Геофизическое выражение зон субдукции

Методы сейсмики, сейсмологии, гравиметрии, магнитометрии, магнитотеллурического зондирования, геотермии, взаимно дополняя друг друга, дают непосредственную информацию о глубинном состоянии вещества и строении зон субдукции, которые удается проследить с их помощью вплоть до нижней мантии.

Многоканальное сейсмопрофилирование позволяет получить структурные профили зон субдукции до глубин в несколько десятков километров при высокой разрешающей способности. На таких профилях бывают различимы главный сместитель зоны субдукции, а также внутреннее строение литосферных плит по обе стороны от этого сместителя.

Рис 6.6. 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

Методами сейсмической томографии субдуцирующая литосфера прослеживается глубоко в мантию, поскольку эта литосфера отличается от окружающих пород более высокими упругими свойствами («сейсмической добротностью») и скоростными характеристиками. На профилях видно, как субдуцирующая плита пересекает главный астеносферный слой. В некоторых зонах, в том числе под Камчаткой, она и дальше следует наклонно, уходя в нижнюю мантию до глубины 1200 км (рис. 6.6). В других зонах, и частности в Идзу-Бонинской, дойдя до поверхности нижней мантии (где вязкость пород на глубине 670км возрастает в 10—12 раз), литосфера изгибается, а затем следует горизонтально над этой поверхностью. В целом методами сейсмической томографии удалось проследить субдуцировавшую часть океанских литосферных плит длиной до 1800 км, считая от глубоководного желоба. Исходя из средних скоростей субдукции, это результат конвергентного взаимодействия в течение последних приблизительно 25 млн. лет.

Исключительно важную информацию дают сейсмологические наблюдения очагов землетрясений, возникающих в верхней части субдукции (на глубине до нескольких сотен километров) и мощные наклонные сейсмофокальные зоны — так называемые зоны Беньофа (см. рис. 1,1).

Конвергентное взаимодействие литосферы в зоне субдукции передает напряжения, которые нарушают изостатическое равновесие, поддерживают изгиб литосферных плит и соответствующий тектонический рельеф. Гравиметрия обнаруживает резкие аномалии силы тяжести, которые вытянуты вдоль зоны субдукции, а при ее пересечении меняются в закономерной последовательности (рис. 6.7). Перед глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия до 60 мГл, приуроченная к краевому валу. Полагают, что она обусловлена упругим антиклинальным изгибом океанской литосферы у начала зоны субдукции. Далее следует интенсивная отрицательная аномалия (120—150, реже до 300 мГл), которая протягивается над глубоководным желобом будучи смещена на несколько километров в сторону его островодужного (или континентального) борта. Эта аномалия коррелируется с тектоническим рельефом литосферы, а также во многих случаях с наращиванием мощности осадочного комплекса. По другую сторону глубоководного желоба над висячим крылом зоны субдукции наблюдается высокая положительная аномалия (100—300 мГл). Сопоставление наблюденных значений силы тяжести с расчетными подтверждает, что этот гравитационный максимум может быть обусловлен наклонной субдукцией в астеносферу более плотных пород относительно холодной литосферы. В островодужных системах на продолжении гравитационного профиля обычно следуют небольшие положительные аномалии над бассейном краевого моря.

Рис. 6.7. Пересечение Японской зоны субдукции (40° с. ш.), по С. Уеде (1981):
I — рельеф; II — структура земной коры (скорости продольных волн); III — гравитационные аномалии в свободном воздухе (для моря) и Буге (для суши); IV — тепловой поток; V — сейсмические очаги (V — скорости сейсмических волн, Q — механическая добротность)

Современная субдукция находит выражение и в данных магнитометрии. На картах линейных магнитных аномалий бассейнов марианского типа отчетливо различаются их тектонические границы рифтогенной и субдукционной природы. Если по отношению к первым линейные аномалии океанской коры согласны (параллельны им), то субдукционные границы секущие, они срезают системы аномалий под любым углом в зависимости от конвергентного взаимодействия литосферных плит.

