Сегментация зон субдукции

Два главных тектонических режима зон субдукции тесно взаимосвязаны и сменяют друг друга на разных отрезках одной и той же зоны субдукции и во времени. Сменa в пространстве наиболее выразительна вдоль Чилийско-Перуанской конвергентной границы. Там же на отрезке зоны субдукции (9,5° ю. ш.) установлена смена тектонической эрозии аккрецией, которая произошла в середине кайнозоя. При этом аккреционный комплекс шириной около 20 км причленился непосредственно к древнему континентальному цоколю, что нашло подтверждение при глубоководном бурении.

Большое значение имеет количество поступающего в желоб терригенного материала. При малом количестве осадков на субдуцирующей плите аккреция невозможна. При достаточном количестве осадков аккреция начинается там, где эти осадки не могут быть полностью вовлечены в субдукцию. От того, как велика доля захваченного субдукцией материала, зависит в дальнейшем разрастание аккреционной призмы.

Можно полагать, что аккреция исключает сколько-нибудь значительную субдукционную эрозию. Однако неустойчивое равновесие многочисленных факторов — кинематических, динамических, структурных, географических — легко нарушается в ходе субдукции и в результате аккреционный режим чередуется с эрозионным, иногда удерживается нейтральный. Новообразованные аккреционные клинья могут в дальнейшем эродироваться и в той иной степени предохранять от разрушения край литосферной плиты. Наиболее вероятно, что лишь небольшая часть аккреционных образований, не затронутая последующими фазами субдукционной эрозии, закрепляется в геологической летописи как элемент складчатого пояса.

Сегментация зон субдукции

Сегментация свойственна всем современным образованиям в зоне субдукции (рельефу, поверхностной тектонической структуре, глубинным геофизическим разрезам, сейсмичности, современным движениям, включая вертикальные, вулканизму, тепловому потоку, седиментации). Отчетливо выражены сегменты протяженностью в первые сотни километров. Сегментация определяется неоднородностью субдуцирующей океанической литосферы, изменением кинематических параметров на пересечениях желоба с активными трансформными разломами и неоднородностью висячего крыла зоны субдукции.

К глубоководному желобу подходят, а затем субдуцируют разделенные трансформные разломы разновозрастные участки океанской литосферы, которые имеют разную толщину, плотность, температурные и механические характеристики.

На крупных трансформных разломах, таких как Мендосино, где амплитуда сдвига может превышать 1000 км, возрастной контраст контактирующих участков литосферы достигает 20—25 Му. При пересечении трансформного разлома конвергентной границей, это предопределяет различие угла наклона субдуцирующеи плиты, напряженного состояния и других характеристик. Нередко смещается по латерали ось желоба, меняется его глубина, что влияет на продольные мутьевые потоки и накопление турбидитов. Меняются расстояние от желоба до вулканического пояса, его ширина и состав лав. Образуются поперечные к островной дуге (или активной окраине) разрывы с преобладанием сдвиговых смещений, на что указывают как геологические данные, так и решения фокальных механизмов землетрясений.

При ортогональной субдукции сегментация вулканического пояса отражает в первую очередь структуру уходящей на глубину океанской плиты, а не той литосферы висячего крыла, которая залегает непосредственно в фундаменте вулканов.

Подобная сегментация наглядно проявилась в Курило-Камчатской островной дуге.По разные стороны от трансформного разлома Буссоль океаническая литосфера субдуцирует под различным углом: сравнительно полого под южный сегмент Курильских островов и заметно круче — под северный. По этой границе происходит резкое изменение геохимических, в том числе изотопных, характеристик вулканитов.

На южном окончании Марианской дуги, где возраст субдуцирующей литосферы резко омолаживается с юрского до олигоценового, сопряженные изменения распространяются и на задуговую область, где затухает зона спрединга.

