ЗАДУГОВЫЕ МОРЯ

Задуговые (тыльно-дуговые) окраинные моря, располагаются между островными дугами и континентом. Они могут обладать значительной глубиной (более 4000 м) и подстилаются в своей глубоководной части корой океанского типа, но нередко с повышенной мощностью осадочного слоя. Многие из этих бассейнов образуются в обстановке растяжения, о чем свидетельствуют и утонение литосферы, и повышенный тепловой поток, и в особенности появление спрединговых линейных магнитных аномалий. Наиболее отчетливо они выражены в Филиппинском, Южно-Китайском морях, а также в море Скотия.

Начальную стадию образования окраинных морей можно наблюдать в троге Окинава, возникшем в конце миоцена — начале плиоцена в задужной части дуги Рюкю в Восточно-Китайском море. В этом троге произошла деструкция континентальной коры, проявился базальтовый вулканизм, но лишь на небольшом участке дело дошло до спрединга и новообразования океанической коры.

Осадки, накапливающиеся на дне окраинных морей, имеют различное происхождение. На склоне вулканической дуги накапливается островодyжны комплекс: вулканогенно-обломочные породы и пирокластика; турбидитовая текстура придает им характер туфогенного флиша, который может иметь значительную мощность и заполнять задужные прогибы(back-arc troughs). На континентальном склоне формируются подводные конусы выноса с турбидитами и флишем, но состав этих осадков кварцерый в виде песчаников и алевролитов. В центральных глубоких частях бассейнов отлагаются монтмориллонитовые глины, биогенные илы и эоловые осадки. В широких бассейнах максимальные мощности осадков накапливаются по краям, в более узких — в осевых их частях. Местами проявляется базальтовый вулканизм.

Механизм образования задуговых впадин окраинных морей до конца не понят. Растяжение литосферы может быть вызвано восходящим конвективным потоком в мантии, о чем свидетельствует высокий тепловой поток. Расположение окраинных морей в связке с островной дугой указывает на связь задугового спрединга с субдукцией, но характер этой связи трактуется по-разному. Согласно одной модели, разогрев вследствие трения висячего крыла сейсмофокальной зоны вызывает вторичную конвекцию в задужной части, восходящая ветвь которой и приводит к утонению и разрыву литосферы и образованию впадины окраинного моря. Из этой модели следует, что усиление субдукции должно вызывать усиление задугового спрединга и одновременно островодужного вулканизма. Однако данные по Филиппинскому региону не подтверждают существование такой связи и наблюдается чередование фаз вулканизма и задугового спрединга. Данные томографии указывают не на задужное, а на глубинное зарождение восходящей конвекции.

Другая модель основывается на факте отката «roll back» зоны субдукции со временем назад, к океану, ибо в погружение втягиваются все новые участки океанической литосферы. За отступающими желобами все дальше выдвигаются в океан и островные дуги, что хорошо видно на примере Марианской дуги. В случае Антильской и Южно-Сандвичевой дуг этому процессу способствует возникновение глубинного астеносферного течения, направленного от Тихого океана к Атлантическому. Фронтальное смещение дуг вызывает растяжение литосферы в их задужной части, декомпрессию астеносферы и возникновение «мантийного диапира», что и сопровождается утонением, а затем и разрывом коры и началом задугового спрединга.

Во многих случаях рифтингу подвергается и сама вулканическая дуга. В ее осевой зоне сначала возникает грабен, а затем он может переродиться в ось спрединга, что приводит к расщеплению дуги и образованию внутридугового, а затем и междугового бассейна с корой океанического типа. При этом одна из дуг, расположенная ближе к зоне субдукции и сопряженная с желобом, сохраняет свою вулканическую активность, а другая, оставшаяся в тылу, превращается в остаточную дугу (remnant arc) и начинает остывать и погружаться. В плиоцене подобный процесс привел к образованию Западно-Марианской впадины, а еще раньше, в олигоцене—миоцене, — впадины Сикоку—Паресе—Вела и остаточных дуг Западно-Марианской и Кюсю—Палау в Филиппинском море. Междуговые бассейны и остаточные дуги и внутридуговой рифтинг и спрединг представляют достаточно распространенное явление. Они приводят к значительному усложнению структурного плана активных окраин и к их расширению за счет океана, в направлении которого происходит закономерное омоложение возраста и желобов, и дуг, и междуговых бассейнов.

