ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ НА КОНВЕРГЕНТНЫХ ГРАНИЦАХ

Source: http://avspir.narod.ru/geo/khain1995/hain_6_1.htm

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении порождает сложные тектонические процессы, проникающие глубоко в мантию. Они выражены зонами тектономагматической активности (островные дуги), континентальные окраины Андского типа и складчатые горные сооружения. Там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океаническая литосферы или океаническая с океанической, проявляется субдукция.При встречном движении более тяжелая плита (всегда океаническая) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Коллизия, т.е. столкновение литосферных плит, развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, ее утолщением и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях или террейнах. В редких случаях очешуи фрагментов океанической коры наползают на край континентальной плиты: происходит обдукция. При общей протяженности современных конвергентных границ около 57 тыс. км 45 из них приходится на субдукционные, остальные 12 — на коллизионные.

Субдукция

В начале 30-х годов вдоль глубоководных желобов Индонезии были обнаружены резкие отрицательные гравитационные аномалии,которые интерпретировались как зоны затягивания. Ф. Венинг-Мейнес пришел к выводу, что в этих активных зонах происходит затягивание в мантию складок легкого корового вещества. Тогда же Ф. Лейк объяснил их образование наклонными сколами, по которым Азиатский континент надвигается на Тихий океан. Вскоре К.Вадати впервые описал наклонную сейсмофокальную зону, уходящую от глубоководного желоба под вулканические цепи Японских островов. К концу 60-х годов Г. Штилле высказал мысль, что образование глубоководных желобов, сопутствующих им отрицательных гравитационных аномалий и уходящих в мантию сейсмофокальных зон сопряжено с наклонным поддвигом океанической коры; на определенной глубине она подвергается плавлению, порождая вулканические цепи, тянущиеся параллельно желобу.

Термин «субдукция» были введены для обозначения сложного глубинного процесса, ранее неизвестного. Субдукцию нельзя свести ни к «поддвигу», ни к «надвигу» литосферных плит. Их сближение при субдукции складывается из векторов движения двух контактирующих плит, причем наблюдается разнообразное соотношение направления и величины этих векторов. Кроме того, в тех случаях, когда происходит быстрое гравитационное погружение одной из литосферных плит в астеносферу, их взаимодействие осложняется откатом конвергентной границы. Установлено, что субдукция развивается по-разному в зависимости от соотношения векторов движения плит, от возраста субдуцирующей литосферы и ряда других факторов.

Способ взаимодействия плит при субдукции предопределяет асимметрию рельефа. Линия активного контакта выражена глубоководными желобами, глубина которых находится в прямой зависимости от скорости субдукции и от средней плотности (т.е. возраста) погружающейся плиты. Поскольку желоба служат седиментационной ловушкой для турбидитов островодужного или континентального происхождения, их глубина искажается осадконакоплением, которое определяется физико-географическими условиями. Глубина океана над современными желобами широко варьирует (в Марианском желобе - 11022м). Глубина желобов относительно смежногоокеанического краевого вала достигает 4000 м.

При протяженности в тысячи километров ширина желобов не превышает 50—100 км. Обычно желоба дугообразно изогнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плиты или прямолинейны. Современные желоба в основном простираются перпендикулярно направлению субдукции (ортогональная субдукция), но имеются и косоориентированные.

Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен: субдуцирующее крыло пологое (около 5°), висячее крыло более крутое (до 10 и даже 20°). Детали рельефа варьируют в зависимости от напряженного состояния литосферных плит, от режима субдукции и других условий. На многих пересечениях океанский склон желоба бывает осложнен продольными грабенами и горстами, а противоположный склон — ступенчатой системой крутых разломов. Узкое и плоское дно желоба шириной иногда всего лишь в несколько сотен метров сложено осадками.

Асимметрично и размещение форм рельефа на обрамлении глубоководных желобов. Со стороны океана это пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200—1000 м. Судя по геофизическим данным, краевые валы представляют собой антиклинальный изгиб океанической литосферы, который не уравновешен изостатически и поддерживается ее горизонтальным сжатием. Там, где фрикционное сцепление литосферных плит велико, высота краевого вала находится в прямом соответствии с относительной глубиной соседнего отрезка желоба.

С противоположной стороны, над «надвинутым» крылом зоны субдукции, параллельно желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды. Если субдукция направляется непосредственно под окраину континента и глубоководный желоб примыкает к этой окраине(Андийский тип), образуются береговой хребет и отделенный от него продольными долинами главный хребет, рельеф которого бывает осложнен вулканическими постройками.