При косоориентированной субдукции океанической плиты ее трансформные разломы смещаются вдоль желоба и поэтому не фиксируются как границы сегментов. Это наглядно проявилось в Алеутской островной дуге к западу от 177° з.д., где большинство поперечных разрывов, разделяющих сегменты, не совмещается с продолжением разломов океанической плиты. Согласно Б.В.Баранову (1989), косоориентированный поддвиг океанической плиты порождает в этой островной дуге растягивающие напряжения, направленные по касательной. Многие поперечные разрывы у фронта дуги раскрываются с образованием подводных каньонов, а каждый из разделенных ими сегментов (длиной 50—200 км) поворачивается по часовой стрелке, что обусловило левосторонний сдвиг между ними, выраженный как структурно, так и сейсмически. Вместе с каждым сегментом оказались повернуты и соответствующие отрезки вулканического фронта.Излияния недифференцированных мантийных базальтов островной дуги локализованы на концах сегментов, где растяжение дает им свободный выход на поверхность. Внутри сегментов подъем исходной магмы затруднен, преобладают андезитовые и андезитобазальтовые продукты ее преобразования, а интенсивность вулканизма снижается.

На зональность зоны субдукции накладывается влияние неоднородности висячего крыла. Влияние мощности и состава висячего крыла наглядно на южном окончании зоны субдукции Тонга—Кермадек, где на малом отрезке (желоб Хикуранги) Тихоокеанская плита погружается не под океаническую, а под континентальную литосферу о.Северный Новой Зеландии, что отражается и на строении зоны субдукции, и на всех ее проявлениях — от седиментации до магматизма. В частности, там, в вулканическом поясе Таупо, вместо толеитовых базальтов появляются разнообразные известково-щелочные вулканиты (вплоть до риолитов) с высокими, характерными для континентальной коры изотопными отношениями стронция (по А. Эуорту, 1977).

Как показали Ж. Обуэн и др.,1981, висячее крыло контролирует глубокие различия между северным (мексиканским) и южным (гватемальским) отрезками Центрально-Американской зоны субдукции длиной около 1100 и 1300 км. В этой зоне субдуцирует единая литосферная плита Кокос, скорость конвергенции на всем протяжении 7—8см/год, а возраст океанической литосферы у желоба, увеличиваясь на юго-восток с поздне,- до раннемиоценового, затем снова убывает. Висячее крыло, напротив, представлено двумя литосферными плитами — Северо-Американской и Карибской, которые различаются как геологическим строением, так и параметрами абсолютных движений: первая из них «наезжает» на зону субдукции, вторая медленно отступает. Активная граница между плитами выражена широтным левосторонним сдвигом Полочик-Матагуа, и именно на его сочленении с Центрально-Американским желобом происходит резкая смена в характере субдукции.

Взаимодействие плиты Кокос с Северо-Американской протекает в аккреционном режиме при сравнительно пологом наклоне зоны Беньофа. Узкий шельф не задерживает терригенный материал, обильно поступающий в желоб (тоже узкий) и питающий разрастание аккреционной призмы. В висячем крыле на побережье наблюдаются структуры сжатия, вулканический пояс отстоит от желоба на 250—400км, удаляясь от него при движении на юго-восток вместе с некоторым выполаживанием субдуцирующей плиты. Взаимодействие плиты Кокос с Карибской происходит в нейтральном режиме при сравнительно крутой зоне Беньофа. Широкий шельф с отчетливо выраженным преддуговым прогибом экранирует поступление терригенного материала, аккреционной призмы нет, и желоб заметно шире. Развитие продольных сбросов и грабенов на висячем крыле свидетельствует о его растяжении. В соответствии с наклоном сейсмофокальной зоны вулканический пояс протянулся параллельно желобу приблизительно в 200 км от него. Он отчетливо делится на пять отрезков длиной 150 — 300 км, выражающих более дробную сегментацию, которая коррелируется с трансформными разломами субдуцирующей океанской литосферы