 | Геологическое выражение зон субдукции |
Зависимость глубины желоба от скорости субдукции и возраста субдуцирующей океанской литосферы, по К. Греле и Ж. Дюбуа (1982). Для сравнения — глубины, океана за пределами желобов, по Б. Парсонсу и Дж. Слейтеру, 1977 (пунктир).Глубоководные желоба; 1 — Новогебридский 1а — северная часть, 1б— южная часть); 2 — Тонга — Кермадек (2а — Тонга; 2б — Кермадек); 3 — Курильский; 4 — Чилийско-Перуанский; 5 — Яванский; 6 — Центральноамериканский, 7 — Алеутский; 8 — Индонезийский; 9 — Нанкай; 10 — Палау; 11 — — Рюкю; 12 — Яп; 13 — Новобританский; 14 — Пуэрто-Рико; 15 — Филиппинский- 16 — Идзу-Бонинский: 17 — Марианский |
Главные тектонические типы зон субдукции и их латеральные структурные ряды, по М.Г. Ломизе, с использованием схем Д. Карига, У. Дикинсона, С. УедыI—III — окраинно-материковые зоны субдукции: андский, зондский и японский тектонотипы; IV — океанская зона субдукции, марианский тектонотипIV — океанская зона субдукции, марианский тектонотипIV — океанская зона субдукции, марианский тектонотип;а — континентальная литосфера, б — океанская литосфера, в — островодужные вулканиты, г — вулканогенно-осадочные формации, д — откат перегиба субдуцирующей плиты, е — место возможного формирования аккреционной призмы.В латеральных структурных рядах: 1 — краевые валы; 2 — глубоководные желоба; 3 — невулканические островные дуги, подводные террасы или береговые хребты; 4 — преддуговые или фронтальные прогибы; 5 — вулканические островные дуги (энсиалическне и энсиматические), а в орогенах андского типа — главный хребет и его вулканические цепи: 6 — тыловая система взбросово-надвиговых деформаций; в — задуговые и междуговые бассейны, а также тыловые (предгорные) прогибы орогенов андского типа: 7,9 — остаточные островные дуги; 8 — отмерший междуговой бассейн;. |
«Альпинотипная субдукция» («А-субдукция», «континентальная субдукция») как элемент структурного ансамбля над окраинно-материковой Андской зоной субдукции в Северном Перу, по Ж. Буржуа и Д. Жанжу (1981). ОС — «океанская субдукция»; КС — «континентальная субдукция»; 1 — докембрийско-палеозойский цоколь; 2 — лежащие на нем комплексы палеозоя и мезозоя; 3 — гранитоидные батолиты; 4 — заполнение кайнозойских впадин; 5 — океанская литосфера |
Прослеживание на глубину субдуцирующей океанской литосферы посредством сейсмической томографии. На профиле через центральную часть Идзу-Бонинской зоны субдукции океанская литосфера ложится на поверхность нижней мантии. На профиле через северную часть Курило-Камчатской зоны субдукции океанская литосфера пересекает кровлю нижней мантии и погружается в нее. По Р. Ван-дер-Хилсту и др. (1991).Штриховками показаны положительные и отрицательные аномалии скоростей продольных волн относительно «нормальных» для соответствующих глубин. Линия на глубине 670 км — поверхность нижней мантии. Точки — сейсмические очаги зон Беньофа, треугольником обозначен глубоководный желоб |
Центральноамериканский глубоководный желоб: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)— 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. |
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), упрощена1 — 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. |
Source -http://avspir.narod.ru/geo/khain1995/hain_6_11.htm
Тектонический рельеф, создаваемый субдукцией, предопределяет закономерное размещение седиментационных бассейнов с характерными формациями.
Латеральные ряды седиментационных бассейнов варьируют в зависимости от тектонического типа зоны субдукции. В 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 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 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 бассейн, где на тонком континентальном основании или на новообразованной океанской коре накапливаются мощные морские отложения, в том числе флишоидные, молассоидные мелководно-морские и континентальные формации окраинно-материковых систем сменяются более глубоководными флишоидами. Характерен вулканогенный материал, состав которого зависит от тектонического типа зоны субдукции.
В глубоководном желобе, независимо от длительности существования зоны субдукции, находятся лишь очень молодые, плейстоценовые и голоценовые отложения, мощность которых не превышает нескольких сотен метров. Они контрастируют с осадочным заполнением соседних прогибов континентальной окраины или островной дуги, где и возрастной диапазон, и мощности выше. 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 Центрально-Американском желобе (Гватемала) они пододвигаются под висячее крыло и вовлекаются в субдукцию без деформаций, однако часто близ конвергентной границы осадки желоба приобретают более сложную структуру (изоклинально-чешуйчатую) и причленяются в виде аккреционного клина (на северном отрезке того же Центрально-Американского желоба у берегов Мексики).
Специфика накопления осадков в глубоководном желобе состоит в том, что субдуцирующий 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 мощность осадков 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, а крайняя южная часть желоба Пуэрто-Рико перекрыта мощными осадками дельты Ориноко.
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, южный сегмент Чилийско-Перуанского желоба и желоб Хикуранги. Конусы выноса пересекают погребенные желоба и выходят в океан.
Взаимодействие литосферных плит при субдукции сопровождается тектоническими деформациями, многие из них сейсмогенны.
На субдуцирующей океанской плите наблюдаются ступенчатые сбросы и грабены, выражающие растяжение верхов литосферы в связи с ее упругим изгибом перед началом субдукции. 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 молодая океаническая литосфера, прикрытая маломощным осадочным чехлом. Так, при погружении в Центрально-Американский желоб у берегов Гватемалы на плите Кокос эоценового возраста, 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. Подобным образом у беретов Перу на океанском борту глубоководного желоба активизируется разрывная структура плиты Наска.
В ходе субдукции грабены, образовавшиеся на океанском борту желоба, перемещаются в его осевую часть, где заполняются турбидитами, а затем уходят в зону субдукции.
Крупные взбросы, переходящие в надвиги, создаются в зоне сжимания на удалении в первые сотни километров от оси желоба. Они обнаружены сейсмическими методами в океане.
Под плоским днищем осевой части глубоководного желоба свежие турбидиты сохраняют горизонтальное залегание. Между тем в основании континентального (или островодужного) склона, под «бульдозерным» воздействием висячего крыла осадки желоба сминаются в сжатые опрокинутые складки вплоть до появления разрывов, формирования изоклинально-чешуйчатой структуры и тектонических меланжей. В тех желобах, где аккреции нет, отсутствует и источник сжимающих напряжений.
Если субдукция не сопровождается образованием аккреционного клина, 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 простыми изгибами 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) 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 альпийской субдукции, сопряженной на глубине с главной зоной субдукции.
Магматизм — одно из наиболее ярких проявлений глубинных процессов в зонах субдукции. Магматические комплексы древних зон субдукции наиболее информативны при палеотектонических реконструкциях. По сравнению с магматическими комплексами зон рифтогенеза субдукционные магматиты намного разнообразнее, особенности их строения и состава зависят от сочетания гораздо большего числа условий, что усложняет выявление закономерных связей магматизма и геодинамики зон субдукции.
Глубинные корни вулканических поясов
Субдукция и метаморфизм
Кинематика субдукции
Асимметрии в Тихоокеанской субдукции
Эдукция.Тектонические режимы субдукции.Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа