связываются с взаимодействием разуплотненной мантией под окраинным морем с более плотной средой под океаном.

Представляют интерес работы Л.М. Балакиной, посвященные исследованиям механизмов очагов землетрясений в зонах субдукции ([Балакина, 1991,2002] и литература к ним). Наиболее полно исследовались Курило-Камчатская остравная дуга и Японские острова. Для землетрясений (М > 5.5) в верхних 100 км литосферы выявлен единый тип механизмов очагов. В нем одна из возможных плоскостей разрыва ориентирована устойчиво вдоль простирания островной дуги и имеет крутой угол наклона (60 - 70°) в сторону глубоководного желоба, вторая - пологая плоскость (угол падения менее 30°) не имеет устойчивой ориентации по азимуту простирания и направлению падения. В первой плоскости преобладающая подвижка всегда взброс, во второй - меняется от надвига до сдвига. Отсюда следует закономерная ориентация действующих напряжений для глубин до 100км: напряжение сжатия по всей толще литосферы ориентированно вкрест простирания островной дуги с наклоном в сторону глубоководного желоба под небольшими углами к горизонту (20-25°). Напряжения растяжения на этих глубинах ориентировано круто с наклоном в сторону тылового бассейна и большим разбросом по азимуту простирания. Это означает, что представления о совпадении ориентации осей напряжений сжатия или растяжения с вектором наклона фокальной зоны не является обоснованным. Также Л.М. Балакиной отмечается, что в очагах промежуточных и глубокофокусных землетрясений ни одно из напряжений сжатия или растяжения нельзя считать совпадающим по направлению с вектором падения сейсмофокальной зоны. Анализ механизмов очагов показал, что в литосфере и мантии имеет место субвертикальное перемещение вещества. Однако в мантии, в отличие от литосферы, оно может быть как восходящим, так и нисходящим (рис.5.11). Поэтому сейсмофокальная зона может быть пограничной между зонами поднятия и опускания. Ведущим процессом представляется образование и развитие тыловых структур погружения, обусловленное перемещением масс, охватывающих всю верхнюю мантию под тыловым бассейном (Балакина, 1991). Этот процесс связывается с гравитационной дифференциацией вещества в области фазовых переходов между нижней и верхней мантией, т.е., процесс перемещения начинается снизу, а не сверху, как это следует из модели плитотектоники. Фокальная же зона - это область дифференцированных движений на границе между мантией тылового бассейна и океанической. Происходящее перераспределение масс сопровождается также их горизонтальным перемещением, развитие которого в астеносфере обуславливает поднятие подошвы соответствующего участка литосферы. В результате вдоль фокальной зоны концентрируются напряжения и накапливаются сдвиговые деформации, которые определяют закономерности распределения механизмов очагов на различных глубинах, от поверхностных до мантийных.

Развитые в цитированных работах представления о формировании сейсмофокальных зон (зоны субдукции) во многом схожи, а механизмы вертикальных движений находят свое объяснение также в модели вертикальной аккреции вещества [Вертикальная.. , 2003].

Однако остаются две группы вопросов. Первая группа: природа слабой коровой сейсмичности, квазистационарность зон сейсмичности с различной активностью, сопряженность зон слабой и более сильной сейсмичности. Вторая группа вопросов связана с природой глубокофокусной сейсмичности и скоростными моделями среды.

Ответы на первую группу вопросов можно получить из представлений о последствиях взаимодействия восходящих потоков легких газов с твердой фазой литосферы. Интенсивность сейсмических событий в различных зонах (пятнистость сейсмичности) обусловлена различием потоков восходящих легких газов, их цикличностью, т.е., пятнистость сейсмичности отражает соответствующую неравномерность восходящих потоков легких газов.

Рис.5.11 Схема дифференциальных перемещений вещества в пограничной зоне между активной мантией тылового бассейна и пассивной океанической мантией, происходящих в процессе погружения тылового бассейна (по Балакиной). Вертикальное сечение, перпендикулярное простиранию дуги. 1 - нисходящие движения на периферии тылового бассейна; 2 - горизонтальные перемещения вещества в астеносфере под островным склоном желоба; 3 - линии поднятия подошвы литосферы, вследствие перемещения вещества в астеносфере; 4,5 - ориентация напряжений: 4 - сжатия, 5 - растяжения, возникающих при дифференциальных перемещениях вещества в литосфере и в нижней части фокальной зоны; 6 - ориентация крутых разрывов и подвижек в литосфере; 7 - верхняя мантия под тыловым бассейном; 8 - океаническая верхняя мантия; 9 - фокальная зона; 10 крутые разрывы в низах фокальной зоны.

Природа процессов формирования тонкой скоростной структуры среды, как нам представляется, практически не обсуждалась. Скоростная структура среды весьма удивительна своей контрастностью. Внешнескоростная структура среды напоминает вертикальные зоны (блоки) повышенной или пониженной сейсмичности, однако они расположены в переходной зоне нижней коры и верхней мантии (40-120 км). Изменения скоростного режима в вертикальных блочных структурах может быть объяснено не только на основе чисто плотностных моделей (происхождение которых необходимо обсуждать), но и вариациями температурного режима, связанного с тепловыми эффектами восходящих потоков водорода в различных элементах структуры. Причем в переходной зоне от верхней мантии до нижней коры речь может идти только о восходящей диффузии атомарного водорода в кристаллических структурах. По-видимому возможны струйные течения водорода и гелия в направлении менее плотной упаковки кристаллических структур, аналогичные наблюдаемым в лабораторных экспериментах (рис.4.4 б,в,г). Подтверждением этого могут служить данные по быстрой изменчивости скоростных параметров среды [Славина и др., 2007].