При погружении океанской литосферы в глубоководный желоб интенсивность линейных аномалий нередко снижается в несколько раз, что предположительно объясняют размагничиванием пород в связи с напряжениями изгиба. В других случаях аномалии удается проследить до конвергентной границы и даже дальше. На рис. 6.12 приведена карта магнитного поля одного из отрезков Центральноамериканского желоба (16—17° с. ш.). Линейные аномалии океанской коры, имеющей здесь миоценовый возраст, вытянуты в направлении ЮВ—СЗ, пересекают ось глубоководного желоба, а дальше прослеживаются под висячим крылом зоны субдукции в полосе шириной около 25км. Уходящая на глубину океанская литосфера как бы просвечивает сквозь смятые в складки осадочные комплексы континентальной окраины. Еще дальше, где она погружается под мощную гранитогнейсовую кору, линейные аномалии теряются.

Геотермические наблюдения обнаруживают снижение теплового потока по мере погружения относительно холодной литосферы под островодужный (или континентальный) борт глубоководного желоба. Однако дальше, с приближением к поясу активных вулканов, тепловой поток резко возрастает. Как полагают, там выносится энергия, выделяющаяся на глубине в результате субдукционного трения, адиабатического сжатия и экзотермических минеральных превращений.

Таким образом, данные разных геофизических методов находятся в достаточно хорошем соответствии между собой, они послужили основой для модели литосферной субдукции, которая по мере пополнения этих данных проверялась и уточнялась.

Зоны Беньофа

Наиболее выразительным проявлением современной субдукции служат, как отмечалось выше, сейсмофокальные зоны, наклонно уходящие на глубину. В середине 30-х годов К. Вадати установил под Японией первую такую зону, а в следующее десятилетие (1938—1945) Б. Гутенберг и Ч. Рихтер опубликовали информацию о большинстве остальных сейсмофокальных зон. Глобальная сводка этих авторов вызвала большой интерес. Уже в 1946 г. появилась, в частности, статья известного петролога и вулканолога А.Н. Заварицкого «Некоторые факты, которые надо учитывать при тектонических построениях», где развивалась мысль о первичной, определяющей роли глубинных сейсмоактивных зон в отношении наблюдаемых над ними близповерхностных тектонических и вулканических процессов, являющихся в этом смысле вторичными.

В 1949—1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологического института опубликовал следующее поколение обобщающих работ о сейсмофокальных зонах. В те годы назревала концепция "новой глобальной тектоники", создатели которой широко использовали работы X. Беньофа о сейсмофокальных зонах и стали именовать их «зоны Беньофа». Название укоренилось в геолого-геофизической терминологии, при этом признается приоритет К. Вадати, воздается должное фундаментальному открытию этого ученого.

К настоящему времени накоплен обширный материал о строении и характеристиках сейсмофокальных зон Беньофа. Учитываются размещение очагов землетрясений, их магнитуда, а также результаты решения их фокального механизма, позволяющие судить об ориентировке главных осей напряжения. Размещение глубинных очагов обычно изображают на картах (т.е. в проекции на горизонтальную плоскость), а также на поперечных и продольных «профилях» зоны Беньофа. Каждый такой «профиль» (см. рис. 6.7, 6.10) представляет собой проекцию сейсмических очагов на вертикальную поверхность. Для построения поперечного «профиля» берется определенный сегмент зоны Беньофа и оказавшиеся в его пределах очаги проектируются на вертикальную плоскость, ориентированную вкрест простирания зоны. Иногда эту вертикальную плоскость ориентируют в направлении субдукции, которая может происходить под разными углами к простиранию зоны. Продольный «профиль» зоны Беньофа получают, проектируя сейсмические очаги на вертикальную поверхность, которая следует вдоль сейсмофокальной зоны, изгибаясь вместе с ней.

Глубинность зон Беньофа. Сравнивая размещение очагов землетрясений с результатами сейсмической томографии для той же зоны субдукции, можно убедиться, что погружение литосферы сначала, до какой-то определенной глубины, порождает очаги упругих колебаний, а далее продолжается как асейсмичный процесс (см. рис. 6.6). Это определяется, вероятно, в первую очередь снижением упругих свойств субдуцирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит главным образом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась. Не случайно среди сейсмофокальных зон, уходящих до максимальных глубин 600—700км (а отдельные слабые очаги замечены и до глубин 850 км), — Японская, Идзу-Бонинская, Марианская, Тонга, Кермадек, где субдуцирует литосфера с возрастом 120—150 млн. лет. Напротив, там, где субдукция начинается вблизи осей спрединга, тонкая и высокотемпературная литосфера сейсмична лишь до глубин 200—100км, а иногда и менее (у Каскадных гор, у Мексиканской и Южно-Чилийской окраин, в зонах Нанкай, Яп-Палау и Южно-Соломоновой).

Рис. 6.8. Слева — зависимость длины зоны Беньофа на поперечном профиле от скорости субдукции, умноженной на возраст субдуцирующей плиты, по П. Молнару и др. (1979), с дополнениями Н. Суги и С. Уеды (1984). Справа — график, по К. Сионо и Н. Суги (1985): «время охлаждения» — время, за которое океанская литосфера совершила путь от оси спрединга до глубоководного желоба; «время ассимиляции» — время от начала субдукции до момента, когда литосфера теряет способность генерировать сейсмические очаги. Данные по всем современным зонам субдукции

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа — скорость субдукции. При высоких скоростях (9—10,5 см/год) даже литосфера с возрастом 80—40 млн. лет сохраняет свои упругие свойства до глубин около 600 км (см. рис. 6.9). Таковы, в частности, соотношения при субдукции под Камчатку. И наоборот, при низких скоростях B 3,5см год) литосфера даже более зрелая становится асейсмичной уже на глубинах 250—300 км (Малые Антилы, Новая Зеландия). График П. Молнара и других (с дополнениями Н. Суги и С. Уеды), где использованы данные по большинству современных зон субдукции, дает представление о прямой зависимости между длиной зоны Беньофа на поперечном профиле и величиной, полученной от умножения скорости субдукции на возраст субдуцирующей плиты у желоба (рис. 6.8, слева). Эта линейная зависимость еще более отчетлива на графике К. Сионо и Н. Суги (рис. 6.8, справа), где учтен прежний возраст субдуцирующей литосферы, находящейся сейчас у нижнего окончания сейсмофокальной зоны, каким он был к началу ее субдукции («время охлаждения» литосферы на пути от оси спрединга до желоба). Скорость субдукции и длина зоны Беньофа в поперечном сечении учтены на этом графике как «время ассимиляции» океанской литосферы, где под ассимиляцией понимается лишь снижение механической добротности до величин, исключающих образование сейсмических очагов.

Наблюдаемая глубинность зон Беньофа широко варьирует как от одной зоны к другой, так и по простиранию одной и той же зоны. В частности, глубинность одной из наиболее протяженных сейсмофокальных зон, Андской, убывает от 600 км в ее центральной части до 150—100 км на флангах. Изменения происходят дискретно, в соответствии с сегментацией этой зоны субдукции.

Вертикальное распределение сейсмических очагов в зонах Беньофа крайне неравномерно. Их количество максимально в верхах зоны, убывает по экспоненте до глубин 250—300 км, а затем возрастает, давая пик в интервале от 450 до 600 км. Под активными вулканическими поясами наблюдается еще один низкосейсмичный (а иногда асейсмичный) пробел на глубине 150—200 км (см. рис. 6.13). В разных зонах Беньофа или их сегментах в зависимости от глубинности реализуется соответствующая верхняя часть этого вертикального профиля, самые малоглубинные зоны не достигают даже первого асейсмичного пробела.

Направление наклона зон Беньофа. Все зоиы Беньофа ориентированы наклонно. В окраинно-материковых системах, в том числе и в сложно построенных системах японского типа, они всегда погружаются в сторону континента, поскольку субдуцирует именно океанская литосфера. В зонах субдукции океанского (марианского) типа направление наклона не контролируется местонахождением ближайшего континента. Здесь при конвергентном взаимодействии двух плит океанской литосферы погружается та, которая древнее, а следовательно, толше и тяжелее. Соответствующая зона Беньофа наклонена, таким образом, под более молодую океанскую литосферу, где бы она ни находилась. Так, зона Тонга—Кеомадек наклонена на запад (в сторону Австралии): позднемеловая литосфера погружается в этом направлении под олигоценовую. Расположенная кулисообразно к ней зона Новых Гебрид наклонена на северо-восток (к центральной части Тихого океана), так как палеоценовая литосфера субдуцирует в этом направлении под миоценовую литосферу бассейна Фиджи.

Рис. 6.9. Профили зон Беньофа:
А-Алеутская (восточная часть); П - Андская в Центральном Перу; Ч - Андская в Северном Чили; Я — Японская (центральная часть); К - Курило-Камчатская (ceверная часть); Т - Тонга; И - Идзу-Бонинская (центральная часть), НГ — Новогебридская. По Дж. Дьюи (1980), с дополнениями Числа рядом с буквенными обозначениями - возраст субдуцирующей океанской литосферы у желоба. Внизу - график зависимости среднего наклона зон Беньофа на глубинах 0—400 км (Θ) от скорости конвергенции литосферных плит (V) по Т. Иококуре (1991)

Профиль зон Беньофа. Наклон каждой сейсмофокальной зоны меняется с глубиной, тем самым вырисовывается ее поперечный профиль. Небольшие углы наклона у поверхности (35—10°) с глубиной увеличиваются: сначала очень незначительно, затем обычно следует отчетливый перегиб, за которым возможно и дальнейшее постепенное нарастание наклона, вплоть до почти вертикального. Практически все разнообразие профилей закономерно размещается между двумя крайними их видами (рис. 6.9). Один представлен в таких системах океанского типа, как Новые Гебриды, Идзу-Бонинская. Наблюдается сравнительно крутой наклон близ поверхности (около 30°), перегиб уже на глубинах до 100 км, увеличение наклона до максимальных значений и, наконец, на самых больших глубинах (на подходе к нижней мантии) возможно резкое выполаживание. Другой крайний случай представлен на центральном отрезке окраинно-материковой Андской системы. Здесь зона Беньофа уходит от желоба очень полого (10—20°), перегиб находится значительно глубже (200—250км), а за ним крутая часть профиля прослеживается с пробелами при низкой сейсмической активности.

Малоглубинные зоны Беньофа могут заканчиваться выше перегиба субдуцирующей литосферы, и профиль у них почти прямолинейный.

Профиль зоны Беньофа трассирует положение субдуцирующей плиты, которое регулируется многими факторами. Общий усредненный наклон плиты в наибольшей степени определяется его обратной зависимостью от скорости конвергенции (см. рис. 6.9, внизу) и прямой — от возраста (мощности, средней плотности) субдуцирующей океанской литосферы. В случае высокой «абсолютной» скорости надвигания висячее крыло перекрывает океанскую литосферу и образуется горизонтальный отрезок зоны Беньофа, ограниченный флексурными перегибами, как это видно, в частности, под Центральными Андами. Формирование широкой аккреционной призмы, такой, как на активной окраине Аляски, также ведет к выполаживанию оказавшейся под ней близповерхностной части зоны Беньофа.

Вероятной причиной неравномерного нарастания крутизны уходящей в мантию сейсмофокальной зоны и соответствующих изгибов ее профиля считают уплотнение субдуцирующей литосферы вследствие фазовых переходов. В частности, полагают, что на глубинах 40—60км дегидратация минералов и преобразование габбро в эклогиты приводит к уплотнению приблизительно на 20%, а это создает дополнительные, направленные вниз напряжения. Дальнейшее уплотнение связывают с фазовым переходом оливин — шпинель на глубинах 300—350 км. Наконец, там, где наблюдается резкое выполаживание зоны Беньофа на подходе к нижней мантии, сейсмические очаги тоже, по-видимому, трассируют соответствующий изгиб литосферы, (которая в этих случаях либо скользит по поверхности нижней мантии (что возможно при двухъярусной конвекции), либо ложится на эту поверхность по мере гравитационного опускания субдуцирующей литосферы и обкатывания ее линии перегиба (у желоба) в сторону океана.

Внутреннее строение зон Беньофа и напряжения в сейсмических очагах. Решение фокального механизма очагов по первым вступлениям сейсмических волн дает ориентировку главных осей напряжения, что в свою очередь позволяет определить направление растяжения (сжатия) или сдвиговых усилий в области очага. Установлено, что в зонах Беньофа эти динамические параметры закономерно меняются с глубиной. Вместе с тем меняется размещение очагов относительно границ субдуцирующей литосферы (рис. 6.10). Близ поверхности — под глубоководным желобом, а нередко и на его океанском обрамлении — очаги размещаются внутри литосферы, главным образом в ее верхней части. Преобладают растяжения, ориентированные полого, вкрест простирания желоба и обусловленные, как полагают, образованием сбросов при упругом изгибе литосферы перед ее погружением в зону субдукции. С такой трактовкой сбросов согласуется, их простирание, продольное по отношению к желобу и изменяющееся при его поворотах. Нередко эти сбросы непосредственно устанавливаются сейсмическим профилированием и даже выходят на поверхность дна.

