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

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

Однако, не смотря на эти знания, довольно неопределенным остается процесс формирования так называемых зон субдукции (именно этот процесс начинается сейчас в Атлантике). Сама зона субдукции – это линейно протяжённая зона, вдоль которой происходит погружение одних блоков земной коры под другие. Чаще всего в них океаническая кора пододвигается под островную дугу или активную континентальную окраину, и погружается в мантию.

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

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

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

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

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

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

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

В классическом варианте субдукция реализуется в случае столкновения двух океанических, или океанической и континентальной плит. Однако, в последние десятилетия выявлено, что при коллизии континентальных литосферных плит, также имеет место поддвиг одной литосферной плиты под другую, это явление получило название континентальной субдукции . Но при этом не происходит погружения ни одной из плит в мантию из-за малой плотности континентальной коры. В результате происходит скучивание и нагромождение тектонических пластин с образованием мощных горных сооружений. Классический пример - Гималаи .

Согласно теории тектоники плит механизм субдукции (сокращения и разрушения океанической коры) компенсируется спредингом - механизмом формирования молодой океанической коры в срединно-океанических хребтах: Объем поглощаемой в зонах субдукции океанской коры равен объему коры, нарождающейся в зонах спрединга. В то же время, в зонах субдукции происходит постоянное наращивание континентальной коры за счет аккреции, т. е. сдирания и интенсивного смятия осадочного чехла с погружающейся плиты. Разогрев погружающейся коры является также причиной широкого развития вулканизма вдоль активных континентальных окраин. Наиболее известно в этом плане Тихоокеанское огненное кольцо . Масштабное поглощение океанической коры по периферии Тихого океана указывает на процесс сокращения (закрытия) этого древнейшего из ныне существующих океанических бассейнов планеты. Подобные процессы имели место и в прошлом. Так, древний океан Тетис начал сокращаться с мезозоя и к настоящему времени прекратил своё существование с образованием остаточных бассейнов, известных теперь как Средиземное, Черное, Азовское, Каспийское моря.

Наиболее известные зоны субдукции находятся в Тихом океане : Японские острова , Курильские острова , Камчатка , Алеутские острова , побережье Северной Америки , побережье Южной Америки . Также зонами субдукции являются острова Суматра и Ява в Индонезии , Антильские острова в Карибском море , Южные Сандвичевы острова , Новая Зеландия и др.

Классификации зон субдукции

Выделяется 4 типа зон субдукции по структурным признакам :

1. Андский
2. Зондский;
3. Марианский;
4. Японский;

Зона субдукции андского (андийского) типа - зона, которая формируется там, где молодая океанская литосфера с большой скоростью и под пологим углом (около 35-40º к горизонту) пододвигается под континент. Латеральный структурный ряд от океана к континенту включает в себя: краевой вал - жёлоб - береговой хребет (иногда подводное поднятие или террасу) - фронтальный бассейн (продольную долину) – главный хребет (вулканический) – тыловой бассейн (предгорный прогиб). Характерен для восточного побережья Тихого океана.

Зона субдукции зондского типа - зона, где происходит пододвигание древней океанской литосферы, уходящей на глубину под крутым углом под утоненную континентальную кору, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – жёлоб – невулканическую (внешнюю) островную дугу – преддуговой бассейн (прогиб) – вулканическую (внутреннюю) дугу – задуговой бассейн (краевое (окраинное море)). Внешняя дуга – это либо аккреционная призма , либо выступ фундамента висячего крыла зоны субдукции.

Зона субдукции марианского типа - зона, формирующаяся при пододвигании двух участков океанской литосферы. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – жёлоб (терригенного материала довольно мало) – береговой хребет, невулканическую дугу – преддуговой бассейн (в качестве фронтального) – энсиматическую вулканическую дугу – задуговой бассейн (или междуговой в качестве тылового на утоненной континентальной или новообразованной океанской коре).
Зона субдукции японского типа - зона пододвигания океанской литосферы под энсиалическую островную дугу. Латеральный структурный ряд включает в себя: краевой вал – жёлоб – береговой хребет (иногда подводное поднятие или террасу) – фронтальный бассейн (продольную долину) – главный хребет (вулканический) – задуговой бассейн (краевое, окраинное море) с новообразованной корой океанского или субокеанского типа.

Перечисленные типы зон субдукции часто по морфологическому признаку условно объединяют в 2 группы:

• Восточно-Тихоокеанская - сюда входит зона андского типа. Характерно наличие активной континентальной окраины.
• Западно-Тихоокеанская - сюда входят остальные типы зон субдукции. Характерно развитие в висячем краю вулканической островной дуги.

Основные структурные элементы

В поперечном сечении зон субдукции Западно-Тихоокеанского типа выделяются:

1. глубоководный жёлоб
2. преддуговый склон

Глубоководный жёлоб

Расстояние от оси жёлоба до вулканического фронта - 100-150 км (в зависимости от угла наклона зоны субдукции, на активных континентальных окраинах расстояние достигает 350 км). Это расстояние соответствует глубине погружения слэба в 100-150 км, где начинается магмообразование. Ширина зоны вулканизма около 50 км, при общей ширине всей зоны тектонической и магматической активности 200-250 км (на активных континентальных окраинах до 400-500 км).

Преддуговый склон

Преддуговый склон включает 2 основных элемента:

1. Аккреционная призма
2. Преддуговая терраса

Субдукция и магматизм

Значение

См. также

Напишите отзыв о статье "Зона субдукции"

Примечания

Ссылки

Отрывок, характеризующий Зона субдукции

Пьер замечал, как после каждого попавшего ядра, после каждой потери все более и более разгоралось общее оживление.
Как из придвигающейся грозовой тучи, чаще и чаще, светлее и светлее вспыхивали на лицах всех этих людей (как бы в отпор совершающегося) молнии скрытого, разгорающегося огня.
Пьер не смотрел вперед на поле сражения и не интересовался знать о том, что там делалось: он весь был поглощен в созерцание этого, все более и более разгорающегося огня, который точно так же (он чувствовал) разгорался и в его душе.
В десять часов пехотные солдаты, бывшие впереди батареи в кустах и по речке Каменке, отступили. С батареи видно было, как они пробегали назад мимо нее, неся на ружьях раненых. Какой то генерал со свитой вошел на курган и, поговорив с полковником, сердито посмотрев на Пьера, сошел опять вниз, приказав прикрытию пехоты, стоявшему позади батареи, лечь, чтобы менее подвергаться выстрелам. Вслед за этим в рядах пехоты, правее батареи, послышался барабан, командные крики, и с батареи видно было, как ряды пехоты двинулись вперед.
Пьер смотрел через вал. Одно лицо особенно бросилось ему в глаза. Это был офицер, который с бледным молодым лицом шел задом, неся опущенную шпагу, и беспокойно оглядывался.
Ряды пехотных солдат скрылись в дыму, послышался их протяжный крик и частая стрельба ружей. Через несколько минут толпы раненых и носилок прошли оттуда. На батарею еще чаще стали попадать снаряды. Несколько человек лежали неубранные. Около пушек хлопотливее и оживленнее двигались солдаты. Никто уже не обращал внимания на Пьера. Раза два на него сердито крикнули за то, что он был на дороге. Старший офицер, с нахмуренным лицом, большими, быстрыми шагами переходил от одного орудия к другому. Молоденький офицерик, еще больше разрумянившись, еще старательнее командовал солдатами. Солдаты подавали заряды, поворачивались, заряжали и делали свое дело с напряженным щегольством. Они на ходу подпрыгивали, как на пружинах.
Грозовая туча надвинулась, и ярко во всех лицах горел тот огонь, за разгоранием которого следил Пьер. Он стоял подле старшего офицера. Молоденький офицерик подбежал, с рукой к киверу, к старшему.
– Имею честь доложить, господин полковник, зарядов имеется только восемь, прикажете ли продолжать огонь? – спросил он.
– Картечь! – не отвечая, крикнул старший офицер, смотревший через вал.
Вдруг что то случилось; офицерик ахнул и, свернувшись, сел на землю, как на лету подстреленная птица. Все сделалось странно, неясно и пасмурно в глазах Пьера.
Одно за другим свистели ядра и бились в бруствер, в солдат, в пушки. Пьер, прежде не слыхавший этих звуков, теперь только слышал одни эти звуки. Сбоку батареи, справа, с криком «ура» бежали солдаты не вперед, а назад, как показалось Пьеру.
Ядро ударило в самый край вала, перед которым стоял Пьер, ссыпало землю, и в глазах его мелькнул черный мячик, и в то же мгновенье шлепнуло во что то. Ополченцы, вошедшие было на батарею, побежали назад.
– Все картечью! – кричал офицер.
Унтер офицер подбежал к старшему офицеру и испуганным шепотом (как за обедом докладывает дворецкий хозяину, что нет больше требуемого вина) сказал, что зарядов больше не было.
– Разбойники, что делают! – закричал офицер, оборачиваясь к Пьеру. Лицо старшего офицера было красно и потно, нахмуренные глаза блестели. – Беги к резервам, приводи ящики! – крикнул он, сердито обходя взглядом Пьера и обращаясь к своему солдату.
– Я пойду, – сказал Пьер. Офицер, не отвечая ему, большими шагами пошел в другую сторону.
– Не стрелять… Выжидай! – кричал он.
Солдат, которому приказано было идти за зарядами, столкнулся с Пьером.
– Эх, барин, не место тебе тут, – сказал он и побежал вниз. Пьер побежал за солдатом, обходя то место, на котором сидел молоденький офицерик.
Одно, другое, третье ядро пролетало над ним, ударялось впереди, с боков, сзади. Пьер сбежал вниз. «Куда я?» – вдруг вспомнил он, уже подбегая к зеленым ящикам. Он остановился в нерешительности, идти ему назад или вперед. Вдруг страшный толчок откинул его назад, на землю. В то же мгновенье блеск большого огня осветил его, и в то же мгновенье раздался оглушающий, зазвеневший в ушах гром, треск и свист.
Пьер, очнувшись, сидел на заду, опираясь руками о землю; ящика, около которого он был, не было; только валялись зеленые обожженные доски и тряпки на выжженной траве, и лошадь, трепля обломками оглобель, проскакала от него, а другая, так же как и сам Пьер, лежала на земле и пронзительно, протяжно визжала.

Пьер, не помня себя от страха, вскочил и побежал назад на батарею, как на единственное убежище от всех ужасов, окружавших его.
В то время как Пьер входил в окоп, он заметил, что на батарее выстрелов не слышно было, но какие то люди что то делали там. Пьер не успел понять того, какие это были люди. Он увидел старшего полковника, задом к нему лежащего на валу, как будто рассматривающего что то внизу, и видел одного, замеченного им, солдата, который, прорываясь вперед от людей, державших его за руку, кричал: «Братцы!» – и видел еще что то странное.
Но он не успел еще сообразить того, что полковник был убит, что кричавший «братцы!» был пленный, что в глазах его был заколон штыком в спину другой солдат. Едва он вбежал в окоп, как худощавый, желтый, с потным лицом человек в синем мундире, со шпагой в руке, набежал на него, крича что то. Пьер, инстинктивно обороняясь от толчка, так как они, не видав, разбежались друг против друга, выставил руки и схватил этого человека (это был французский офицер) одной рукой за плечо, другой за гордо. Офицер, выпустив шпагу, схватил Пьера за шиворот.
Несколько секунд они оба испуганными глазами смотрели на чуждые друг другу лица, и оба были в недоумении о том, что они сделали и что им делать. «Я ли взят в плен или он взят в плен мною? – думал каждый из них. Но, очевидно, французский офицер более склонялся к мысли, что в плен взят он, потому что сильная рука Пьера, движимая невольным страхом, все крепче и крепче сжимала его горло. Француз что то хотел сказать, как вдруг над самой головой их низко и страшно просвистело ядро, и Пьеру показалось, что голова французского офицера оторвана: так быстро он согнул ее.
Пьер тоже нагнул голову и отпустил руки. Не думая более о том, кто кого взял в плен, француз побежал назад на батарею, а Пьер под гору, спотыкаясь на убитых и раненых, которые, казалось ему, ловят его за ноги. Но не успел он сойти вниз, как навстречу ему показались плотные толпы бегущих русских солдат, которые, падая, спотыкаясь и крича, весело и бурно бежали на батарею. (Это была та атака, которую себе приписывал Ермолов, говоря, что только его храбрости и счастью возможно было сделать этот подвиг, и та атака, в которой он будто бы кидал на курган Георгиевские кресты, бывшие у него в кармане.)
Французы, занявшие батарею, побежали. Наши войска с криками «ура» так далеко за батарею прогнали французов, что трудно было остановить их.
С батареи свезли пленных, в том числе раненого французского генерала, которого окружили офицеры. Толпы раненых, знакомых и незнакомых Пьеру, русских и французов, с изуродованными страданием лицами, шли, ползли и на носилках неслись с батареи. Пьер вошел на курган, где он провел более часа времени, и из того семейного кружка, который принял его к себе, он не нашел никого. Много было тут мертвых, незнакомых ему. Но некоторых он узнал. Молоденький офицерик сидел, все так же свернувшись, у края вала, в луже крови. Краснорожий солдат еще дергался, но его не убирали.
Пьер побежал вниз.
«Нет, теперь они оставят это, теперь они ужаснутся того, что они сделали!» – думал Пьер, бесцельно направляясь за толпами носилок, двигавшихся с поля сражения.
Но солнце, застилаемое дымом, стояло еще высоко, и впереди, и в особенности налево у Семеновского, кипело что то в дыму, и гул выстрелов, стрельба и канонада не только не ослабевали, но усиливались до отчаянности, как человек, который, надрываясь, кричит из последних сил.

Главное действие Бородинского сражения произошло на пространстве тысячи сажен между Бородиным и флешами Багратиона. (Вне этого пространства с одной стороны была сделана русскими в половине дня демонстрация кавалерией Уварова, с другой стороны, за Утицей, было столкновение Понятовского с Тучковым; но это были два отдельные и слабые действия в сравнении с тем, что происходило в середине поля сражения.) На поле между Бородиным и флешами, у леса, на открытом и видном с обеих сторон протяжении, произошло главное действие сражения, самым простым, бесхитростным образом.
Сражение началось канонадой с обеих сторон из нескольких сотен орудий.
Потом, когда дым застлал все поле, в этом дыму двинулись (со стороны французов) справа две дивизии, Дессе и Компана, на флеши, и слева полки вице короля на Бородино.
От Шевардинского редута, на котором стоял Наполеон, флеши находились на расстоянии версты, а Бородино более чем в двух верстах расстояния по прямой линии, и поэтому Наполеон не мог видеть того, что происходило там, тем более что дым, сливаясь с туманом, скрывал всю местность. Солдаты дивизии Дессе, направленные на флеши, были видны только до тех пор, пока они не спустились под овраг, отделявший их от флеш. Как скоро они спустились в овраг, дым выстрелов орудийных и ружейных на флешах стал так густ, что застлал весь подъем той стороны оврага. Сквозь дым мелькало там что то черное – вероятно, люди, и иногда блеск штыков. Но двигались ли они или стояли, были ли это французы или русские, нельзя было видеть с Шевардинского редута.
Солнце взошло светло и било косыми лучами прямо в лицо Наполеона, смотревшего из под руки на флеши. Дым стлался перед флешами, и то казалось, что дым двигался, то казалось, что войска двигались. Слышны были иногда из за выстрелов крики людей, но нельзя было знать, что они там делали.
Наполеон, стоя на кургане, смотрел в трубу, и в маленький круг трубы он видел дым и людей, иногда своих, иногда русских; но где было то, что он видел, он не знал, когда смотрел опять простым глазом.
Он сошел с кургана и стал взад и вперед ходить перед ним.
Изредка он останавливался, прислушивался к выстрелам и вглядывался в поле сражения.
Не только с того места внизу, где он стоял, не только с кургана, на котором стояли теперь некоторые его генералы, но и с самых флешей, на которых находились теперь вместе и попеременно то русские, то французские, мертвые, раненые и живые, испуганные или обезумевшие солдаты, нельзя было понять того, что делалось на этом месте. В продолжение нескольких часов на этом месте, среди неумолкаемой стрельбы, ружейной и пушечной, то появлялись одни русские, то одни французские, то пехотные, то кавалерийские солдаты; появлялись, падали, стреляли, сталкивались, не зная, что делать друг с другом, кричали и бежали назад.
С поля сражения беспрестанно прискакивали к Наполеону его посланные адъютанты и ординарцы его маршалов с докладами о ходе дела; но все эти доклады были ложны: и потому, что в жару сражения невозможно сказать, что происходит в данную минуту, и потому, что многие адъютапты не доезжали до настоящего места сражения, а передавали то, что они слышали от других; и еще потому, что пока проезжал адъютант те две три версты, которые отделяли его от Наполеона, обстоятельства изменялись и известие, которое он вез, уже становилось неверно. Так от вице короля прискакал адъютант с известием, что Бородино занято и мост на Колоче в руках французов. Адъютант спрашивал у Наполеона, прикажет ли он пореходить войскам? Наполеон приказал выстроиться на той стороне и ждать; но не только в то время как Наполеон отдавал это приказание, но даже когда адъютант только что отъехал от Бородина, мост уже был отбит и сожжен русскими, в той самой схватке, в которой участвовал Пьер в самом начале сраженья.

Зоны субдукции и их выражение в рельефе

Всего насчитывается 22 зоны субдукции. В рельефе зоны субдукции имеют асимметричное строение. Эту асимметрию предопределяет сам способ конвергентного взаимодействия литосферных плит. Линия активного контакта литосферных плит отчетливо выражается глубоководными желобами, глубина которых находится в прямой зависимости от скорости субдукции и средней плотности литосферных плит. Максимальная глубина глубоководного желоба – Марианская впадина, средняя глубина глубоководных желобов составляет около 400м, ширина не превышает 50-100км, протяженность несколько десятков тысяч километров.

Глубоководные желоба дугообразно выгнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плите. Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен. Субдуцирующее крыло имеет уклон 5 градусов, а висячее крыло имеет уклон 10-20градусов. На обрамлении глубоководных желобов со стороны океана располагаются пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200-1000м. С противоположной стороны над висячим крылом зоны субдукции параллельно глубоководному желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды. Если субдукция направляется непосредственно под окраину континента, то образуется береговой хребет. Там, где зона субдукции не находится на краю континента, образуются островные дуги.

Основная масса зон субдукций связана с тихоокеанским поясом современной тектонической активности. Различают два главных тектонических типа зон субдукции:

1) окраинно-материковый (андский);

2) океанский тип (мореанский).

Окраинно-материковый тип формируется там, где океанская литосфера субдуцирует под континент. Данный тип субдукции делится на три тектонотипа: андский, зондский и японский.

Андская зона субдукции является самой протяженной (порядка 8 тыс. км), для нее характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле.

В субдукции зон андского типа последовательно выделяют краевой вал (1), глубоководный желоб (2), береговой уступ (3), преддуговой (фронтальный) прогиб (4), островная дуга (5), тыловая система (6).

Краевой вал (1), глубоководный желоб (2), береговой уступ (3), пруддуговой прогиб (4), вулканическая островная дуга (5), горообразовательные процессы (6).

Зондский тип зон субдукции отличается от андского отсутствием напряжений, что делает возможным утончение континентальной коры. В зондском типе под континентальную кору субдуцирует более древняя океанская коры и угол ухода океанской коры больше, чем в андском типе.

Японский тип зон субдукции отличается от остальных типов наличием краевого морского бассейна с новообразованной корой океанского и субокеанского типа. Этот тип субдукции перекрыт морем. В перекрытых морем окраинно-материковых зонах (зондский тип и японский тип) сохраняется та же последовательность структурных элементов, однако все они, за исключением краевого вала и глубоководного желоба немногожко отличаются от андских элементов и поэтому обозначаются другими названиями. Начиная от глубоководного желоба идут невулканическая островная дуга, преддуговой прогиб, вулканическая островная дуга и задуговой прогиб (окраинное море).

Мореанский тип субдукции формируется при взаимодействии двух участков океанской литосферы. При образовании зоны субдукции данного типа более древняя океанская литосфера субдуцирует под более молодую океанскую литосферу. В результате на краю молодой океанской литосферы образуется n-симматическая островная дуга.

Краевой вал (1), глубоководный желоб (2), невулканическая островная дуга (3), прогиб (4), вулканическая островная дуга (5), тыловая система деформаций (6), остаточные островные дуги (7), отмирающий междуговой бассейн (8).

Совсем по-другому протекают процессы там, где на конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная листосфера. Она включается в себя мощную и низкоплотную земную кору, поэтому дивергенция развивается в этих местах как столкновение литосферных плит, сопровождающихся расслаиванием и сложной деформацией в верхней части литосферы. Некоторые ученые рассматривают данный вид взаимодействия как особый тип субдукции. Данный тип субдукции называют альпинотипным типом субдукции или асубдукцией.

Асубдукция развивается в тылу окраинно-материковых сооружений, где субдуцирующаяся со стороны океана литосфера способна оказать давление на континент, в результате которой порождаются взбросы, надвиги, которые направлены от океанов.

…бта Горда и Калифорнийского залива. На канадском отрезке границей тех же двух плит служит разлом Королевы Шарлотты - трансформная система типа «хре­бет - дуга». Алеутская зона субдукции демонстрирует другой случай, когда определяющую роль играет кривизна дуги в сочета­нии с направлением субдукции: вдоль дуги с востока на запад субдукция становится все более косоориентированной и, наконец, у Командорских островов переходит в трансформное смещение

27. Глубинное строение зон субдукции.

Субдукция - процесс, при котором на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская ли­тосфера или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а за­тем погружается в мантию.

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

По характеру взаимодействующих участков литосферы зоны субдук­ции делятся на 2 типа: окраинно-материковые зонами (андского, зондского и японского типа) и океанские зоны (марианского типа). Первые формируются там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, вторые - при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон раз­нообразны. 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-материковых можно считать и зоны суб­дукции японского типа, представление о которых дает пересечение, про­ходящее через Японский желоб - Хонсю - Японское море. Характерно наличие краевого морского бассейна с участками новообра­зованной коры океанского или субокеанского типа. Геолого-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.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа бо­лее древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую, на краю которой образуется островная дуга. Пример: система южных Антил.