Там, где зона субдукции не находится на краю континента, сходная по происхождению пара положительных форм рельефа представлена островными дугами. Это невулканическая внешняя дуга (непосредственно рядом с желобом) и отделенная депрессиями главная вулканическая дуга. Иногда внешняя островная дуга не образуется и ей соответствует резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного желоба. Большинство современных островных дуг находится на западном обрамлении Тихого океана: от Алеутской и Курило-Камчатской дуги на севере до дуги Кермадек на юге. Дугообразная форма широко распространена, но не обязательна.

Поскольку любая зона субдукции уходит на глубину наклонно, ее воздействие на надвигаемое крыло и его рельеф может распространяться на 600—700 км и более от желоба, что зависит от угла наклона.

Большинство зон субдукции приурочено к периферии Тихого океана. Субдукционные системы Малых и Южных (Скотия) Антил, хотя и находятся в Атлантике, тесно связаны своим происхождением с эволюцией структур тихоокеанского обрамления, с их изгибом и проникновением далеко на восток в свободных пространствах, раскрывшихся между континентами Северной Америки, Южной Америки и Антарктиды. Более самостоятельна Зондская система субдукции, тем не менее и она тяготеет к структурному ансамблю Тихоокеанского кольца. Таким образом, в настоящее время все зоны субдукции связаны с Тихим океаном. Лишь небольшие, малоглубинные зоны субдукции (Эгейская, Эоловая) развиваются в Средиземноморском бассейне — этом реликте мезозойско-кайнозойского океана Тетис. Северную окраину Тетиса наследует и зона субдукции Мекран.

Историческая геология позволяет понять указанную выше закономерность.В начале мезозоя зоны субдукции полностью обрамляли единый суперконтинент Пангею, под который субдуцировала литосфера окружавшего его океана Панталасса. По мере распада суперконтинента, зоны субдукции продолжили развиваться перед фронтом движущихся континентальных масс. Эти процессы не прекращаются до наших дней.

Зоны субдукции Средиземноморья не имеют сопряженных с ними систем спрединга и, судя по всему, поддерживаются закрытием океана Тетис — этого крупного ответвления Панталассы.

Различают два крайних типа субдукции - окраинно-материковый (андский) и океанским (марианский).

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон разнообразны и зависят от многих условий. Для наиболее протяженной из них Андской (8000 км) характерны пологая субдукция молодой океанической литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле. Зондскую дугу отличает отсутствие таких напряжений, что делает возможным утонение континентальной коры, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана; под нее субдуцирует более древняя океанская литосфера, уходящая на глубину под более крутым углом.

Разновидностью окраинно-материкового можно считать и японский тип зоны субдукции, представление о котором дает пересечение, проходящее через Японский желоб — Хонсю — Японское море. Для него характерно наличие краевого (задужного) морского бассейна с новообразованной корой океанического или субокеанического 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 с сиалическим континентальным основанием, т.е. в энсиалическую 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 на симатическом основании образуется энсиматическая островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить такие островодужные системы, как Идзу-Бонинская, Тонга — Кермадек, Южных Антил. Ни одна из подобных зон субдукции, по крайней мере в новейшее время, не формировалась посреди океана: они тяготеют к сложному парагенезу структур океанского обрамления.

Иначе протекает процесс коллизии двух континентальных блоков. Эта коллизия включает в себя мощную и низкоплотностную земную кору, поэтому конвергенция развивается здесь как столкновение, сопровождаемое сложной деформацией верхней части литосферы. Многие зоны коллизии асимметричны, в них происходят выраженные сейсмологически поддвиг и надвиг пластин континентальной коры. Такова современная тектоническая активность Гималаев на стыке континентальных плит Евразии и Индостана.

Однако в большинстве случаев континентальная коллизия имеет иную тектоническую природу и связана с направленной навстречу более глубинной субдукцией океанской литосферы. Она развивается в тылу окраинно-материковых горных сооружений там, где субдуцирующая со стороны океана литосфера способна оказать на континент давление, порождающее взбросы и надвиги, направленные от океана. Примером могут служить надвиги Субандийских цепей и Скалистых гор. Подобные зоны, размещаясь над мощными окраинно-материковыми зонами субдукции, скорее всего вторичны по отношению к ним. Они вписываются в структурный парагенез континентальной окраины.

Зона перехода от континента к океану
АКТИВНЫЕ, КОНВЕРГЕНТНЫЕ ГРАНИЦЫ
ПАССИВНЫЕ ГРАНИЦЫ - ФОРМИРОВАНИЕ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ. Шельф
ТРАНСФОРМНЫЕ ОКРАИНЫ
Коллизия (континтальная литосфера)