Рис. 6.10. Размещение сейсмических очагов (показаны точками) и их фокальные механизмы в субдуцирующей литосфере и над ней на примере Японской зоны субдукции. По Т. Йосии (1979), с дополнениями.
Внизу — результаты цифрового моделирования: распределение напряжений внутри субдуцирующей литосферы при учете как теплового расширения, так и сжатия в результате фазового перехода оливин — шпинель, по К. Гото и др. (1985). Для скорости погружения литосферной плиты (V_m) и угла ее наклона (Θ) взяты средние значения В — «вулканический фронт», — А — «асейсмичный фронт»; 1 — расчетные области растяжения; 2 — расчетные области сжатия

Максимальная сейсмическая активность сосредоточена на следующем отрезке зон Беньофа, где она порождается конвергентным взаимодействием двух литосферных плит. Очаги размещаются преимущественно на их контакте, решение фокальных механизмов указывает на усилия сдвига, направление которых соответствует относительному смещению в ходе субдукции. Глубинность этого отрезка зон Беньофа определяется толщиной надвигающейся литосферной плиты: до 60—70 км во внутриокеанских зонах, до 100км и более при субдукции под континентальную литосферу. В зонах с относительно слабым сцеплением литосферных плит здесь возникают многочисленные, но небольшие очаги. При этом на самых малых глубинах (до 20—25 км) иногда происходит почти асейсмичное скольжение, крип; в зоне Беньофа это выражается небольшим пробелом, который размещается под внутренним склоном желоба. Его объясняют резким снижением сил сцепления за счет сверхвысоких поровых давлений воды, отделение которой от осадков и от базальтов океанской коры, как показывают эксперименты, максимально именно на таких глубинах, т.е. в начале субдукционного погружения. В других зонах, где силы сцепления велики, происходит накопление упругих напряжений и возникают более редкие землетрясения большой, в том числе максимальной для зон Беньофа, магнитуды. На рассматриваемом отрезке сейсмофокальных зон бывают и другие очаги, которые размещаются внутри субдуцирующей литосферы (в ее верхней части) и обусловлены сжатием в направлении субдукции.

Глубже, где субдуцирующая плита выходит из соприкосновения с висячим литосферным крылом и погружается в астеносферу, очаги сдвиговых напряжений уже не обнаруживаются. Здесь и далее, вплоть до самых больших глубин, сейсмическое выражение субдукции обеспечивается очагами, которые возникают внутри субдуцирующей литосферы: как относительно холодное тело она отличается от окружающих пород более высокими упругими свойствами. Сейсмические очаги образуются в этой литосфере под действием напряжений сжатия или растяжения, ориентированных наклонно в направлении субдукции.

Строение этого наиболее протяженного отрезка зон Беньофа разнообразно и находится в той или иной связи с их глубинностью и профилем. Во многих случаях до глубин около 300 км прослеживается как бы двойная сейсмофокальная зона: очаги тяготеют к двум плоскостям, параллельным кровле литосферы и отстоящим приблизительно на 25—40 км одна от другой (см. рис. 6.10). К верхней плоскости (к верхам литосферы) приурочены очаги сжатия, к нижней плоскости (к средней части литосферы) — очаги растяжения. На глубинах 300—350 км нередко наблюдается ослабление сейсмической активности, а еще глубже сейсмофокальные зоны выражены главным образом очагами сжатия.

Происхождение и размещение этих сейсмогенных напряжений сжатия и растяжения внутри погружающейся литосферы еще в конце 60-х годов интерпретировали Б.Айзекс и П.Молнар. Предложенная ими и получившая широкую известность модель признает литосферу эффективным проводником напряжений. При гравитационном погружении плиты в астеносферу возникают растягивающие напряжения. Глубже, при взаимодействии с подастеносферной мантией, ее сопротивление создает сжимающие напряжения, способные распространяться вверх по литосферной плите, где они начинают накладываться на растяжения, нейтрализуя их. Появляется упоминавшийся выше асейсмичный интервал. С середины 80-х годов разрабатывается и другая модель, учитывающая противоположные по своему динамическому эффекту процессы термического расширения пород литосферы по мере субдукции, а также сокращения их объема с началом фазового перехода оливин — шпинель на глубинах около 300 км. Приводимые на рис. 6.10 результаты цифрового моделирования, по К. Гото и другим, полученные для средних скоростей конвергенции плит (8 см/год) и средних наклонов зоны Беньофа (45°), дают более сложную расчетную картину распределения напряжений сжатия и растяжения в субдуцирующей литосфере, хорошо соответствующую данным сейсмологии. Эта модель объясняет формирование двойной зоны Беньофа на отрезке, где доминируют напряжения термического расширения пород. Далее, на глубинах 300—350 км, с развитием фазового перехода оливин — шпинель эти напряжения компенсируются сжатием, появляется асейсмичный пробел. Еще глубже, где определяющим становится эффект фазового перехода, моделируется сложное поле напряжений с господством сил сжатия в направлении субдукции.

Сейсмичность над зонами Беньофа определяется главным образом мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и интенсивностью проходящего сквозь нее теплового потока, снижающего упругие свойства пород. Главный источник динамических воздействий, создающих в этой литосфере сейсмогенные напряжения, — субдукция, а следовательно, важны параметры субдукции и сила сцепления литосферных плит на конвергентной границе.

В островных дугах сейсмичность над зоной Беньофа, начинаясь у желоба, прослеживается по латерали на 500 км и более. Это преимущественно малоглубинные очаги, даже под энсиалическими дугами они размещаются в основном на расстоянии до 30 км от поверхности, и только немногие опускаются до 60—70 км (см. рис. 6.10). В целом сейсмические очаги образуют горизонтальную систему, приуроченную к верхам литосферы и отчетливо отделенную от зоны Беньофа клином разогретых пород с температурами до 1500°С и низкой механической добротностью, которые проявляют себя как «область сейсмического молчания». На удалении 100—200 км от оси желоба уже вблизи от первых активных вулканов (от «вулканического фронта») очаги прерываются, проходит «асейсмичный фронт» — линия, ограничивающая почти асейсмичную полосу шириной в несколько десятков километров. Ее объясняют резким снижением упругих свойств литосферы в результате подъема изотерм, проникновения расплавов и флюидов в полосе островодужного вулканизма.

В таких близповерхностных сейсмофокальных системах над зонами Беньофа преобладает субгоризонтальное сжатие в направлении, перпендикулярном желобу. В очагах, расположенных близ желоба, а также в тылу вулканической дуги может наблюдаться растяжение в том же направлении: это зависит от тектонического режима соответствующей зоны субдукции. Кроме того, в случае косоориентированной (относительно конвергентной границы) субдукции, в сейсмических очагах над зоной Беньофа нередко обнаруживается продольный сдвиг или сложное смещение со сдвиговой компонентой. Такова сейсмичность на о. Суматра (над Зондской зоной Беньофа), где в соответствии с косоориентированной субдукцией наблюдаются правосдвиговые сейсмогенные смещения.

На активных континентальных окраинах андского типа наличие мощной континентальной литосферы над зоной Беньофа способствует распространению сейсмических очагов в ее висячем крыле на большую глубину, но все же они размещаются главным образом в пределах верхних 100 км. Как и в островодужных системах, преобладают очаги субгоризонтального сжатия или растяжения вкрест простирания зоны, наблюдаются те же варианты размещения этих очагов, зависящие от режима субдукции. Но в отличие от островных дуг в тылу окраинно-континентальных горных сооружений вместо зон растяжения могут формироваться зоны сжатия, выраженные сейсмогенными взбросами и надвигами, направленными в глубь континента. Они образуются над зоной Беньофа под воздействием субдукционного давления со стороны океана и, как мы уже отмечали, соответствуют зонам А-субдукции, в понимании А.Балли. На примере современных Центральных Анд видно, что такая зона сжатия может соседствовать с сейсмогенной зоной растяжения на той же активной окраине ближе к глубоководному желобу.

⇐ Предыдущая11121314151617181920Следующая ⇒

Поделиться: