 | ТИПИЗАЦИЯ ЗОН СУБДУКЦИИ |
Рассматриваемая блоковая структура зоны субдукции (а) и конфигурация ее разломов на верхней плоскости (б): 1-8 – номера разломов; стрелками показаны направления движения подстилающей среды под блоком А и границы, образованной разломами 1-5 |
Марианский тип зон субдукции |
Чилийский тип зон субдукции |
Конвергентные границы плит на востоке и юго-востоке Азии: а) Курило-Камчатская и Японская дуги; б) Зондская дуга. Условные обозначения: 1 – выходы на поверхность ЗБ, 2 – изолинии глубины залегания поверхности ЗБ в км, 3 – контуры глубоководных котловин окраинных морей, 4 – подошва континентального склона пассивной окраины Австралии, 5 – разломы установленные и предполагаемые, 6 – сдвиги установленные и предполагаемые, 7-10 – проявления позднекайнозойской рудной минерализации (7 – эксгаляционные, 8 – гидротермальные и метасоматические, 9 – осадочные и гипергенные, 10 – колчеданные), 11 – проявления позднекайнозойского калиевого щелочного вулканизма, 12 – границы выделенных сегментов дуг. Прерывистой штриховкой различного направления показана разновозрастная океаническая кора; цифры – возраст в млн. лет; в скобках – номера линейных магнитных аномалий (LMA и М). |
Морфотектоника гребней СОХ (а) и спрединговых хребтов окраинных бассейнов (б) при разных скоростях спрединга (длины стрелок пропорциональны скорости спрединга). По работам [36, 38]. Морфотектонические профили рифтов СОХ: I – Срединно-Атлантический хр. (26° сев. ш.), II – Галапагосский рифт (85° 50’ зап. д.), III-V – Восточно-Тихоокеанское поднятие: III – 13° сев. ш., IV – 15° юж. ш., V – 21°30’ юж. ш.; морфотектонические профили рифтов окраинных бассейнов: VI – Северо-Фиджийский бассейн (северо-западная ветвь), VII – Марианский трог, VIII – Северо-Фиджийский бассейн (южная ветвь), IX – бассейн Лау (хр. Валу Фа), X – бассейн Лау (северная часть); 1 – разломы, 2 – толеиты типа СОХ, 3 – толеиты типа задуговых зон спрединга. |
Source: http://www.scgis.ru/russian/cp1251/h_dgggms/2-2000/subduction.htm -Ю.Г.Гатинский and et.ЗОНЫ СУБДУКЦИИ: ДЕЙСТВУЮЩИЕ СИЛЫ, ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ТИПЫ, СЕЙСМИЧНОСТЬ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ
1. КИНЕМАТИКА ЗОН СУБДУКЦИИ
В ходе эволюции зоны субдукции трансформируются в зоны коллизии типа “континент - континент” или “континент - островная дуга”.
В качестве сил, действующих при субдукции, рассматривают: 1) давление со стороны зоны спрединга срединно-океанического хребта (ridge-push); 2) силу затягивания погружающейся в мантию части плиты (слэба) под действием ее веса (slab-pull); 3) силу трения погружающейся литосферной плиты за счет субдукционного сцепления (friction); 4) плавучесть плиты (buoyancy); 5) сопротивление изгибанию при погружении (bend-resistance); 6) силу откатывания назад за счет вязкого сцепления с подлитосферной мантией (roll-back); 7) силу “всасывания” надвигаемой (верхней) плиты на контакте с субдуцируемой (нижней) плитой (sucking in). Считается, что океаническая плита в зоне субдукции остается холодной, и только в верхней части ее происходит частичное плавление за счет трения.
Главный движущий механизм движения плит - медленные конвективные течения в подлитосферной верхней мантии, что следует из перемещения большинства главных литосферных плит к западу. Все остальные силы имеют второстепенное значение.
Активность вдоль зон субдукции зависит от возраста литосферы, скорости конвергенции плит и совпадения направления субдукции с общим направлением течения мантийного материала. Чем моложе литосфера, выше скорость конвергенции и чем более направление субдукции противоположно преобладающему подлитосферному мантийному течению, тем положе падает сейсмофокальная плоскость - зона Беньофа (ЗБ).
Поверхностная морфология зон субдукции определяется векторами перемещения плит относительно друг друга: если они движутся в одном направлении, но с разной скоростью, ось желоба смещается в сторону падения ЗБ (Марианский желоб); если одна плита неподвижна, а другая движется с постоянной скоростью, то ось желоба остается на месте, а ЗБ наклонена под углом 30-45° (Японский желоб); если плиты движутся навстречу друг другу с разной скоростью, то ось желоба смещается в сторону, противоположную наклону ЗБ, которая выполаживается (Чилийский желоб). Существенное влияние на форму островной дуги над зоной субдукции оказывает скорость конвергенции плит.
При малой скорости (до 5 см/год) кривизна островной дуги не превышает 10°. При скорости более 5 см/год она изменяется от 10° до 90°.
Имеется корреляция вариаций соотношения поверхностных и объемных волн землетрясений - крипекса (creepex) от типа тектонических структур и механизма очагов, в частности в зонах субдукции Тихоокеанского кольца- сейсмические события со сбросовой, взбросово-сбросовой и сдвиговой компонентой могут сменять друг друга в разных зонах субдукции и даже в пределах одной зоны в зависимости от их строения. Чаще всего крипекс бывает отрицательным, что подтверждает наличие значительных тектонических напряжений при конвергенции плит и более высокую прочность пород погружающейся океанической плиты.
2. ТИПИЗАЦИЯ ЗОН СУБДУКЦИИ
Глубинное строение зоны субдукции, тип магматизма вулканической дуги и интенсивность растяжения в тылу ее определяются тремя основными критериями: 1) скоростью конвергенции плит, 2) возрастом поглощаемой литосферы и степенью ее “плавучести”, 3) направлением абсолютного движения каждой из взаимодействующих плит. В соответствии с этим выделяют следующие типы зон субдукции:
Западно-тихоокеанский (Марианский) тип характеризуется невысокой скоростью конвергенции, древней сильно остывшей (тяжелой) субдуцируемой литосферой, движением обеих плит в близком направлении с разной скоростью, крутым падением ЗБ, слабым сцеплением океанической плиты с перекрывающей, преобладанием растяжения на соприкасающихся поверхностях взаимодействующих плит, активным развитием тыловых прогибов с высоким тепловым потоком и иногда с контрастным базальт-риолитовым вулканизмом и проявлением массивного сульфидного оруденения. В условиях растяжения на изгибе субдуцирующей океанической плиты нередко образуются грабены, служащие ловушками для захоронения океанических осадков и продуктов эрозии континентальных склонов.
Подобные грабены установлены на сейсмических профилях через Японскую дугу. Отсутствие аккреционных призм связано с быстрым надвиганием островных дуг на ложе Тихого океана.
Чилийский (андийский) тип отмечен высокой скоростью конвергенции, молодым возрастом слабо остывшей поглощаемой плиты, встречным движением плит с быстрым перекрытием полого падающей океанической плиты надвигающейся континентальной.
Господствует сжатие, в связи с чем отсутствуют выраженные тыловые прогибы. В условиях быстрой конвергенции магма под дугой не успевает контаминироваться коровым материалом, поэтому преобладают гранит-гранодиоритовые интрузии и латит-андезитовые вулканические серии, медно-порфировая и медно-молибден-порфировая минерализация, проявления золота, серебра, свинца, цинка. Характерно то, что в самих Андах субдукция, начавшаяся 170 Ма, происходила вначале без возникновения гор при господстве режима растяжения и образовались андийские и субандийские окраинные бассейны. В это время скорость субдукции превышала скорость встречного перемещения Южно-американской плиты.
Воздымание Анд началось лишь 80 Ма. Резкое двукратное увеличение скорости движения Южно-Американской плиты около 30 Ма связано с ускорением спрединга в Атлантике. Это привело к преобладанию сжатия, возникновению активной андийской континентальной окраины и интенсивному поднятию.
Невадийский (кордильерский) тип характеризуется умеренной скоростью конвергенции, молодостью и разогретостью поглощаемой литосферы и сближением плит под косым углом. Специфика этого типа в относительной незрелости перекрывающей континентальной литосферы, в пределах которой перед началом субдукции преобладали обстановки островных дуг, столкнувшихся с континентом. В условиях сжатия происходит частичное плавление литосферного мантийного клина над ЗБ, но существенного обогащения расплавов литофильными коровыми элементами не наблюдается из-за малой мощности и незрелости коры.
Преобладают крупные гранит-гранодиоритовые батолиты, метасоматические месторождения железа и полиметаллов, медно-золотая и медно-молибденовая минерализация, реже проявления вольфрамового оруденения. На поздних стадиях процесса субдукции идет перекрытие оси спрединга континентальной плитой с проявлением вслед за этим специфического магматизма и тектоники растяжения на краю континента. Что-то подобное происходило с Индокитаем в конце перми - начале триаса.
Малайский тип возникает при медленной субдукции и при постоянном положении края континента. Для него характерны умеренный угол наклона ЗБ (не более 45° ), отсутствие разницы в возрасте литосферы сближающихся плит, многократное вовлечение в переработку корового материала вплоть до появления полностью палингенных гранитов со стронциевым отношением 0.7100 и более. Типична редкометалльная минерализация (олово, вольфрам, молибден, сурьма, висмут, золото, серебро и др.), что наряду с развитием существенно коровых гранитов сближает магматические дуги этих зон с коллизионными поясами. Примерами служат Монголо-Охотский и Охотско-Чукотский пояса.
Два основных типа зон субдукции - марианский и чилийский - располагаются по противоположным сторонам Тихого океана. Однако детальный анализ морфологии зон, сейсмичности и рудных месторождений позволяет установить более сложные соотношения и стадии зрелости структур активных окраин и энергетики глубинных геодинамических процессов в их тылу.
Проявления задуговой плюмтектоники имеют широкое развитие в тылу большинства островодужных систем, сопровождаясь образованием рифтов и глубоководных котловин окраинных морей, увеличением интенсивности сейсмичности и развитием колчеданной минерализации.
Смена общей морфотектоники рифтов от рифтовых долин к осевым поднятиям происходит в тыловых бассейнах при меньших скоростях спрединга, чем в срединно-океанических хребтах (СОХ) из-за большей прогретости литосферы и под влиянием процессов задуговой плюмтектоники. Увеличение объема расплавов, обусловленное воздействием надсубдукционных флюидов на вещество мантийного клина, определяет лучшую выраженность продольной куполовидной структуры сегментов хребтов тыловых бассейнов, увеличение размеров осевых вулканических хребтов и локальных построек, а также большее количество внеосевых вулканов по сравнению с наблюдаемым в СОХ. Этому содействует и более высокий подъем мантийных диапиров в тылу островных дуг, устанавливаемый методами геобарометрии. По мере раскрытия задуговых бассейнов влияние надсубдукционных флюидов постепенно ослабевает и практически прекращается при достижении ими ширины более 350 км.