28. Кинематика субдукции, главные варианты. (вроде похоже на закономерности размещения)

Основа – горизонтальное скольжение 2 литосферных плит, а также гравитационное опускание одной при отрицательной плавучести на астеносфере.

Три главных вектора движении: направленные горизонтально векторы скольжения (2) и направленный вниз вектор гравитационного опускания.

Согласно расчетам океаническая кора теряет свою + плавучесть при возрасте 10 млн л – нарастает плотность относительно подстилающей астеносферы.

Противоположному, наступательному смещению шарнира субдуцирующей плиты, препядствует погруженная часть плиты, заякоренная в мантии.

Векторы горизонтального движения литосферных плит могут быть ориентированны как под прямым, так и под острым углом к желобу. При косоориентированной субдукции вдоль границы развиваются продольные сдвиги -Зондская дуга

При высоких скоростях движения верхней плиты+ место где субдуцирует относительно легкая или утолщенная океаническая литосфера, верняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает ее. Образуется очень пологая приповерхностная часть зоны Беньофа, характерно выраженная под центральным отрезком Анд.

Правило ортогональности субдукцйи, его объяснение и использование.

Конвергенция литосферных плит при субдукции происходит в направлении, секущем простирание желова под небольщим углом. (<60 в 80% случаев)

Фригкционное сопротивление субдукции минимально при относительном угле 90 и нарастает по мере уменьшения угла до 45, в этом усматривают динамическое обоснование ортогональности.

В течении палеогена субдуция плиты Фаральон происходила под все более острыми углами к Кордильерам и Андской континентальным окраинам – обособление плит Хуан-де-Фука, Кокос, Наска – которые вледствии субдуцируют почти ортогонально.

Если внешние воздействие резко меняет направление, то происходит отмирание преждней субдукции и заложении новой благодаря ориентированному транформному разлому.

Правило используется при палеотектонических реконструкциях для решения обратной задачи: по простиранию древней зоны субдукции определяют наиболее вероятное направление сближения литосферных плит.

29. Сейсмофокальные зоны беньофа. Их глубинность, профили, строения, напряжения в очагах.

Яркое проявление современной субдукции - сейсмофокальные зоны - совокупность сейсмических очагов, наклонно уходящих на глубину. Сейсмические очаги приуро­чены к субдуцирующему литосферному слэбу и вместе с ним проника­ют в астеносферу, иногда полностью пересекая ее. В 1949-1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологического института обобщающие работы о сейсмофокальных зонах. Поэтому их назвали в его честь.

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 очаги упругих колебаний, а далее продолжается как асейсмичный процесс. Это определяется снижением упругих свойств субдуцирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит глав­ным образом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась.

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа - скорость субдукции. При высоких скоростях (9-10,5 см/год) даже литосфера с возрастом 80-40 млн лет сохраняет свои упругие свойства до глубин около 600 км.

Пример: глубинность одной из наиболее про­тяженных сейсмофокальных зон, Андской, убывает от 600 км в ее цен­тральной части до 150-100 км на флангах. Изменения происходят дис­кретно в соответствии с сегментацией этой зоны субдукции.

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. Следуя за слабом, все зоны Беньофа ориентированы наклонно. В окраинно-материковых системах, в том числе и в сложно построенных системах японского типа, слэб всегда погружается в сторону континента, поскольку субдуцирует имен­но океанская литосфера. Здесь при конвергентном взаимодействии двух плит океанской литосферы погружается та, которая древнее, а следо­вательно, толще и тяжелее. Соответствующая зона Беньофа наклонена, таким образом, под более молодую океанскую литосферу, где бы она ни находилась.

Профиль зон Беньофа. Наклон каждой сейсмофокалькой зоны меня­ется с глубиной в соответствии с конфигурацией слэба, прослеживаемо­го сейсмической томографией. 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. Причиной неравномерного нарастания крутизны уходящего в мантию слэба (и сейсмофокальной зоны) и соответствующих перегибов его профиля считают уплотнение пород субдуцирующей литосферы вследствие фазового перехода минералов.

Распределение зон беньофа.

Близ поверхности - под глубоководным желобом, а нередко и на его океанском обрамлении - очаги размещаются внутри литосферы, главным образом в ее верхах (растяжение).

Ниже, на глубине до 15 км , субдукция может быть асейсмична.

Глубже, где субдуцирующая плита выходит из соприкосновения с висячим литосферным крылом , а затем погружается в астеносферу, все очаги снова находятся внутри слэба.

Наконец, еще глубже зона Беньофа продолжается цепочкой очагов в верхней части литосферы, образующихся при сжатии по наклону слэба.

Сейсмичность над зонами Беньофа определяется главным образом мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и ин­тенсивностью проходящего сквозь нее теплового потока. В островных дугах сейсмичность над зоной Беньофа, начинаясь у же­лоба, прослеживается по латерали на 500 км и более. Это преимущественно малоглубинные очаги.Закономерное распределение сейсмических очагов, японская зона субдукции

30. Глубинное строение зон субдукции по геофизическим данным.

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 субдукции, а также внутреннее строение литосферных плит по обе стороны от этого сместителя.

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 (рис. 6.6). В других зонах» в частности в Идзу-Бонинской, дойдя до поверхности нижней мантии (где вязкость пород на глубине 670 км возрастает в 10- 30раз), литосфера изгибается, а затем следует горизонтальна над этой поверхностью. В целом методами сейсмической томо­графии удалось проследить субдуцировавшую часть океанских литосферных плит длиной до 1800 км, считая от глубоководного» желоба. Исходя из средних скоростей субдукции, это результат конвергентного взаимодействия в течение последних приблизи­тельно 25 млн лет.

Исключительно важную информацию дают сейсмологические наблюдения очагов землетрясений, возникающих в верхней части зон субдукции (на глубине до нескольких сотен километров) и образующих мощные наклонные сейсмофокальные зоны - так на­зываемые зоны Беньофа (см. 6.1.4).

31. Гравиметрические и магнитные аномалии над зонами субдукции, распределение теплового потока.

Гравиметрия: резкие аномалии силы тяжести, вытянутые вдоль зоны субдукции, при ее пересечении сменяются в закономерной последовательности. Перед глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия до 40-60 мГл, приуроченная к краевому валу. Она обусловлена упругим антиклинальным изгибом океанской литосферы у начала зоны субдук­ции. Далее следует интенсивная отрицательная аномалия (120-200, до 300 мГл), которая протягивается над глубоководным желобом, будучи смещена на несколько километров в сторону его островодужного борта. Эта аномалия коррелирует 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 (100-300 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.

Геотермические наблюдения обнаруживают снижение теплового по­тока по мере погружения относительно холодной литосферы под остро-водужный (или континентальный) борт глубоководного желоба. Одна­ко дальше, с приближением к поясу активных вулканов, тепловой поток резко возрастает.

Современная субдукция находит выражение и в данных маг­нитометрии. На картах линейных магнитных аномалий бассейн в океанского типа отчетливо различаются их тектонические грани­цы рифтогенной и субдукционной природы. Если по отношению к первым линейные аномалии океанской коры согласны (параллель­ны им), то субдукциоиные 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. На рис. 6.12 приведена карта магнитного поля одного из отрезков Центральноамериканского желоба (16-17° с. ш.). Линейные ано­малии океанской коры, имеющей здесь миоценовый возраст, вы­тянуты в % направлении ЮВ-СЗ, пересекают ось глубоководного желоба, а дальше прослеживаются под висячим крылом зоны суб­дукции в полосе шириной около 25 км. Уходящая на глубину оке­анская литосфера как бы просвечивает сквозь смятые в складки осадочные комплексы континентальной окраины. Еще дальше, где она погружается под мощную гранитогнейсовую кору, линей­ные аномалии теряются.

32. Магматизм зон субдукции, закономерности его размещения.

Размещение: Пространственная взаимосвязь мощных поясов современного вулканизма с глубоководными желобами, зонами Беньофа и другими проявлениями субдукции вполне отчетлива. На примере вулканов Японии установили, что цепи активных вулканов разме­щаются над среднеглубинной частью сейсмофокальной зоны. В дальнейшем стало ясно, что это закономерность, которая прослеживается во всех зонах субдукции. Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 60 до 350 км, но максимум магматической активности на­блюдается над интервалом 100-200 км. Удаленность вулканов от желоба находится в обратной зависимости от наклона сейсмофокальной зоны. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм, такая закономерность выдерживает­ся глобально. Линияя, ограничивающая вулканический пояс со стороны желоба называется вулканическим фронтом – 120-250 км от глубоководного желоба. С противо­положной стороны граница вулканических поясов не столь резкая. Общая ширина субдукционных вул­канических поясов от нескольких десятков километров до 175-200 км, местами даже несколько больше.

Глубинные корни: Поскольку на соответствующих глубинах слэб движется сре­ди астеносферного вещества и сейсмические очаги находятся внутри него, уменьшение сейсмичности под вулканами скорее всего означает снижение упругих свойств погружающейся литосферы при отделении флюидов или даже частичном плавлении. Этот магмогенерирующий от­резок зоны субдукции - область, где процессы магмогенеза только начинаются, чтобы продолжиться над субдуцирующей плитой в мантийном клине и земной коре вплоть до близповерхностных магмати­ческих камер в фундаменте вулканов. Глубинные корни вулканическо­го пояса, отмеченные снижением скоростных и упругих характеристик пород, отчетливо прослеживаются сейсмической томографией - вплоть до поверхности слэба.

Специфика состава магм над зонами субдукции.

На состав вулканитов влияют:

Латеральная: калий, рубидий стронций вглубину субдукции увеличивается, убывает Fe/Mg

В направлении т жёлоба толеитовая (толеитовый базальт, железистый дацит) сменяется известково щелочной (глинозёмный базальт-риолит), в тылу дуги – шошонитовой (шошонитовый базальт-трахит)

РУДА: Au, Cr, Ni,Cu- Zn? Pb, Mo – под дугой Sn-Wo-U

(наверное, туда же…)47. Специфика состава магм над зонами субдукции.

В формировании магм, питающих субдукцнопный вулканизм, участвует вещество, которое отделяется от погружающейся океанской литосферы, от пород находя­щегося над ней астемосферного 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 маитию, 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, но и андезитового расплавов. Несмотря на разнообразие субдукциониых 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.

33. Субдукционная аккреция и субдукционная эрозия, их геологическое выражение.

Тектонический эффект взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны различается. В зависимости от этого можно различать режим субдукционной аккреции, режим субдукционной (тектонической) эрозии, а также нейтральный ре­жим.

Существует и другой механизм наращивания островодужной или континентальной окраины. Часть того осадочного материала, который уходит на глубину с океанской плитой, тоже задерживается, отделяясь от нее и подслаиваясь снизу к висячему крылу зоны субдукции Образующаяся при этом чешуйчатая структура с многократным повторением одних и тех же фрагментов стратиграфического разреза была детально изучена в мело­вом аккреционном поясе Симанто (Япония).

Эрозия. Режим субдукционной эрозии выражается срезанием висячего кры­ла под действием пододвигающейся литосферной плиты, уносящей про­дукты разрушения на глубину. Наряду с субдукционной аккрецией это один из двух главных тектонических режимов субдукции.

Важным источником информации служат сейсмические профили. В 1986 была проведена интерпретация соотношений, выявленных профилированием под островодужным склоном Японского желоба. 1й признак эрозии: Здесь современной аккреционной призмы нет. О тектонической эро­зии свидетельствует строение висячего (островодужного) крыла. Это на­клоненная от желоба слоистая серия мелового возраста, которая среза­ется на глубине пологой поверхностью тектонического контакта: эрозия висячего крыла происходит снизу. Следствием такой эрозии считают установленное по колонкам буровых скважин опускание островодужного склона.

При длительном развитии субдукционная эрозия срезает ближай­шие к глубоководному желобу элементы островной дуги или активной окраины континента, при этом от­мирающие вулканические пояса смещаются все ближе к конвергентной границе. 2й

2 механизма эрозии:

Базальная эрозия предполагает механическое воздействие погружа­ющейся плиты на нижнюю поверхность висячего крыла зоны субдук-ции (см. рис. 6.27, А). Происходит эрозия этого крыла снизу, что ведет к уменьшению его толщины и соответствующему опусканию.

Фронтальная эрозия - срезание субдуцирующей плитой переднего края висячего крыла, захват и вовлечение в субдукцию слагающих этот край пород. Она особенно заметна там, где на погружающейся плите при ее изгибе образуется расчлененный тектонический рельеф - система грабенов и горстов.

Нейтральный режим субдукции - режим, при котором субдукция не сопровождается ни аккрецией, ни тектонической эрозией, это редкое явление

34. Выявление и реконструкция древних зон субдукции.

Наличие древних зон субдукции можно определить по наличию аккреционной призмы.

Также зоны субдукции обладают специфическим вулканизмом. Важная черта магмообразования при субдукции - 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, но и андезитового расплавов.

Над зонами субдукции – аномальные афеолиты.

Офиолиты:

Аномальность их над зонами субдукции –

Характерна осадочная формация задуговых бассейнов – с одной стороны вулканический пепел с магматического пояса а с другой – терригенные континентальные осадки с континента. Мощность пелагитовых глин здесь гораздо больше, чем в океане.

Можно оределить направление субдукции по голубосланцевым и зеленосланцевым формациям. Голубосланцевые образуются в условиях более низких температур и высоких давлений.

35. Обдукция океанической литосферы и её предполагаемые механизмы.

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской литосфер на конвергентных границах выражается субдукцией. Только местами и на короткое время появляется такое сочетание тектонических условий, при котором океанская литосфера бывает поднята и надвинута на конти­нентальную окраину. В настоящее время этот процесс, по-видимому, нигде не про­исходит, но сравнительно недавний эпизод (конца миоцена - плиоцена) установлен на сочленении Чилийского спредингового хребта с Андской активной окраиной. К момен­ту надвигания это была сравнительно молодая, средней мощности и еще мало охлажденная литосфера с относительно низкой средней плотнос­тью и поэтому, в соответствии с изостазией, высоким гипсометрическим положением – необходимое условие обдукции.

Обдукция, как правило, сопровождается динамотермальным мета­морфическим воздействием горячих перидотитов, слагающих низы ли-тосферной пластины, на породы автохтона.

Механизмы обдукции:

Обдукция на краю океанского бассейна происходит как у актив­ных, так и у пассивных его окраин. Это модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной. Если хребет про­стирается приблизительно параллельно окраине, то в ходе субдукции континентальная плита перекроет ближайшее его крыло и придет в со­прикосновение с поднятым краем другого крыла, которое в результате может оказаться надвинутым. Пример – поглощение Чилийского спредингового хребта.

Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа. Геологиче­ские условия нахождения многих обдуцированных фрагментов океан­ской литосферы вблизи глубинных офиолитовых швов Средиземно­морско-Гималайского и других складчатых поясов позволяют связать их происхождение с замыканием малых океанских бассейнов, подобных Красному морю. Если раскры­тие таких бассейнов непосредственно сменяется их сжатием, то высокий тепловой поток благоприятствует отслаиванию литосферных пластин. Высокое гипсометрическое положение молодой океан­ской литосферы и погруженные под уровень моря плечи утоненной континентальной коры на краях таких спрединговых бассейнов способ­ствуют обдукции. При полном смыкании континентального обрамления структурный шов воздымается, а на дне смежных эпиконтинентальных бассейнов появляется уклон, обеспечивающий дальнейшее гравитаци­онное перемещение обдуцированных пластин океанской литосферы, со­провождаемое формированием олистостром.

36. Области коллизии континентальной литосферы: рельеф, структура, движения, вулканизм, глубинная характеристика.

Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континенталь­ная литосфера, то относительно легкие сиалические породы не погру­жаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные структуры, утолщение коры и горообразование. При этом может проявиться внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, когда она делится на пластины, испытывающие горизонтальное смещение и дисгармоничные деформации. , на конвергентной границе вместо субдукции развивается коллизия, т. е. столкновение ли-тосферных плит - геодинамический режим, который в настоящее время проявляется главным образом вдоль Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса протяженностью в тысячи километров. Коллизия, связанные с ней движения и деформации максимальны на тех отрезках этого пояса, где южной окраине Евразии противостоят выступы континентальных плит Индостана и Аравии. В этих местах формируются пережимы (скручивания) складчатого пояса.

Грандиозное сооружение Гималаев и Тибета дает представление о бо­лее зрелой и все еще весьма активной фазе коллизионного взаимодей­ствия крупных континентальных единиц. Оно началось в палеогене 50-70 млн лет назад, когда океанская литосфера, отделявшая субкон­тинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субду-цировала. Наклон зоны субдукции предопределил южную вергентность складчатости и надвигов коллизионного этапа. Встречное движение Индостана и Евразии, скорость которого до на­чала коллизии достигала 15-20 см/год, продолжалось и в дальнейшем. Сначала (до олигоцена) оно про­исходило со скоростью около 10 см/год, позже - 5 см/год и менее, а сум­марное сближение после начала коллизии превышает 2000 км.

Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощ­ных моласс в передовых и межгорных прогибах.

Продольное перемещение горных масс коллизионного пояса. При конвергенции неоднородных по своему строению литосферных плит, со­стоящих из континентальных и океанских частей, а также там, где конти­нентальная окраина взаимодействует с несколькими разными плитами и микроплитами, наблюдаются переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции или наоборот. Примером может служить рассмотрен­ное выше продолжение Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Свойственный Среди­земноморско-Гималайскому поясу сложный структурный рисунок объясняют неправильными очертаниями и взаимным геометрическим несоответствием формиру­ющих этот пояс континентальных окраин: Евразийской, с одной сторо­ны, Африкано-Аравийской и Индостанской - с другой.

Наиболее выразительны соотношения на сочленении коллизионного Анатолийско-Кавказского и субдукционного Эгейско-Кипрского сег­ментов, поскольку интенсивное сжатие складчатого пояса перед фрон­том Аравийского индентора соседствует там с не менее интенсивным и устойчивым растяжением над зоной субдукции.

Коллизионные деформации на удалении от конвергентной гра­ницы. При благоприятных геологических условиях коллизионные деформации проявляются не только в зоне конвергентного взаимо­действия литосферных плит, но и на удалении от нее. Так, под давле­нием со стороны коллизионного орогена Альп платформенный чехол форланда был сорван по пластичным породам соленосного триаса, смещен и деформирован с образованием в 50-150 км к северо-запа­ду складчатой системы Юрских гор.

Коллапс коллизионных орогенов. В развитии коллизионных горных сооружений вслед за этапом сжатия, утолщения и изостатического поднятия земной коры закономерно следует этап ее растяжения, уто­нения и соответствующего опускания (орогенный коллапс). В Альпах, где современное растяжение проявляется сейсмоло­гически, обнаружено, что в центральных зонах орогена оно началось еще 20 млн лет назад и длительное время сосуществовало со складчато-надвиговыми деформациями сжатия на периферии горного сооружения.

Про горячие точки, в куче:

Линейность вулканических сооружений и закономерное удревнение возраста на Императорском хребте в Тихом океане привело В. Моргана (Morgan W.J.) в 1971 г. к созданию модели горячей точки (от англ. hot spot) как относительно стационарной и долгоживущей тепловой аномалии в мантии. Она является источником магм, обогащенных рассеянными элементами и питает вулканы океанических островов и внутренних частей континентов. На земной поверхности горячая точка отражена в аномально высокой вулканической активности в настоящее время или в прошлом. В идеальном случае это цепь современных и древних вулканов, возраст которых постепенно становиться более древним в одном направлении (след горячей точки, плюма), что связано с "прожиганием" движущейся литосферной плиты. Когда плита уходит от горячей точки, вулкан перестает быть активным, отмирает и вместе с плитой движется в сторону от горячей точки. Классическим примером следа горячей точки может быть цепь вулканов, которая протягивается в Тихом океане от поднятия Обручева с наложенными подводными горами, слагает Императорский хребет и трассируется до архипелага Гавайских островов с действующими вулканами (например, Мауна-Лоа). Вместе с тем, эта оригинальная идея стала применяться к любым вулканическим сооружениям в Мировом океане, что на взгляд автора настоящего пособия не является однозначно доказанным

Горячие точки и мантийные плюмы

В 1970х годах Дж. Вилсон и Дж. Морган предложили гипотезу «горячих точек» и «мантийных струй (плюмов)» . Основание - наблюдения на Гавайском и Императорском хребтах в Тихом океане. Первый из них представляет собой цепь островов с потухшими вулканами, заканчивающуюся на юго-востоке действующими вулкана­ми островов Гавайи. В начале она сочленяется с цепью подводных вулканических возвышенно­стей, известных как Императорский хребет. Таким образом, видим картину закономерной миграции во времени и в пространстве вулканических центров. Эту картину Вилсон и Морган объяснили тем, что под о. Гавайи в настоящее время действует горячая мантийная струя, которая пробивает астеносферу и литосферу и занимает стационарное положение. Тихоокеанская плита двигалась над этой горячей точкой сначала в северо-западном (Импе­раторский хребет), а затем, с 42 млн лет, в западо-северо-западном на­правлении, в то время как горячая струя ее «прошивала» и создавала все новые вулканы.

Насчитывается около 40 горячих точек в океанах и на континентах, и почти со всеми связаны проявления вулканической деятельности. Ха­рактерна щелочно-базальтовая магма, происходящая из недеплетированной мантии, что указывает на глубинное положение «корней» горя­чих точек. Если исходить из их стационарности, то можно определять не относительные, а «абсолютные» движения литосферных плит, измеряе­мые по отношению к заякоренным в мантии горячим точкам.

Также существует понятие суперплюмов, с которым связывают процессы дробления и распада суперконтинентов.

39. Но не уверен.

Различают два главных способа заложения и раскрытия рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного пред­ставления о первичности зародившегося на глубине восходящего