Не все окраинноморские бассейны, имеющие задуговое расположение, укладываются в данную схему. Выделяется еще категория отгороженных задуговых окраинных морей, в качестве тектонотипа которых обычно приводится Беринговоморская Алеутская впадина. Другие примеры отгороженных бассейнов — Западно-Филиппинская впадина, Колумбийская и Beнесуэльская впадины Карибского моря не поддаются однозначному толкованию их происхождения. Предполагается, что эти окраинноморские бассейны возникли в результате появления в периферической части океана новой зоны субдукции и новой энсиматической вулканической дуги, отгородившей эту часть океана и превратившей ее в окраинное море.

Зоны субдукции нередко возникают и на окраинах крупных задуговых бассейнов. Такие зоны наблюдаются в западном обрамлении Филиппинской дуги в Южно-Китайском море — это желоба Манильский, Негрос и Котубату, в юго-западном обрамлении Новогебридской дуги и южном обрамлении дуги Соломоновых островов, а в недавнем прошлом зона субдукции существовала на северо-востоке Японского моря.

Другое, очень сходное явление наблюдается на окраине Черного моря и Венесуэльской впадины. Оба этих бассейна имеют докайнозойский возраст, спрединг в них давно прекратился, но по их периферии происходит надвигание смежных складчатых сооружений в сторону оси бассейна, что приводит к образованию структуры, вполне подобной структуре аккреционных клиньев типичных зон субдукции, но субдукции здесь не происходит, а идет процесс надвига континента на океанические микроплиты (процесс назван псевдосубдукцией). А в таких классических зонах субдукции, как периферия американских континентов, имеет место встречное движение конвергирующих плит и субдукция сходится с псевдсубдукцией.

Некоторые зоны субдукции могут располагаться с разных сторон вулканических дуг — и с океанической, и с континентальной и даже одновременно с двух сторон, как это наблюдается в случае с Филиппинской дугой. При этом может происходить перескок зоны субдукции с одной стороны дуги на другую в случае заклинивания одной из этих зон.

Процессы, развивающиеся на активных окраинах островодужного типа, находят своих аналогов на окраинах континентального, андского, типа. Здесь аналогом вулканической дуги является вулканоплутонический пояс (энсиалическая дуга) с преимущественно андезитовым вулканизмом, а в задужной части возникают морские бассейны, отличающиеся от занимающих аналогичное положение окраинных морей западно-тихоокеанского типа своим мелководным характером и расположением на переработанной континентальной коре. Состав вулканитов здесь отличается от состава островодужных вулканитов повышенным содержанием кремнекислоты и щелочей и повышенным отношением 87Sr/86Sr.

По мере развития этих поясов повышается щелочность. К вулканоплутоническим поясам Анд приурочены самые крупные гранитные батолиты. Подобно вулканическим дугам, вулканоплутонические пояса на зрелой стадии своего развития испытывают в осевой зоне некоторое растяжение и здесь возникают рифты (грабен Кито в Эквадоре) и Чили (грабен Сантьяго).

Рифтогенез и свойственный ему щелочно-базальтовый или бимодальный вулканизм проявляются и в задужной части вулканоплутонических поясов, например в Патагонии, опять-таки напоминая процессы формирования окраинных морей, протекающие на окраинах западно-тихоокеанского типа. Хорошие ископаемые примеры того же типа известны в позднем палеозое и триасе в Монголии и Забайкалии.

В истории подвижных поясов установлены многочисленные факты перехода одного типа активной окраины в другой. Так, Тихоокеанская окраина Азии в юре—середине мела имела характер окраины андского типа с мощным краевым вулканоплутоническим поясом, протянувшимся от Чукотки до Калимантана. В кайнозое произошел распад этого пояса и окраина Азии получила современный вид типичной островодужной окраины, в то время как типичная островодужная окраина Северной Америки начиная с конца юры стала превращаться в окраину Андского типа.