Обсудим возможные механизмы изменения свойств среды в зонах струйных восходящих течений водорода. Один из механизмов связан с процессами растворения водорода в кристаллических структурах. Это процесс эндотермический. Хотя для горных материалов теплоты растворения водорода не известны, однако для оценок можно взять данные для материалов, не образующих гидридных соединений. Эта величина может быть порядка 30 ккал /моль(Н). При непрерывных восходящих потоках атомарного водорода (при условии занятых водородом вакансий и дефектных структур) порядка 1 моль Н/м 2 понижение температуры может составить 50-100°. Этому процессу может способствовать текстурированность определенных граничных структур, например, в сейсмофокальной зоне и прилегающих областях. Следует отметить, что проявления эндотермических процессов, сопровождающих растворение водорода в кристаллических структурах, интенсивны в зонах структурно-вещественных преобразований, реализующих реидное течение вещества. На возможность таких процессов указывают ряд закономерностей распространения упругих волн. Например, вертикальные зоны повышенных скоростей характеризуются более высоким уровнем их затухания [Болдырев, 2005]. Это может быть связано с взаимодействием упругих волн с водородной подрешеткой, концентрация которой повышена в зонах с более низкой температурой. Такие эффекты известны в лабораторной практике. Наличие водородной подрешетки после насыщения горных материалов фиксировалось в рентгеноструктурных исследованиях по появлению сверхструктурных отражений на малых углах (рис. 4.2). В этих представлениях скоростных структур рассматриваются два типа зон: зона с нормальным фоновым восходящим потоком водорода и зона с небольшой концентрацией водорода (до этого в этой зоне температура была повышена), где возможно дополнительное растворение водорода. Можно отметить, что появление в геологической среде двухфазного состояния вещества при высоком давлении водорода может привести к увеличению плотности за счет более плотной упаковки структур.

Однако можно рассматривать и другую модель формирования различий в скоростных структурах среды. При струйных течениях водорода по различным структурам (например, на рис.4.4б) с ним выносится определенное количества тепла [Летников и Дорогокупец, 2001]. В рамках этих представлений существуют структуры с повышенной температурой и структуры с нормальной температурой для соответствующих глубин. Но все это означает, что скорости упругих волн в различных структурах будут со временем изменяться, причем время изменений может быть весьма небольшим, что показала Л.Б. Славина с коллегами.

В рамках рассматриваемых процессов некоторые свойства сейсмо- фокальной зоны (зоны субдукции) можно связывать с процессами взаимодействия восходящего потока глубинного водорода с твердой фазой. Сейсмофокальная зона является стоком легких газов. Повышенная концентрация дефектов структуры, о чем говорилось выше, может привести к накоплению водорода и гелия в дефектах (вакансиях), с плотностью, близкой к плотности их в твердых фазах. За счет этого плотность материала сейсмофокальной зоны может увеличиться на доли единиц (г/см 3). Это также может способствовать увеличению скорости упругих волн. Однако этот процесс происходит на фоне более масштабных явлений планетарного типа, обусловленных, по-видимому, вертикальным переносом вещества (адвекционно-флюидный механизм [Белоусов, 1981; Спорные..,2002; 0кеанизация..,2004; Павленкова, 2002]), а также процессами в граничных слоях между континентальными и океаническими мантией и литосферой. Естественно, что эта пограничная зона должна обладать рядом уникальных свойств. Формирование этой зоны и поддержание ее длительного достаточно устойчивого состояния сопровождается возникновением в ней, как отмечалось выше, высоких напряжений, создающих определенную текстуру деформации. Текстура деформации также может внести существенный вклад в увеличение скоростей упругих волн вдоль таких граничных структур. Формированию и поддержанию текстуры деформации способствует также восходящая диффузия водорода и гелия. Примеры текстурирования (Рис.4.1б) горных материалов при насыщении их легкими газами были приведены выше. Следует отметить, что в текстурированных структурах повышенная концентрация дефектов. Это способствует накоплению в них легких газов и проявлениям неустойчивости среды за счет постоянной восходящей диффузии легких газов. Поэтому пограничная зона, она же сейсмофокальная зона, также может представлять двухфазную структуру, что влияет на ее скоростные параметры. Заметим, что неравновесное состояние геологической среды при повышенных значениях Р-Т параметров может быть признаком протекания сверхпластичности. Это следует из лабораторных представлений и наблюдений сверхпластичности. Однако перенос этих представлений на условия среды глубже 150-200км пока не имеет реальных оснований.

Теперь о природе глубокофокусных землетрясений, точнее, конечно, говорить о природе подготовки и протекания разномасштабных глубокофокусных "движений". Причем основанием для этих представлений являются особенности сейсмических явлений, характеризующихся сдвиговой компонентой движений в так называемом глубокофокусном "очаге". Основные положения представлений об этом исходят в настоящее время из модели плитотектоники. Однако эта модель подвергается все большей критике [Спорные.., 2002; Океанизация.., 2004]. Накопленный объем геологических и геофизических данных ставит под сомнение реальность этой модели. В рамках модели плитотекто- ники протекание глубокофокусных движений связывали с фазовыми переходами оливин-шпинель при определенных Р-Т условиях в граничных слоях опускающейся холодной океанической плиты [Калинин и др., 1989]. Фазовые границы в погружающейся плите представляются механически ослабленными зонами, вдоль которых осуществляется проскальзывание сегментов погружающихся жестких плит при некотором участии "флюидной фазы" [Родкин, 2006], т.е. очагом является зона проскальзывания. В рамках этой модели пытаются объяснить также резкие изгибы погружающихся плит, выявленные по гипоцентрам глубоких землетрясений и по данным сейсмической томографии. Эти резкие изгибы плит связываются также с фазовыми переходами на определенных глубинах и соответствующей потерей жесткости таких плит. Однако при этом не учитывается природа сил (в рамках модели плитотектоники), вызывающая движение плиты вниз. Можно ли объяснить действием этих сил горизонтальное движение плиты после ее изгиба? Можно ли затем изменить направление движения плиты вниз? На эти вопросы необходимо отмечать. Остается также вопрос к природе резкой контрастности границ опускающейся плиты. Эти вопросы в модели плитотектоники не обсуждаются и не могут в ней найти объяснений.

Учитывая выше изложенное, а также многочисленные данные исследований, необходимо согласиться с теми, кто показывает уязвимость представлений плитотектоники. Зона Заварицкого-Беньофа является границей двух сред, континентальной литосферы-мантии и океанической литосферы-мантии. Эти среды оказывают на граничную структуру и ее динамику основное влияние. Однако ряд особенностей граничной структуры указывает на то, что она является мощным стоком легких газов, прежде всего водорода, от ядра к поверхности.

Восходящие потоки водорода имеют струйный характер и могут контролироваться ярко выраженными границами, которыми определяются структурными особенностями среды. Это было показано при лабораторном моделировании (рис. 4.4б,в,г). Как уже отмечалось, в направлении к поверхности концентрация водорода будет увеличиваться. Постепенно дефектные места (дислокации, вакансии, дефекты упаковки др.) будут заняты водородом и его поток будет осуществляться только по междоузлиям. Поэтому основным препятствием для движения потока будут уже занятые водородом дефектные структуры и элементы текстуры деформации. Водород начнет накапливаться в междоузлиях и свободных дефектах структуры, вызывая структурные напряжения.

Известна вертикальная и субгоризонтальная расслоенность верхней мантии. Природа расслоенности верхней мантии рассматривают на основе тепловой конвекции, адвективно-полиморфного и флюидного механизмов. Анализ действия этих процессов рассматривался в работах [Павленкова, 2002]. На основе этого анализа делался вывод, что наиболее полно можно объяснить расслоенность верхней мантии действием флюидного механизма [Летников, 2000]. Суть рассматриваемого здесь механизма заключается в том, что благодаря значительной подвижности флюидов вещество мантии достаточно быстро (по сравнению с конвективным течением) поднимается вверх по ослабленным или разломным зонам. На некоторых глубинах оно задерживается, образуя слои с повышенной концентрацией флюида. Дальнейшее продвижение глубинного вещества вверх зависит от проницаемости верхней мантии. Такими зонами проницаемости являются наклонные мантийные структуры, в том числе так называемые зоны субдукции, по существу зона сочленения двух различных структур. Эти зоны имеют изломы, а в ряде случаев изломы имеют углы, близкие к прямым.

Однако зоны "проницаемости" в верхней мантии не могут иметь трещин, поэтому они могут быть проницаемы только для легких газов (под флюидом следует понимать только легкие газы), которые образуют фазы внедрения. Это водород и гелий. Зоны изгиба представляются зонами накопления водорода в кристаллических структурах. Можно полагать, что поток водорода из внешнего ядра квазипостоянен, поэтому накопление водорода в этих зонах будет заканчиваться его прорывом в вышележащие структуры. Примером такого поведения водорода может быть струйный прорыв (см. рис. 4.4 в,г и 4.7-4.10). Этот прорыв будет сопровождаться перестройкой снизу вверх протяженных кристаллических структур, проявляющейся в ее быстром деформировании, т.е. тем, что называют глубокофокусным землетрясением. Естественно, что в этом процессе нет разрыва сплошности. В подтверждение этой модели можно привести данные по цикличности или ритмичности глубокофокусных землетрясений с периодичностью 7-8 лет [Поликарпова и др., 1995], отражающих косвенно как величину глубинного потока водорода, так и особенности взаимодействия этого потока с твердой фазой и ее реакцию на этот поток.

Вместо заключения.

Эндогенные процессы в так называемых зонах субдукции действуют в масштабах, существенно превышающих региональные. Измерения возмущений различных полей в локальных участках могут дать информацию об активизации пространственных или локальных процессов. Однако они не могут помочь в оценке и прогнозировании локальной реакции среды в тех или иных участках. В тоже время плотная сеть мониторинга, где она возможна, может помочь в оконтуривании региональной зоны эндогенного возбуждения среды, но вряд ли может указать на вероятное место сильного события.

Чтобы управлять чем бы то ни было, надо считаться с массовыми фактами, а еще лучше - понимать их.

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 они выступают на островодужном склоне желоба. В качестве фронтального в островных дугах формируется преддуговой 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 на новообразованной океанской коре накапливаются мощные морские отложения, в том числе флишоидные. Таким образом, молассоидные мелководно-морские и континентальные формации окраинно-материковых систем сменяются в островодужных 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-чешуйчато), причленяясь к так называемому аккреционному клину (см. рис. 6.23). Таковы соотношения на 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 всё 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. И 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 (см. рис. 11.6). 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.

При обильном поступлении терригенного материала и не самых высоких скоростях субдукции глубоководный желоб заполняется осадками настолько, что теряет батиметрическое выражение и вырисовывается только на геофизических профилях. Таков желоб Пипингтон-Орегон (рядом с Каскадными горами и Ванкувером), где скорость субдукции около 4,5 см/год. Погребены осадками Панамский желоб (и его продолжение у берегов Колумбии), самый южный сегмент Чилийско-Перуанского желоба (к югу от пересечения с Чилийским спрединговым хребтом), желоб Хикуранги у о. Северный Новой Зеландии. Конусы выноса иногда пересекают такой погребенный желоб и выходят в океан.

Субдукция и тектонические деформации. Взаимодействие литосферных плит при субдукции сопровождается тектоническими деформациями, которые особенно выразительны вблизи конвергентной границы, но проявляются и по обе стороны от нее, особенно на висячем крыле. Многие из этих деформаций сейсмогенны (см. выше).

Рис. 6.11. На верхнем профиле - структуры растяжения (сбросы и грабены) на океанском борту Чилийско-Перуанского желоба у северных берегов Чили, 23°15" ю.ш. (по У. Швеллеру и Л. Кульму, 1978). На нижнем сводном профиле - структуры сжатия (надвиги) в океанской литосфере вблизи того же желоба (и под ним?) у берегов Перу, 8-12° ю.ш. (по Д. Хуссонгу и др., 1976)

На субдуцирующей океанской плите чаще всего наблюдаются ступенчатые сбросы и грабены, выражающие растяжение верхов литосферы в связи с ее упругим изгибом перед началом субдукции (рис. 6.11). Они размещаются на океанском борту желоба и реже на обрамляющем его краевом валу. При образовании сбросов может происходить и обновление уже существовавших продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям) разрывов, изначально заложенных в структуру океанской коры при сбросовых смещениях в осевой рифтовой зоне срединно-океанского хребта. Такое обновление заметно на участках, где субдуцирует сравнительно молодая океанская литосфера, прикрытая маломощным осадочным чехлом. Так, при погружении в Центральноамериканский желоб у берегов Гватемалы на плите Кокос, имеющей здесь эоценовый возраст, образуются многочисленные грабены СЗ-ЮВ простирания, ориентированные вдоль линейных магнитных аномалий, но под острым углом к оси желоба. Есть здесь и грабены ромбовидных очертаний, ограниченные двумя системами сбросов: как обновленными разрывами океанской коры, так и новообразованными сбросами, параллельными желобу (рис. 6.12). Подобным образом у беретов Перу на океанском борту глубоководного желоба активизируется разрывная структура плиты Наска.

Рис. 6.12. Центральноамериканский глубоководный желоб:
I - обновление продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям) разрывов океанской коры эоценового возраста при изгибе, растяжении и образовании грабенов на краю желоба у берегов Гватемалы. По Ж. Обуэну и др. (1981).
II - просвечивание линейных магнитных аномалий субдуцирующей океанской коры миоценового возраста из-под аккреционного комплекса на континентальном борту желоба у берегов Мексики. По Д. Каригу и др., (1978).
1 - главный сместитель зоны субдукции; 2 - сбросы; 3 - осадки глубоководного желоба; 4 - рельеф континентального склона в горизонталях (м); 5 - линейные магнитные аномалии океанской коры; 6 - простирание этих аномалий; 7 - магнитные аномалии континентальной коры; 8 - аккреционный комплекс; 7 - его внутренняя граница; 10 - континентальная кора в акватории; 11 - то же на суше

В ходе субдукции грабены, образовавшиеся на океанском борту желоба, перемещаются в его осевую часть, где заполняются турбидитами. Некоторые грабены затем уходят в зону субдукции, скользя под ее главным сместителем вместе с находящимися в них осадками.

Гораздо более крупные разрывные смещения - взбросы, переходящие в надвиги, - обнаружены сейсмическими методами в океане на удалении в первые сотни километров от оси желоба. Они направлены от конвергентной границы и, по-видимому, формируются у тех ее отрезков, где высоки силы сцепления и в субдуцирующей плите создаются большие сжимающие напряжения. Происходят скол и сдваивание стратифицированных верхов литосферы по надвигу (см. рис. 6.11).

Под плоским днищем осевой части глубоководного желоба свежие осадки, главным образом турбидиты, обычно сохраняют ненарушенное, почти горизонтальное залегание, несмотря на близость активной конвергентной границы. Это объясняют неспособностью пластичных отложении передавать по латерали сжимающие напряжения со стороны висячего крыла зоны субдукции. Между тем рядом, непосредственно в основании континентального (или островодужного) склона, под «бульдозерным» воздействием этого висячего крыла осадки желоба сминаются в сжатые опрокинутые складки вплоть до появления разрывов, формирования изоклинально-чешуйчатой структуры и тектонических меланжей. В других желобах, где аккреции нет и, как мы уже отмечали, происходит пододвигание недеформированных осадков под висячее крыло, отсутствует и сам источник сжимающих напряжений.

Если субдукция не сопровождается образованием аккреционного клина с его сложной деформационной структурой, то вблизи главного сместителя в висячем крыле появляются многочисленные разрывы со взбросовым или сбросовым смещением.

Сложное поле напряжений в обширной области над зоной субдукции реализуется главным образом относительно простыми изгибами земной коры и осложняющими их крутыми разрывами. В островных дугах наряду с продольными взбросами и сбросами развиваются многочисленные поперечные разрывы, в том числе сдвиги, выражающие дробную сегментацию висячего крыла зоны субдукции. На активных окраинах андского типа рядом со структурами растяжения (в Андах это грабены по обе стороны береговых хребтов и в своде горного сооружения на Альтиплано) нередко формируются структуры сжатия, приуроченные к зоне взбросов, надвигов и изоклинальной складчатости, протянувшейся в тылу горного сооружения. Перемещения направлены в глубь континента - в пределы передового прогиба, молассовое заполнение которого тоже вовлекается в складчатость. Такие системы интенсивных и сложных деформаций маркируют выход зоны А-субдукции, сопряженной на глубине с главной зоной субдукции.

Субдукция и магматизм. Магматизм - одно из наиболее ярких проявлений глубинных процессов в зонах субдукции. По мере изучения современного вулканизма островных дуг и активных континентальных окраин выясняются все новые закономерности в зависимости от строения и развития той или иной зоны субдукции. Именно поэтому магматические комплексы древних зон субдукции наиболее информативны при палеотектонических реконструкциях. Вместе с тем на многих отрезках активных зон субдукции в настоящее время нет вулканизма. Выявление тектонических причин прекращения вулканизма на этих отрезках позволяет интерпретировать для палеореконструкций и такую авулканическую субдукцию.

Еще в 50-х годах Г. Штилле связал вулканизм «андезитового кольца» Тихого океана с плавлением океанской коры при ее пододвигании в мантию. С появлением представлений о литосферной субдукции Э. Оксбург, Д. Таркот, У. Гамильтон интерпретировали магматизм островных дуг и активных континентальных окраин как одно из ее проявлений. По сравнению с магматическими комплексами зон рифтогенеза субдукционные намного разнообразнее, особенности их строения и состава зависят от сочетания гораздо большего числа условий, что усложняет выявление закономерных связей магматизма и геодинамики зон субдукции.

Размещение вулканических поясов относительно зон субдукции. Пространственная взаимосвязь мощных поясов современного вулканизма с глубоководными желобами, зонами Беньофа и другими проявлениями субдукции вполне отчетлива, так что традиционное представление об «огненном», или «андезитовом», кольце Тихого океана обрело новый смысл.

Еще К. Вадати, впервые обнаружив сейсмофокальную зону, обратил внимание на то, что цепи активных вулканов Японии размещаются над ее среднеглубинной частью. В дальнейшем стало ясно, что это закономерность, которая прослеживается во всех зонах субдукции. Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 80 до 350 км, но максимум магматической активности наблюдается над интервалом 100-200 км. В соответствии с этим выдерживается и размещение вулканических поясов по отношению к смежным глубоководным желобам, маркирующим выход зоны Беньофа на поверхность: удаленность вулканов от желоба находится в обратной зависимости от наклона зоны. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм, такая закономерность выдерживается глобально. Линию, ограничивающую вулканический пояс со стороны желоба А. Сугимура назвал вулканическим фронтом (см. рис. 6.10). Расстояние от края глубоководного желоба (arc-trench gap, по V. Дикинсону) варьирует от 50 до 300 км, чаще всего это 200 км. С противоположной стороны граница вулканических зон не столь резкая, она удалена от желоба на расстояние до 400 км, а местами, как, например, в Центральных Андах, - до 500 км и более. Ширина субдукционных вулканических поясов от первых десятков километров до 175- 200 км, местами даже несколько больше.

Глубинные корни вулканических поясов над зонами субдукции. Судя по столь отчетливой пространственной корреляции, вулканизм островных дуг и континентальных окраин инициируется а уходящих на глубину зонах субдукции. О том же свидетельствуют и разнообразные геофизические данные. Как показали В. Хануш и И. Ванек, под активными сегментами вулканических поясов наблюдается асейсмичный пробел в зонах Беньофа (рис. 6.13), в то время как под вулканически пассивными сегментами такого пробела нет. Поскольку на соответствующих глубинах субдуцирующая плита движется среди астеносферного вещества, сейсмические очаги находятся внутри нее. Поэтому асейсмичный пробел под вулканами скорее всего означает снижение упругих свойств погружающейся литосферы вследствие разогрева или даже частичного плавления.

Таким образом, асейсмичный пробел маркирует магмогенерирующий отрезок зоны субдукции. Его понимают как область, где процессы магмогенеза только начинаются, чтобы продолжиться над субдуцирующей плитой, вплоть до близповерхностных магматических камер в фундаменте вулканов. Глубинность магмогенерирующего отрезка, судя по данным сейсмологии, варьирует не только от одной зоны субдукции к другой, но и по простиранию зоны, от сегмента к сегменту. От нее зависит состав вулканического материала, поступающего на поверхность. По мере развития зоны субдукции магмогенерирующий отрезок, зародившись на глубине нескольких десятков километров, постепенно мигрирует по падению зоны до глубин в первые сотни километров. Там в дальнейшем возможны его смещения вверх и вниз.

Рис. 6.13. Асейсмичные пробелы в зоне Беньофа под современными вулканами Андской активной окраины.
I-VI - профили на отрезке 21-24° ю. ш., по В. Ханушу и И. Ванеку (1978). Стрелкой обозначен глубоководный желоб, вертикальным штрихом - проекция активных вулканов на асейсмичный пробел. Внизу - схема магмообразования под Курильской островной дугой, по Г. П. Авдейко (1993), упрощена.
1 - континентальная литосфера; 2 - субдуцирующая океанская литосфера; 3 - отделение флюидов; 4 - частичное плавление и подъем магмы в астеносфере мантийного клина; 5 - подводящие каналы и промежуточные магматические очаги в литосфере; 6 - изотермы, град

В Центральных Андах, где на океанскую плиту по пологой поверхности надвигается мощная континентальная литосфера, магмогенез и вулканизм, согласно И. Саксу, развиваются только при наличии апофизы астеносферного вещества между контактирующими плитами. На соседних сегментах, где нет такой апофизы, нет и вулканизма.

Структурная связь магмогенерирующего отрезка зоны субдукции с наблюдаемыми на поверхности вулканическими постройками Структурная связь магмогенерирующего отрезка зоны субдукции с наблюдаемыми на поверхности вулканическими постройками иногда трассируется сейсмическими явлениями, которые предшествуют очередной вспышке вулканизма. Непосредственно над зоной Беньофа появляются слабые сейсмические очаги, которые затем в течение нескольких месяцев образуются все выше и приближаются к вулканической постройке перед началом извержений. Такую последовательность установили К. Бло и Р. Приам для Новогебридской и Зондской зон субдукции, сходные наблюдения велись и для некоторых других зон. Природа этих сейсмических явлений неясна, их, по-видимому, нельзя рассматривать как след продвижения уже сформировавшегося магматического расплава, поскольку по геофизическим данным скопления магмы находятся выше. Более вероятно, что такие землетрясения намечают ослабленные зоны, контролирующие подъем флюидов или наиболее глубинных продуктов парциального плавления, а вместе с ними и приток тепловой энергии для магмообразования на более высоких уровнях. Активизация такой зоны, получившая импульс на глубине, продвигается вверх, где способствует разгрузке магматических флюидов и выражается вулканическими извержениями.

Появляется все больше наблюдений о тектономагматических условиях в этой области, соединяющей глубинную зону субдукции с вулканами на поверхности. Значительные объемы в ее нижней части отличаются от окружающих пород пониженными скоростями и сильным затуханием упругих волн. Метод обменных волн характеризует их как область «отсутствия обменов», т.е. повышенной однородности среды. В частности, под вулканами о. Кунашир (Курильская гряда) Т. К. Злобин проследил такие области начиная от глубин 120-100 км. Сейсмология фиксирует те же объемы пород как «области сейсмического молчания», окруженные «сейсмоактивной рубашкой» слабых вулканических землетрясений. С.А. Федотов и А.И. Фарберов описали подобную область (до 40 км в поперечнике) под Авачинской группой вулканов на Камчатке. Указанные отклонения физических характеристик согласуются с представлением петрологов о том, что в породах мантийного клина (над магмогенерирующим отрезком зоны субдукции) происходит частичное плавление, отжим жидкой фазы из межзернового пространства и ее перемещение вверх.

На глубине 60-30 км появляются линзовидные магматические очаги, происходят обособление и накопление расплава, что создает новые возможности его эволюции. Такие очаги, экранирующие прохождение поперечных волн, обнаружены методом сейсмического просвечивания под Ключевской и Авачинской вулканическими группами на Камчатке. Очаги меньших размеров размещаются выше - это промежуточные очаги (например, очаг на глубине 10-8 км под вулканом Менделеева на о. Кунашир) и близповерхностные очаги, находящиеся непосредственно в фундаменте вулканических построек, где завершаются становление и фракционирование магматических расплавов. Эти близповерхностные камеры хорошо известны как по данным сейсмической томографии, так и по результатам гравиметрии и магнитометрии. Все эти методы дали близкий результат при оконтуривании очага под Авачинским вулканом, где он находится на глубине 2-5 км.

Таким образом, в островных дугах и на активных континентальных окраинах прослеживается непрерывная связь между действующими вулканами и уходящей под них сейсмофокальной зоной Беньофа. Последняя маркирует субдукцию до тех пор, пока литосфера, погружаясь в область все более высоких температур, не теряет упругие свойства, необходимые для образования в ней сейсмических очагов. Глубина, до которой субдукция проявляет себя сейсмичностью, зависит, как уже отмечалось, от возраста погружающейся океанской литосферы (т.е. от ее толщины и температуры). Это объясняет соотношения, наблюдаемые там, где гона субдукции находится вблизи оси спрединга и поэтому поглощает еще совсем молодую, тонкую и относительно высокотемпературную литосферу.

Субдуцирующая плита с такими характеристиками перестает генерировать сейсмические очаги уже на глубине 100-150 км (а иногда и несколько десятков километров), она достигает глубин магмогенеза в асейсмичном режиме. Развивается субдукционный вулканический пояс, под которым нет зоны Беньофа. Так, на мексиканском отрезке Центральноамериканской зоны субдукции, где погружается литосфера с возрастом 8-20 млн. лет (при скорости около 7 см/год), сейсмофокальная зона теряется в нескольких десятках километров от Трансмексиканского вулканического пояса. Еще ближе к оси спрединга (к хребтам Горда и Хуан-де-Фука) находится субдукционная окраина у Каскадных гор, поэтому там погружается литосфера с возрастом 2-8 млн. лет (при скорости около 3,5 см/год), зона Беньофа почти не выражена и субдукция под вулканической цепью также происходит асейсмично. В сходных условиях проявляется вулканизм в той части Андского пояса (40-43° ю. ш.), где к континентальной окраине приближается Чилийский спрединговый хребет и субдуцирует молодой (миоцен-квартер) южный край плиты Наска.

Специфика состава магм над зонами субдукции. В формировании магм, питающих субдукционный вулканизм, участвует вещество, которое отделяется от погружающейся океанской литосферы, от пород находящегося над ней астеносферного клина, а также от мантийных и коровых пород литосферы висячего крыла, которая служит фундаментом вулканического пояса. Важной специфической чертой магмообразования при субдукции считают перемещение вещества океанской коры, в том числе ее осадочного чехла, глубоко в мантию, что придает соответствующие геохимические особенности мантийным магмам. Кроме того, большое количество воды, которое привносится при этом, коренным образом меняет условия частичного плавления перидотитов над зоной субдукции. Судя по лабораторным экспериментам, из «обводненной» мантии возможно прямое отделение не только базальтового, по и андезитового расплавов. Несмотря на разнообразие субдукционных вулканитов, среди которых представлен широкий спектр пород толеитовой, известково-щелочной и шошонитовой серий, их геохимическая специфика во многих случаях позволяет отличить эти породы от сходных вулканитов иного происхождения (рис. 6.14).

Рис. 6.14. I, II - геохимические особенности известково-щелочных базальтов островных дуг (CAB) в сравнении с базальтами срединно-океанских хребтов (MORB); III - редкоземельные спектры толеитовых (IAT) и известково-щелочных (CAB) базальтов островных луг; IV - субдукционное обогащение некоторых мантийных источников магмы бериллием атмосферного происхождения (Ц - вулканиты Центральной Америки; П - Перу; А - Алеутской дуги; Я - Японской дуги; М - Марианской, Новобританской, Зондской и Малоантильской дуг; MORB, OIB - базальты срединно-океанских хребтов и океанских островов). По М. Уилсон (1989)

Выразительны и изотопные характеристики вулканитов зон субдукции. Нормальная для других геодинамических обстановок комплементарность «мер изотопного состава» Nd и Sr здесь нарушается, как полагают, за счет привноса стронция морской воды имеете с океанской корой. Вулканитам зон субдукции свойственны значения Nd около +8.

В тех зонах субдукции, где динамика взаимодействия литосферных плит благоприятна для поглощения свежих, еще не литифицированных океанских осадков, они могут быть затянуты до глубин магмообразования. Это показали исследования изотопа Bе, которые в 80-х годах начал Ф.Тера. 10 Ве образуется в атмосфере при воздействии космических лучей на кислород и азот, оттуда он попадает в океанские осадки, а с ними - в зону субдукции. В лавах Центральноамериканской, Алеутской и ряда других зон субдукции содержания этого изотопа оказались во много раз выше фоновых (см. рис. 6.14). Сравнительно короткий период полураспада 10 Ве (около 1,5 млн. лет) указывает на его поступление в глубинную область магмогенеза именно со свежими океанскими осадками. Вместе с тем длительность существования изотопа достаточна для перемещения на нужную глубину, что требует нескольких миллионов лет. Первичная (субдукционная) природа контаминации расплава изотопом 10 Ве проверяется составлением его содержаний в темноцветных минералах, плагиоклазе и стекловатом матриксе вулканической породы, так как более поздний привнос в близповерхностных условиях нарушил бы наблюдаемую корреляцию содержаний, соответствующую кристаллизации в замкнутой системе.

Состав вулканитов и глубина залегания зоны Беньофа. Сложный многоступенчатый процесс формирования магматических расплавов над зонами субдукции берет начало в погружающейся литосфере и зависит от глубины нахождения этой литосферы под вулканом. Поэтому наклон зоны субдукции предопределяет асимметрию формирующегося над ней вулканического пояса, его поперечную (латеральную) геохимическую зональность, полярность, наличие которой давно уже было замечено в островных дугах, и в Андах. В 60-х годах А. Сугимура и X. Куно показали, что по мере удаления от глубоководного желоба, т.е. по падению зоны Беньофа, нарастают содержания К, Rb, Sr, Ва и других литофильных элементов с большими ионными радиусами. Соответственно нарастают отношения калия к натрию, легких редкоземельных элементов к тяжелым. В том же направлении убывает отношение железа к магнию, нормативная насыщенность пород кремнезёмом. В полном виде эта латеральная зональность выражается фациальным замещением одних вулканических серий другими вкрест простирания пояса. Согласно схеме X. Куно, уточненной П.Якешем, А.Уайтом и Дж.Гиллом, в направлении от желоба толеитовая серия (толеитовый базальт - железистый дацит) сменяется известково-щелочной (высокоглиноземистый базальт - риолит), а затем, в тылу вулканического пояса, - шошонитовой (шошонитовый базальт - трахит).

Зависимость между содержанием в лавах калия и глубиной залегания под вулканом зоны Беньофа исследовали У. Дикинсон и Т Хазертон. Данные по большинству современных зон субдукции они суммировали на диаграммах, построенных для определенных содержаний кремнекислоты, а именно для 55; 57,5; 60%, что отражает относительно широкое распространение в субдукционных поясах андезитовых пород (рис. 6.15). В последующие десятилетия эти диаграммы нашли широкое применение при реконструкции зон Беньофа в древних субдукционных поясах по составу вулканитов.

Рис. 6.15. Зависимость состава лав от глубины до зоны Беньофа и от природы корового фундамента под вулканами современных зон субдукции.
I - нарастание содержаний K 2 О (при 60% SiO 2) с увеличением глубины h, по Т. Хазертону и У. Дикинсону (1969); II - нарастание отношения легких редкоземельных элементов к тяжелым с удалением от вулканического фронта, Японская островная дуга, по А. Ю. Антонову и др. (1987); III - изотопные отношения стронция в андезитах внутриокеанских островных дуг (А) и Андской активной континентальной окраины (Б), по С. Малфи и Т. Петерсену (1981); IV - значения меры изотопного состава неодима в породах энсиматических (А) и энсиалических (Б) субдукционных вулканических поясов, по С Нохда (1984)

Латеральная геохимическая зональность над зонами субдукции отчетливо проявляется и в размещении связанного с магматизмом оруденения. В частности, на центральном отрезке Андской активной окраины, согласно Р. Силлитое (1976), преимущественно медное оруденение сменяется по падению зоны Беньофа полиметаллическим (главным образом свинцово-цинковым, со значительным количеством серебра), далее следуют месторождения олова и вольфрама. Замечена и более дробная связь оруденения с зональностью субдукционных вулканоплутонических поясов и латеральной миграцией.

Состав вулканитов и строение висячего крыла зоны субдукции. Состав вулканитов над современными зонами субдукции зависит также от строения и мощности земной коры в их висячем крыле, где в фундаменте вулканического пояса завершается формирование магматических расплавов. Наибольшие различия наблюдаются между энсиалическими (японского типа) островными дугами и континентальными окраинами, с одной стороны, и энсиматическими (марианского типа) островными дугами - с другой. В первом случае происходит не только контаминация глубинных, преимущственнo базальтовых расплавов веществом сиалической коры, поступление последней с образованием дополнительных внутрикоровых очагов, питающих риолитовые, в том числе игнимбритовые, извержения. Контаминация наглядно проявляется увеличением содержания «легких» литофильных элементов (К, Rb, Sr) в прямой зависимости от мощности континентальной коры, ростом отношения 87 Sr/ 86 Sr (до 705-707×10 -3), 207 РЬ/ 204 Рb; 18 О/ 16 О и снижением C Nd до -5 и даже -10 (см. рис. 6.15).

Влияние корового субстрата - одна из причин петрологического различия вулканических поясов, формирующихся над зонами субдукции разного типа. Как показал А. Миясиро, в энсиматических островных дугах представлены породы толеитовой и известково-щелочной серий, с преобладанием толеитовой (до 90% в Марианской дуге и почти 100% в дуге Тонга). В энсиалических островных дугах к ним прибавляется шошонитовая серия, преобладает известково-щелочная. При этом в соответствии с латеральной геохимической зональностью островной дуги вулканические серии образуют фациальный ряд. Наконец, на активных континентальных окраинах из латерального ряда выпадает толеитовая серия, среди оставшихся и здесь господствует известково-щелочная. Поскольку в толеитовых сериях преобладают их базальтовые члены, а в известково-щелочных - андезитовые, в Тихоокеанском кольце представлены как преимущественно базальтовые, так и преимущественно андезитовые вулканические пояса.

Состав вулканитов и скорость субдукции. По сравнению с зонами спрединга в зонах субдукции зависимость состава вулканитов от скорости относительного движения плит выражена гораздо менее отчетливо, она завуалирована воздействием других факторов, иногда даже более значимых. Исследуя эту зависимость, Р. Сутисаки пришел к выводу, что с увеличением скорости конвергенции становится все больше базальтов и меньше андезитов, н тех и других снижается содержание щелочей, а также, как покмзал А. Миясиро, возрастает отношение железа к магнию. К близким выводам пришел А.А. Цветков, который к тому же связал наблюдающиеся различия с эволюцией островных дуг, полагая, что от «юных» дуг к «развитым» и «зрелым» скорости конвергенции снижаются. Отметим, однако, что дуги, принятые при этом в качестве зрелых (Японская, Новозеландская, Зондская и др.), скорее представляют собой изначально энсиалические структуры, заложившиеся на коре континентального типа. Скорости конвергенции в них широко варьируют (от 2,1 до 9,9 см/год; см. табл. 6.1) и определяются в первую очередь параметрами движения крупных литосферных плит, не зависящими от возраста того или иного отрезка субдукционной границы.

Таким образом, соотношения сложны. Различия корового субстрата над зонами субдукции, по-видимому, оказывают на состав вулканитов большее воздействие, чем вариации скоростей. Свидетельством служит сходство продуктов вулканизма энсиалических островных дуг и окраинно-материковых поясов даже при разнообразии скоростей конвергенции. При палеореконструкциях это затрудняет определение скорости субдукции по петрохимическим данным. Как показал С. Кейт (1982), полуколичественная оценка может быть получена также исходя из корреляционной зависимости между этой скоростью и углом наклона зоны Беньофа (Рис. 6.9), который восстанавливается по составу вулканитов.

Состав вулканитов и эволюция зоны субдукции. Вариации состава вулканитов, обусловленные непостоянством конвергентного взаимодействия в зоне субдукции, накладываются на длительные направленные изменения, происходящие от момента зарождения вулканического пояса ко все более зрелым фазам его развития. Особенности состава современных вулканитов соотносятся, таким образом, с определенной фазой эволюции, которую проходит в настоящее время та или иная зона субдукции.

Общая тенденция состоит в нарастании щелочности вулканитов, в убывании роли базальтов, увеличении количества андезитовых и дацит-риолитовых пород. Это объясняют тем, что на начальной фазе субдукции магмогенез вероятен уже на глубине 50-75 км, а затем, по мере погружения литосферы, геоизотермы смещаются вниз, магмогенерирующий отрезок зоны субдукции мигрирует по ее падению. Соответственно увеличиваются глубинность и щелочность исходных выплавок. Одновременно наращивается мощность коры, что повышает роль внутрикоровых процессов в формировании магм, долю вулканитов среднего и кислого состава.

В зависимости от того, идет ли субдукция под океанскую или под континентальную кору, а также от мощности последней формируются разные эволюционные ряды вулканитов. В энсиматических островных дугах ряд начинают толеитовые базальты, а также бониниты, для которых характерна высокая материальность при низкой титанистости. На примере дуги Фиджи Дж. Гилл показал, что от этих пород эволюция ведет к известково-щелочному и субщелочному шошонитовому магматизму. В Марианской дуге представлены две первые стадии: толеитовая и известково-щелочная. В дугах Тонга - Кермадек и Скотия подобный ряд находится все еще на стадии толеитового вулканизма, хотя уже появилось небольшое количество известково-щелочных пород. В вулканических поясах на континентальной коре, как это отмечают Т.И. Фролова и А.А. Цветков, ранние, толеитовые члены эволюционного ряда редуцированы или полностью отсутствуют, господствуют андезиты и более кислые породы известковощелочной серии с отчетливыми геохимическими признаками участия сиалической коры в их формировании. Более поздние члены ряда имеют субщелочной, а затем и щелочной состав.

Латеральная миграция вулканизма. Активный вулканизм над современными зонами субдукции обычно лишь продолжает длительное развитие того или иного вулканоплутонического пояса, образовавшегося в мезозое-кайнозое вслед за заложением самой зоны субдукции. Относительное размещение разновозрастных вулканитов в пределах такого пояса, как правило, указывает на смещение магматической оси от глубоководного желоба или в обратном направлении: латеральная миграция - характерная черта развития вулканизма над зонами субдукции. П. Коней и С Рейнольдс (1977) интерпретировали ее как свидетельство изменени

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.