 | Эдукция.Тектонические режимы субдукции |
Субдукция Восточно-Тихоокеанской зоны спрединга под Северо-Американскую континентальную окраину (по П. Мак-Крори, 1989) и соответствующая этой обстановке геодинамическая модель эдукции (по Дж. Диксону и Э. Феррару, 1980): 1 — зоны субдукции; 2 — оси спрединга; 3 — субдукционный вулканизм; 4 — сдвиги (С — Сан-Андреас); 5 — Тихоокеанская плита (Т); 6 — океанские плиты Фаральон (Ф), Хуан-де-Фука (X), Ривера (Р); 7 — Северо-Американская плита (СА); 8 — то же на модели; 9 — зона эдукции; А, В, С — обозначения трех литосферных плит на модели; R — ось спрединга; V1, V2 — векторы скоростей спрединга; V3 — вектор движения континентальной плиты относительно оси спрединга. Эдукция происходит при V1>V3 |
Субдукционная аккреция на активной континентальной окраине Орегона в плиоцене — квартере: последовательное пододвигание все новых клиньев осадочного материала наращивает и приподымает аккреционную призму (I—III). По Л. Кульму и Г. Фоулеру (1974), упрощено: 1 — базальтовая кора; 2 — пелагические илы; 3 — разновидности тонких (дистальных) турбидитов; 4 — песчаные (проксимальные) турбидиты; 5 — отложения континентального склона |
Различие подводного рельефа и распределения осадков у тихоокеанской окраины Северной Америки к северу от разлома Мендосино (где субдуцирует плита Хуан-де-Фука) и к югу от него (при «пассивном» сочленении с Тихоокеанской плитой), по Д. Каччионе и др. (1986): 1 - оси спрединга хребтов Хуан-де-Фука (X) и Горда (Г); 2 — простирания в базальтовом слое океанской коры; 3 — трансформные разломы; 4 — конвергентная граница (начало зоны субдукции Вашингтон—Орегон); 5 — аккреционный комплекс над зоной субдукции с указанием простирания складок; 6 — подводные уступы; 7 — подводные каньоны, промоины, русла; 8 — аккумулятивные языки и вееры; 9 — направление переноса осадков; 10 — вулканическая цепь Каскадных гор |
Аккреционная призма о. Барбадос, зона субдукции Малых Антил (по Р. Торрини и Р. Спиду, 1989, с изменениями). Внизу — расщепление осадочного чехла океанской плиты и образование фронтальной части этой аккреционной призмы (С — сместитель зоны субдукции); справа — стратиграфическая приуроченность сместителя по данным скв. 671 «Джойдес Резолюшн», которая его пересекла. K2sn—Q — возрастная индексация отложений осадочного чехла,от верхнемеловых (сенон) до четвертичных. Тектоническое расщепление осадочного чехла — в отложениях нижнего миоцена(N1). По Дж. Муру и др. (1988). 1 — «базальтовая» кора Атлантики; 2 — то же Карибской литосферной плиты |
Свидетельства тектонической эрозии на сейсмическом профиле через Японский желоб {по Р. фон Хьюне, 1986) и вероятные механизмы тектонической (субдукционной) эрозии, по М.Г. Ломизе (1989): А — базальная эрозия, Б — фронтальная эрозия |
Chili |
Source-http://avspir.narod.ru/geo/khain1995/hain_6_17.htm
Эдукция
Судя по структурному рисунку линейных магнитных аномалий океанов, в течение позднего мезозоя и кайнозоя неоднократно происходило сближение некоторых срединно-океанских хребтов с зонами субдукции и их перекрытие в этих зонах. В Антарктических Андах поглощение спредингового хребта Алук завершилось только в плиоцене, на юге Андской окраины субдукция Чилийского хребта продолжается по настоящее время. В надвинутой на ось спрединга литосфере проявляются тепловые, магматические и деформационные последствия подъема и дивергенции астеносферного вещества на глубине. С этих позиций трактуются тектоника и магматизм области Бассейнов и Хребтов, плато Колорадо, которые с начала неогена постепенно перекрывали Восточно-Тихоокеанскую ось спрединга южнее разлома Мендосино.
В случае, если субдуцирующий хребет вытянут вдоль континентальной окраины и если свойственная ему скорость спрединга превышает скорость пододвигания хребта под континент, то продолжающаяся дивергенция может вынести оттуда обратно к поверхности тектониты и метаморфиты, образовавшиеся ранее в зоне субдукции. Такой процесс рассмотрели на примере Калифорнии Дж. Диксон и Э. Феррар (1978), предложившие понятие и термин эдукция (англ. eduction — извлечение). Эти авторы выделили и соответствующий тип границы литосферных плит (имеющий подчиненное значение) как выражение временного и локального кинематического эффекта на конвергентной границе. Там, где скорость спрединга меньше скорости пододвигания хребта, эдукция не происходит, примером чему служит современное взаимодействие Чилийского хребта с Андокой окраиной.
Полагают, что и в некоторых других субдукционных системах, особено молодых, не наземная эрозия, а эдукция вывела на поверхность «голубые сланцы» парных метаморфических поясов. Появление таких сланцев в Японской и Алеутской (о. Кодьяк) островных дугах, на активных окраинах юга Чили и Антарктического полуострова увязывают с палинспастическими реконструкциями, которые свидетельствуют о поглощении спрединговых хребтов в этих зонах субдукции.
Выдвигание из-под висячего крыла зоны субдукции возможно и без участия спредингового хребта в случае резкой перестройки относительного движения литосферных плит, если ортогональная конвергенция сменяется их косоориентированным или даже продольным относительным движением. При угловатой или извилистой конфигурации субдукционной границы такое продольное скольжение будет сопровождаться эдукцией небольших участков океанской плиты из-под висячего крыла зоны субдукции. Такой механизм эдукции рассмотрели К. Накамура с соавторами (1984) применительно к трогу Сагами на северной границе Филиппинской плиты, где, согласно этим авторам, 1 Ма меридиональная субдукция сменилась широтным правосторонним смещением.
Тектонические режимы субдукции
В зависимости от этого тектонического эффекта различают режим субдукционной аккреции и режим субдукционной эрозии.
Режим субдукционной аккреции происходит там, где край надвигающейся литосферной плиты служит жестким упором, который снимает мощные (более 500 м) нелитифицированные осадки с пододвигающейся океанической плиты, которые сминаются в складки, смещаются пологими разрывами, наклонёнными в направлении субдукции. Образуется увеличивающаяся в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивающая континентальную окраину или островную дугу. При мощности осадков до 500 м все неконсолидированные осадки вовлекаются в субдукцию и аккреция не происходит.
При образовании аккреционной призмы происходит последовательное пододвигание все новых клиньев осадочного материала, которые подпирают и приподымают более древнюю часть призмы, поэтому вверх по склону желоба и далее наклон слоев и надвиговых поверхностей становится круче, появляются все более древние элементы аккреционной призмы. По данным глубоководного бурения на пересечениях аккреционных комплексов у берегов Мексики и Перу возраст слагающих их отложений увеличивается от четвертичного до среднемиоценового. Поднятие аккрециоиной призмы выражено подводным уступом или невулканической островной дугой, отделяющие преддуговой прогиб от глубоководного желоба. Изоклинально-чешуйчатая структура аккреционного комплекса нередко осложняется меланжированием. Встречаются глиняные диапиры и грязевые вулканы, что связывают с отделением от осадков воды под нагрузкой, быстро растущей в ходе аккреции.
В удаленной от края части аккреционной призмы с самыми крутыми надвигами появляются направленные в ту же сторону, но более пологие надвиги второго поколения, секущие их под острым углом. Кроме того, поздние деформации, но с обратной вергентностью бывают приурочены к тылу аккреционной призмы, где на границе с преддуговым прогибом развиваются взбросы, надвиги и складчатость с перемещением масс от желоба. При этом, отложения преддугового прогиба, вовлекаясь в интенсивные деформации, как бы наращивают аккреционную призму с ее тыльной стороны. Такие соотношения описаны на стыке призмы Барбадос с прогибом Тобаго.
Субдукционная аккреция происходит как за счёт пелагических и гемипелагических осадков, так и за счет отложений глубоководного желоба (главным образом турбидитов). При чешуйчатом строении призм те и другие отложения могут чередоваться. Поскольку турбидиты формируются и вовлекаются в аккрецию вскоре после своего накопления, по ним определяется время образования аккреционной призмы.
Турбидиты доминируют в восточно-тихоокеанских желобах, поскольку они расположены у края континента, и почти отсутствуют в западно-тихоокеанских желобах у островных дуг, где поступление терригенного материала ничтожно.
От количества турбидитов зависит тектоническая структура аккреционной призмы. При деформации мощных турбидитов относительно велика роль складок, а там, где их мало, стиль деформаций определяется главным образом чешуйчатыми надвигами в чехле океанской плиты.
В Зондской зоне субдукции зажаты тектонические линзы офиолитов, габбро и перидотитов. Механизм их тектонического обособления и включения в аккреционную призму, вероятно, связан с эпизодами резкого увеличения сил сцепления на конвергентной границе, что порождало сколы и разлинзование в пододвигающейся литосфере. В виде включений встречаются также массивы вулканических пород с рифогенными известняками, они интерпретируются как гайоты, срезанные при субдукции с океанского фундамента.
В большинстве случаев ширина аккреционной призмы не превышает первых десятков километров, но в наиболее мощных комплексах, таких как комплекс Кадьяк у берегов Аляски, она измеряется сотнями километров.
Режим тектонической эрозии. Уже в 60-х годах Дж. Гиллули и Г. Иллиес высказали мысль, что одной из причин мощного андезитового вулканизма и плутонизма на тихоокеанских окраинах Америки являются захват материала сиалической коры в ходе субдукции и его тектоническое перемещение на глубину в область магмообразования. Возможность такого разрушения висячего крыла зоны субдукции находила все новые подтверждения в работах 70-х годов и именовался как субдукционная эрозия.
В отличие от субдукционной аккреции,субдукционная эрозия оставляет мало признаков. В дополнение к наблюдениям на живых конвергентных границах: важны историко-геологические данные, а также некоторые геохимические особенности вулканитов.
На центральном отрезке андской зоны субдукции, где аккреционный комплекс отсутствует, тектоническая эрозия новейшего времени нашла выражение в крутом ступенчатом профиле континентального крыла желоба, в разрывной тектонике и различных блоковых перемещениях побережья. Особенно выразительны сейсмогенные движения района Вальдивии в период известного землетрясения 1960 г., охватившие побережье в широкой полосе, вплоть до современной вулканической цепи. В обстановке растяжения произошло асимметричное проседание на величину до 2 м с наклоном блоков от океана. Триангуляция установила и горизонтальные их смещения в направлении желоба. Вся сумма наблюдений, в том числе решения фокального механизма сейсмических очагов, укладывается в дислокационную модель, которая предусматривает деструкцию и опускание континентальной окраины под воздействием субдуцирующей плиты.
Тектоническая эрозия андской окраины, где субдукционный магматизм начался в середине триаса, происходит длительное время, поскольку произошло срезание крайних (размещавшихся у желоба) членов латерального структурного ряда и сближение с желобом утративших активность вулканических поясов. В юрских и неокомских отложениях преддугового прогиба этой окраины установлены продукты размыва гранитогнейсового фундамента, поступавшие с запада, где для того времени реконструируется невулканическая островная дуга, представлявшая собой приподнятый край континентальной плиты. Сейчас там нет сиалической коры и находится океанская плита Наска, уходящая под континент и уже срезающая формации юрского преддугового прогиба. Фронт юрского вулканического пояса оказался всего лишь в 15 км от бровки Чилийско-Перуанского желоба, что позволяет оценить масштабы тектонической эрозии, сравнив эту величину с вероятной первоначальной дистанцией между вулканическим поясом и бровкой глубоководного желоба. Усредненная скорость срезания континентальной окраины Анд тектонической эрозией с юры до настоящего времени — около 1 мм/год. Наблюдаемые в вулканитах субдукционного пояса направленные изменения химического состава во времени (в частности, нарастание 87Sr/86Sr и содержаний К2О) отражают вовлечение в магмогенез сиалических продуктов тектонической эрозии, и резкий скачок соответствующих химических показателей в позднем миоцене (с началом новейшего вулканического этапа) может указывать на значительное усиление эрозии. Вероятным следствием субдукции продуктов тектонической эрозии считают наращивание мощности континентальной коры под орогеном Центральных Анд до наблюдаемых в настоящее время высоких значений.
Следы сближения отмирающего вулканического пояса с глубоководным желобом как вероятное следствие тектонической эрозии известны и для внутриокеанских зон субдукции (в частности для Марианской островной дуги).
Тектоническая эрозия, вероятно, происходит и в желобе Тонга, тде в непосредственной близости от его оси на склоне обнаружены вулканиты островодужной толеитовой серии (базальты, андезиты, дациты), их подстилают габбро, а ниже — перидотиты.
Тектоническая эрозия висячего крылa зон субдукции сопровождается его погружением под уровень моря до глубин в несколько тысяч метров.Для Марианской дуги и дуги Тонга такое опускание с позднего эоцена составило 5—6 км, для Хонсю с миоцена — около 3—5 км. На Андской окраине с мощной континентальной литосферой величина его сравнительно невелика.
Имеются два механизма субдукционной эрозии, один из которых выражается срезанием переднего края висячего крыла, другой — эрозией, воздействующей на висячее крыло снизу. Эти два механизма М.Г. Ломизе (1988) предложил называть фронтальным и базальным.
Базальная эрозия предполагает механическое воздействие субдуцирующей плиты на нижнюю поверхность висячего крыла зоны субдукции. Происходит эрозия этого крыла снизу и ведет к уменьшению его толщины и соответствующему опусканию. Сообразно наклону эродируемой нижней поверхности срезается и отступает передний край висячего крыла.
Эффективность базальной эрозии находится в прямом соотношении со сцеплением литосферных плит в зоне субдукции и скоростью их встречного движения, а также зависит от механических свойств взаимодействующих пород. Сцепление плит обусловлено сочетанием факторов. Исследование приуроченности сильных землетрясений показало, что оно растет по мере убывания возраста (и соответствующей ему плотности) субдуцирующей литосферы, т.е. по мере уменьшения ее плавучести. Оно сравнительно велико при пологом падении зоны Беньофа (в ее верхней части), что наблюдается обычно при большой «абсолютной» скорости надвигания висячего крыла. Как показали У. Швеллер и Л. Кульм, тектонический рельеф субдуцирующей литосферы также способствует базальной эрозии. Напротив, большое количество осадков на субдуцирующей плите снижает силы сцепления, оно может способствовать нарастанию давлений поровой жидкости на контакте литосферных плит, предотвращая тектоническую эрозию. Вместе с тем профиль через Японский желоб показывает, что при благоприятныx механических свойствах висячего крыла базальная эрозия возможна и при сравнительно слабом сцеплении литосферных плит.
Фронтальная эрозия проявляется там, где на поверхности субдуцирующей плиты образуется расчлененный тектонический рельеф: система грабенов и горстов, которая нередко контролируется изначальной линейной делимостью океанической коры. Согласно Т. Хильде, в этом случае при гравитационном опускании по сбросам, обрушении и оплывании материала с островодужного (или континентального) склона желоба он заполняет грабены на поверхности океанической плиты. Так происходят захват этого материала и его перемещение на глубину в ходе субдукции.
Интенсивность процесса контролируется сочетанием двух главных условий: расчлененности тектонического рельефа и сглаживающей его седиментации в желобе. В свою очередь образование системы грабенов и горстов находится в прямой зависимости от растягивающих напряжений. Их величина определяется наложением локального изгиба океанической литосферы на борту желоба на региональное поле напряжений, количественная оценка которого учитывает среди прочего и величину сцепления в зоне субдукции. Снижение сил сцепления способствует проявлению фронтальной эрозии.
Фронтальная эрозия зависит и от механических свойств пород, слагающих островодужный (континентальный) склон желоба, а также от его геологического строения. В этом отношении показателен Японский желоб: литологический состав меловых и более молодых отложений на островодужном склоне желоба благоприятствует их гравитационному перемещению и тем самым фронтальной эрозии.
Согласно расчетам Р. фон Хьюне, скорость фронтальной эрозии в Японском желобе и на Перуанской окраине 2—3 мм/год. Он полагает, что развитию процесса благоприятствует субдукция подводных уступов, хребтов и вулканических гор.
Нейтральный режим субдукции. В пределах Гватемальского сегмента Центрально-Американского желоба на сейсмических профилях видно пододвигание недеформированных осадков желоба более чем на 2 км под висячее крыло, сложенное меловыми офиолитами. В нескольких скважинах глубоководного бурения измерены повышенные значения порового давления близ сместителя, которые и создают условия для свободного пододвигания осадков. В настоящее время субдукция не сопровождается ни аккрецией, ни эрозией. Судя по бентосным фораминиферам в осадочном чехле поверх офиолитов на континентальном борту желоба, он не испытывал заметных опусканий с эоцена до настоящего времени, что свидетельствует против сколько-нибудь значительной тектонической эрозии и в пользу длительности нейтрального режима.
Сегментация зон субдукции
Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа