Функционирование Зон Субдукции

Source http://www.evolbiol.ru/sorohtin11.pdf


Высказанная О. Фишером идея о возможности пододвигания океанского дна под островные дуги была подкреплена через 50 лет в середине 30-х годов Ф. Венинг-Мейнесом измерений гравитационного поля над глубоководными желобами. Оказалось, что приостровным склонам глубоководных желобов и самим желобам соответствуют отрицательные аномалии силы тяжести, достигающие 200 мГал, тогда как над самими островными дугами в большинстве случаев наблюдаются положительные аномалии с амплитудой до 100–150 мГал. Происхождение этих сопряженных гравитационных аномалий Ф. Венинг-Мейнес связал с динамическим эффектом сжатия и поддвига океанского дна под островные дуги.

К. Вадати установил наличие глубинной сейсмофокальной поверхности, падающей от океана под островные дуги, а X. Беньоф показал, что по ним происходит надвиг блоков континентальной коры и верхней мантии на океаническую кору. В те же годы А.Н. Заварицкий отметил генетическую связь андезитового вулканизма с выявленными К. Вадати глубинными наклонными сейсмофокальными зонами, тем самым связав воедино процесс формирования континентальной коры с тектоническими движениями.

Современная модель строения и развития зон субдукции Курильского типа, основанная на учете упругопластичных свойств литосферы, напоминает процесс торошения речного льда при сжатии. Пододвигаемая плита испытывает сильное давление со стороны надвигаемой на нее плиты. Под влиянием избыточного давления, создаваемого горизонтальным напряжением сжатия и весом надвинутой части верхней плиты, в нижней (пододвигаемой) плите развиваются пластические деформации, она меняет направление своего движения и начинает круто опускаться в мантию.

Сдвиг литосферных плит по наклонной поверхности ЗБ приводит к нарушению изостатического равновесия и появлению сопряженных положительных и отрицательных гравитационных аномалий над островными дугами. Используя условие равновесия сил в зоне субдукции, находят зависимость амплитуды возникающих гравитационных аномалий от предела прочности литосферы. Предел этот близок к значению 1 т/см2, совпадающему с эмпирическими данными о прочности ультраосновных пород.

Трение плит в зоне субдукции сопровождается выделением большого количества тепла, идущего на разогрев и переплавление пород в окрестностях этой зоны. С глубиной выделение тепла увеличивается, поэтому нижняя и средняя части надвигаемой плиты подвергаются значительно большей магматической переработке и разрушению, чем верхняя. Благодаря этому впереди надвигаемой плиты постепенно вырабатывается сравнительно тонкий клинообразный литосферный (коровый) выступ, перекрывающий подобно гигантскому карнизу пододвигаемую плиту на участке между глубоководным желобом и ЗБ. Кроме того, за счет постоянной эрозии лобовых частей надвигаемой плиты этот процесс под островными дугами Курильского типа приводит к их перемещению в сторону расположенных за ними континентов и к постепенному закрытию (со скоростями около 0,3 см/год) задуговых бассейнов. Примерами таких закрывающихся ныне задуговых бассейнов могут служить Южно-Охотская (Курильская) глубоководная котловина и Японское море.

Помимо зон поддвига плит Курильского и Андийского типов, в которых преобладают напряжения горизонтального сжатия, “ломающие” пододвигаемую плиту, существуют еще и зоны поддвига плит, в которых опускание тяжелой океанической литосферы в мантию происходит просто под влиянием силы тяжести и давления островной дуги. Такова Марианская островная дуга. Под нее пододвигается плита, возраст которой очень близок к предельному возрасту устойчивости океанических плит – 150 Му. Отличаются эти дуги от Курильского типа тем, что положительные гравитационные аномалии над ними либо полностью отсутствуют, либо малы по амплитуде, тогда как отрицательные аномалии над глубоководными желобами выражены столь же четко. Кроме того, в отличие от зон Курильского типа, задуговые бассейны в тылу островов Марианского типа не закрываются, а, наоборот, активно расширяются, и в них возникают вторичные рифтовые зоны.
При опускании литосферных плит в мантию под собственной тяжестью, в тылу островных дуг возникают напряжения растяжения. Благодаря этим напряжениям, вдоль оперяющих зону поддвига плит разломов может произойти отодвигание тела островной дуги от тыловых частей островодужной плиты. В результате, в тылу такой дуги возникает вторичная рифтовая зона, раздвигание новорожденных плит в которой компенсирует отодвигание тела островной дуги в сторону пододвигаемой океанической плиты. При этом избыточное давление островной дуги на пододвигаемую плиту (при h > 20 км) превышает прочность пород пододвигаемой плиты на сдвиг,
деформирует ее и постепенно отодвигает зону субдукции плит в сторону океана. Образуется в тылу островной дуги вторичная рифтовая зона и спрединг дна задугового бассейна.

Отличие динамики развития островных дуг Марианского типа от Курильского определяется скоростью субдкуции. При больших скоростях сближения плит возникают островные дуги Курильского типа, при малых скоростях возникают дуги Марианского типа. Критическая скорость поддвига плит, по-видимому, близка к 5 см/год. Исключение составляет дуга Тонга–Кермадек со спрединговым задуговым бассейном Лау, поскольку скорость поддвига Тихоокеанской плиты под эту дугу превышает 5 см/год, что связано с динамическим эффектом “выжимания” вещества верхней мантии в астеносферу при движении на северо-восток Австралийской континентальной плиты или с тем, что под Фиджийской котловиной существует локальный восходящий мантийный поток.

Вместе с океанической литосферой в сторону зон субдукции перемещаются и пелагические осадки, но сдирания и смятия осадков в большинстве случаев не происходит. Не наблюдается чрезмерного накопления осадков и в глубоководных желобах, даже несмотря на то, что скорость седиментации в этих местах достигает нескольких сантиметров за тысячу лет (при такой скорости осадконакопления большинство желобов оказались бы полностью засыпано уже через несколько
десятков миллионов лет, однако желоба типа Японского или Перуанско-Чилийского существуют сотни миллионов лет). Это свидетельствует о том, что в глубоководных желобах действует эффективный механизм удаления осадков, а именно затягивание осадков в зону субдукции. Количество осадков, попавших в зазор между трущимися плитами, зависит от скорости движения плит и вязкости затянутых в зазор осадков. Соответствующие расчеты (Сорохтин, Лобковский, 1976), основанные на теории смазки механизмов, показали, что под островные дуги осадки могут затягиваться без сдирания и смятия только в том случае, если их мощность не превышает некоторого критического значения, зависящего от скорости поддвига плит и вязкости осадков. При этом мощность осадков, затянутых в зазор между плитами, увеличивается от двух до трех раз, причем последний предел уже соответствует случаю сдирания лишних осадков и формированию перед островной дугой аккреционной осадочной призмы. Само значение критической мощности осадков ho, в зависимости от их вязкости ns и скорости субдукции плит v, определяется сравнительно простым выражением. Судя по выражению, под такие дуги, как Курильская, Японская и Тонга, без соскребания и смятия может затягиваться до 500–520 м пелагических осадков, а в Перуанско-Чилийский, Алеутский и Яванский желоба без соскребания может затягиваться только до 400–430 м осадков. Вблизи Курильского, Японского и центральной части Яванского глубоководных желобов мощности осадочных слоев не превышают 300–500 м, вблизи желоба Тонга толщина осадков снижается до 100–300 м, а перед большей частью Перуанско-Чилийского желоба толщина осадочного слоя уменьшается до 100 м и менее. Поэтому поддвиг плит под эти структуры не сопровождается соскребанием и смятием осадков перед фронтальной частью надвигаемой плиты.

Совершенно иная ситуация наблюдается в заливе Аляска на востоке Алеутской дуги и на севере Яванского желоба. В этих районах и скорость поддвига плит не велика (около 2–3 см/год), мощность осадков превышает 500–700 м, а в отдельных местах достигает 1000м, т.е. везде превышает найденные для этих структур критические значения мощности пододвигаемых осадков. Отсюда следует, что во всех этих районах поддвиг литосферных плит должен сопровождаться и соскребанием осадков с океанского дна, и смятием их перед литосферным выступом островных дуг, т.е. образованием аккреционных осадочных призм. Именно таким процессом необходимо объяснять возникновение внешних невулканических гряд возле этих зон субдукции (типа острова Кадьяк в Алеутской дуге).

За счет диссипации энергии вязкого трения попавшие в зазор между трущимися плитами осадки разогреваются и начинают подплавляться. Их вязкость резко (на много порядков) уменьшается и существенно сокращается предельная мощность осадков, еще способных сохраняться в этих зонах на больших глубинах. Именно по этой причине обычные осадки, с плотностью меньшей, чем плотность литосферы, не могут затягиваться в зоны субдукции на глубины больше 20–30 км и выжимаются по разломам вверх, внедряясь в виде мигматитовых гранитогнейсовых куполов или гранитоидных батолитов в тело островодужных структур или активных окраин континентов над такими зонами субдукции.

Под островные дуги и активные окраины континентов затягиваются рыхлые осадки вместе с содержащимися в них органическими веществами и в зонах субдукции генерируется большое количество углеводородов (Сорохтин, Ушаков, Федынский, 1974; Dikinson, 1974). Факт затягивания подтвержден в 1976 г. под Курильской островной дугой глубинным сейсмическим профилированием (Гаркаленко, Ушаков, 1978), бурением в 1981 г. основания склона Малой Антильской дуги (Biju-Duval et al., 1981), а в середине 70-х годов советские и кубинские нефтяники обнаружили промышленные скопления нефти под офиолитами Кубы, перекрывающими зону субдукции мелового возраста. Однако главное подтверждение принесло
проводимое с 1975 г. планомерное бурение поднадвиговых зон Скалистых гор и Аппалачей в США. Эти районы, считавшиеся ранее бесперспективными,, оказались насыщенными углеводородами.


На большие глубины и под континентальные литосферные плиты осадки могут затягиваться лишь в одном случае – когда их плотность превышает плотность литосферы.В этом случае средняя скорость затягивания осадков в зоны субдукции всегда оказывается выше самой скорости субдукции. Плотность современных осадков всегда меньше плотности литосферы (3,3 г/см3), однако в докембрийской истории Земли существовали эпохи, когда на дне океанов и континентальных шельфов в изобилии отлагались железорудные формации (джеспилиты), плотность которых достигала 4–4,5 г/см3 и заметно превышала плотность литосферы. Такие осадки “проваливались” на большие глубины под континенты. После их расплавления и дифференциации, отделения от силикатно-карбонатных расплавов соединений железа (уходивших в мантию) в низах континентальной литосферы на глубинах от 100 до 220–250 км могли формироваться очаги кимберлитовых, лампроитовых, щелочно-ультраосновных или карбонатитовых магм. В дальнейшем при смене тектонических режимов сжатия на растяжение эти магмы (уже более легкие после ликвации расплавов и отделения от них железа) могли вновь подниматься на поверхность и внедряться в континентальную кору.