Сегментация зон субдукции

Сегментация свойственна всем современным зонам субдукции, как отмечают при изучении рельефа и поверхностной тектонической структуры, глубинных геофизических разрезов и сейсмичности, современных движений (в том числе вертикальных), вулканизма, теплового потока, седиментации. Как правило, отчетливо выражены сегменты протяженностью в первые сотни километров, в их пределах обычно улавливается и более дробное деление. От того, намечаются крупные отрезки островных дуг или активных континентальных окраин, объединяющие целый ряд сегментов. Таким образом, сегментация зон субдукции сложна и многомасштабна. Она определяется сочетанием нескольких главных условий, таких как неоднородность субдуцирующей океанской литосферы, изменение кинематических параметров на пересечениях желоба с активными трансформными разломами, неоднородность висячего крыла зоны субдукции.

Значение неоднородности субдуцирующеи океанской литосферы. Согласно правилу ортогональности субдукции (см. 6.1.6), конвергентная граница чаще всего сечет трансформные разломы и к глубоководному желобу подходят, а затем субдуцируют разделенные ими разновозрастные участки океанской литосферы, которые имеют разную толщину, среднюю 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 млн лет. 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. Исследователи подчеркивают то обстоятельство, что 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. На рис. 6.27 видно, что по разные стороны от трансформного разлома Буссоль океанская литосфера субдуцирует под различным углом: сравнительно полого под южный сегмент Курильских островов и заметно круче — под северный. Как показал Д.3. Журавлев с соавторами (1985), 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 с этим изменения распространяются даже на задуговую область, где затухает зона спрединга.

Значение неоднородности океанской литосферы особенно велико там, где субдуцируют асейсмичные хребты и подводные плато. Как уже отмечалось (см. 6.1.5), на таких отрезках вулканизм видоизменяется или прекращается, а в тылу вулканического пояcа проявляется сжатие, выраженное взбросами, надвигами и изоклинальной складчатостью.

Рис. 6.27. Сегментация зон субдукции. Слева — расщепление плиты Наска при ее погружении под «угол Арики» Андской активной окраины; разделенные трансформными разломами «слабы», судя по профилям зоны Беньофа, субдуцируют с разным наклоном. По Р. Кабре (1983). Справа — сегментация Курильской островной дуги, по данным Г. П. Авдейко (1993), с изменениями:
1 — главный сместитель зоны субдукции; 2 — изолинии глубины залегания зоны Беньофа, км; 3 — современные вулканы; 4 — границы сегментов; 5 — океанская плита и направление ее субдукции; 6 — трансформные разломы

При косоориентированной субдукции океанской 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 океанской плиты. Согласно Б.В.Баранову (1989), косоориентированный поддвиг океанской 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. Особенности вулканизма согласуются с изложенной схемой: излияния недифференцированных мантийных базальтов островной дуги локализованы на концах сегментов, где растяжение дает им свободный выход на поверхность. Внутри сегментов, напротив, подъем исходной магмы затруднен, преобладают андезитовые и андезитобазальтовые продукты ее преобразования, а интенсивность вулканизма снижается.

Значение неоднородности висячего крыла зоны субдукции. Возвращаясь к примеру Курило-Камчатской островной дуги, можно увидеть, что на четкую сегментацию, обусловленную дробностью субдуцирующей океанской литосферы, накладывается влияние неоднородности висячего крыла. Вдоль Курильских островов, начиная от Кунашира, мощность коры сначала убывает, а затем возрастает до максимальных значений около 40км. Согласно Т.И.Фроловой (1989), с этими изменениями коррелируются вариации состава вулканических продуктов.

Влияние мощности и состава висячего крыла еще отчетливее на южном окончании зоны субдукции Тонга—Кермадек, где на сравнительно небольшом отрезке (желоб Хикуранги) Тихоокеанская плита погружается не под океанскую, а под континентальную литосферу о. Северный Новой Зеландии. Это 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 с соавторами (1981), именно висячее крыло контролирует глубокие различия между северным (мексиканским) и южным (гватемальским) отрезками Центральноамериканской зоны субдукции длиной около 1100 и 1300 км. В этой зоне субдуцирует единая литосферная плита Кокос, скорость конвергенции на всем протяжении почти не меняется (около 7—8см/год), а возраст океанской 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 (см. рис. 6.20), которые различаются как геологическим строением, так и параметрами абсолютных движений: первая из них «наезжает» на зону субдукции, вторая медленно отступает (см. табл. 6.1). Активная граница между плитами выражена широтным левосторонним сдвигом Полочик-Матагуа, и именно на его сочленении с Центральноамериканским 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 здесь 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.

Обдукция

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской литосферы на конвергентных границах выражается субдукцией. Только местами и на короткое время появляется такое сочетание тектонических условий, при котором океанская литосфера бывает поднята и надвинута на континентальную окраину. В этом убеждают хорошо сохранившиеся фрагменты океанской литосферы размером в десятки и первые сотни километров, залегающие в виде пологих тектонических покровов (относимых к категории офиолитовых аллохтонов; см. гл. 12) поверх осадочных или вулканических формаций на пассивных и активных континентальных окраинах. В настоящее время этот процесс, по-видимому, нигде не происходит, но сравнительно недавний (плиоценовый) эпизод установлен на сочленении Чилийского спредингового хребта с Андской активной окраиной (см.ниже). Там же, возможно, начинается надвигание следующего фрагмента океанской литосферы.

¹ Колман первоначально называл обдукцией не только надвигание океанской литосферы на континентальные окраины, но и внутриокеанские надвиги, например сейсмоактивный надвиг хр. Маккуори (на границе Австралийской и Тихоокеанской плит).

Уже в конце 60-х годов, когда крупные офиолитовые аллохтоны были идентифицированы как фрагменты океанской литосферы, возник вопрос о возможных механизмах их надвигания на контиальные окраины. Б. Рейнхардт рассмотрел его для Омана, Г.Дэвис — для Папуа (Новая Гвинея). В 1971 г. Р. Колман предал для обозначения этого тектонического процесса термин обдукция¹. Обдукции посвящен ряд специальных работ, в том числе Дж. Дьюи (1976) и У. Гили (1980).

В большинстве случаев датировки свидетельствуют о том, что океанская литосфера сформировалась незадолго до своей обдукции. К моменту надвигания это была молодая, тонкая и еще не охлажденная литосфера с относительно низкой средней плотностью и поэтому, в соответствии с изостазией, обладала высоким гипсометрическим положением. Последнее, по-видимому, можно считать одним из необходимых условий обдукции.

Для суждения о механизмах обдукции важно и то, что в надвинутых фрагментах представлена только верхняя часть океанской литосферы: вся кора (осадки I слоя, базальты и долеритовые и II слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс III слоя) и несколько километров (до 10 км в наиболее мощных пластинах) перидотитов верхней мантии. Это означает, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океанской литосферы. Только она надвигалась затем на континентальную окраину, а остальная, нижняя часть перидотитов литосферы перемещалась и деформировалась на глубине.

Отслаивание верхов литосферы начиналось в условиях океанского дна, где, судя по геофизическим данным (см. рис. 6.11), при сжатии формируются сколы, переходящие в надвиги. В ряде случаев по пологим надвигам происходило сдваивание разреза верхов океанской литосферы и уже такой сдвоенный пакет обдуцировал на континентальную окраину. Такие сложные аллохтоны описаны, в частности, в Анатолии, на Малом Кавказе, в Северной Шотландии.

Обдукция, как правило, сопровождается динамотермальным метаморфическим воздействием горячих перидотитов, слагающих низы литосфсрной пластины, на породы автохтона. В случае сдваивания разреза метаморфизм наблюдается и в основании верхней пластины. Такие базальные метаморфические ореолы подробно изучены в Омане, на Новой Гвинее, в Новой Каледонии, на Ньюфаундленде и в ряде других регионов. В низах литосферной пластины появляются и нарастают разлинзование и милонитизация, ориентированные параллельно контакту и секущие первичную текстуру и зональность перидотитов. Далее, за поверхностью контакта, следует сам метаморфический ореол мощностью в несколько сотен метров: амфиболиты и мафические гранулиты, переходящие вниз в зеленые сланцы, а затем в неметаморфизованные вулканиты или осадочные породы. Этот ореол несет на себе признаки формирования в условиях средних (500—850°) или высоких (700—1000°) температур при высоких термических градиентах (до 2—3° на 1 м) и давлении 5—10 кбар. Радиологические определения возраста метаморфических минералов датируют надвигание перидотитов.

Иногда внизу, на контакте с автохтоном, при метаморфизме появляются глаукофановые минеральные ассоциации, свидетельствующие о более высоких давлениях и низких температурах. Непосредственно у контакта, кроме того, нередко наблюдаются постметаморфические деформации, в том числе тектоническое перемешивание апоперидотитовых милонитов с метаморфическими породами. В амфиболитах и зеленых сланцах Омана установлено, что такие деформации возобновлялись там несколько раз при неуклонно снижавшихся температурах.

Подсчитано, что надвигающиеся литосферные пластины мощностью от 3—6 до 10—15км могут обусловить давления, необходимые для их «базального метаморфического ореола». Нужные для этого температуры могут быть на соответствующих глубинах только в самой молодой океанской литосфере (около 600° при возрасте 10 млн лет), а при большей ее древности требуется дополнительный разогрев за счет трения. Поэтому возраст литосферы, к моменту отслаивания и надвигания аллохтонной пластины, вероятно, не мог быть более 20—30 млн лет. Это согласуется с датировками, согласно которым формирование океанской литосферы и ее обдукция разделяются небольшим отрезком времени. Изучая «базальные метаморфические ореолы», Г. Уильямс, У. Смит, А. Николя и другие исследователи существенно пополнили, таким образом, представления о происхождении и обдукции пластин океанской литосферы.

Геодинамические механизмы обдукции разнообразны, можно различать два главных случая: обдукцию на границе океанского бассейна и обдукцию при его замыкании.

Рис. 6.28. Предполагаемые главные механизмы обдукции: I - При столкновении активной континентальной окраины со спрединговым хребтом, по Н. Кристенсену и М. Сэлсбари (1975); II — при столкновении пассивной континентальной окраины с фронтом океанской (энсиматической) островной дуги, по Э. Мурсу (1970); III — при закрытии бассейнов океанского типа

Обдукция на краю океанского бассейна происходит как у активных, так и у пассивных его окраин. Н. Кристенсен и М. Сэлси (1975) предложили модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной (рис. 6.28,1). Если хребет простирается приблизительно паралльно окраине, то в ходе субдукции континентальная плита перекроет ближайшее его крыло и придет в соприкосновение с поднятым краем другого крыла, которое в результате может оказаться надвинутым. При дальнейшем сближении литосферных плит возможно возобновление субдукции, а на континентальной окраине останется надвинутая на нее пластина океанской литосферы. Весьма вероятно, что при таком механизме отделение пластины будущего аллохтона происходит по границе совсем еще тонкой литосферы и астеносферы.

Именно эта модель нашла подтверждение при исследованиях того отрезка Андской зоны субдукции (46—47° ю. ш.), где поглощается Чилийский спрединговый хребет (рис. 6.29). Многочисленные трансформные разломы делят его на сегменты, вытянутые под острым углом к желобу. Сегмент, ограниченный разломами Трес-Монтес и Тайтао, субдуцировал 2,5—4 млн лет назад в районе п-ова Тайтао. Его перекрытие континентальной корой сопровождалось прогревом, образованием палингенных магматических расплавов, которые интрудировали морские отложения верхнего миоцена в непосредственной близости от желоба. Так на п-ове Тайтао появились мелкие тела гранодиоритов и риолитов с возрастом 3,6 млн лет.

Рис. 6.29. Офиолиты п-ова Тайтао на юге Чили: океанская литосфера с возрастом 3,7 млн лет, обдуцированная в плиоцене при столкновении Андской актииной окраины с очередным сегментом Чилийского спредингового хребта, по Р. Форзиту и др., (1986). Справа — геологическая карта п-ова Тайтао, слева — схема размещения закартированного участка.
1 — главный сместитель зоны субдукции; 2 — ось спрединга и линейные магнитные аномалии на Чилийском хребте, цифры обозначают номер аномалии; 3 — трансформные разломы, в том числе Чилоэ (Ч), Дарвин (Д) и Тайтао (Т); 4 — современная вулканическая цепь Андской активной окраины; 5 — предполагаемое продолжение зоны спрединга, перекрытое континентальной плитой; 6 — 9 — офиолиты п-ова Тайтао (ОФ): серпентинизированные и тектонизированные перидотиты (6), габбро (7), комплекс параллельных долеритовых даек (5), толеит-базальтовые подушечные лавы с осадочными прослоями (5) ; 10 — плиоценовые гранодиориты и риолиты анатектического происхождения (3,7 — 4,1 млн лет); 11 — морские отложения кайнозоя; 12 — доюрские метаморфические породы. Литосферные плиты: Н — Наска; А — Антарктическая; ЮА — Южно-Американская

Там же Р. Форзит с соавторами (1986) закартировали пластину океанской литосферы площадью 210 км², которая обдуцировала на континентальную окраину вслед за внедрением гранодиоритов и находится приблизительно в 10км от ее границы. Это образованая на восток-северо-восток пологая моноклиналь, где снизу вверх следуют: серпентинизированные и тектонизированные перидотиты; массивные, не расслоенные габброиды, комплекс параллельных даек долерита (как и вся моноклиналь, они простираются параллельно осям спрединга Чилийского хребта); подушечные базальты с фораминиферами плиоцена в осадочных прослоях и с радиологической датировкой 3,7 млн лет. Судя по пространственно-временным соотношениям, эта литосфера, только что образовавшаяся, принадлежала западному крылу хребта и при столкновении с краем континента была на него надвинута.

С. Канде с соавторами (1987) провели детальное геофизическое изучение подводной части этого тройного сочленения и показали, что севернее п-ова Тайтао уже подошел к желобу и начал погружаться следующий сегмент гребня Чилийского хребта. Рифтовая долина там приближается к континентальному склону желоба под острым углом, заполняется турбидитами и скрывается склоном, который в этом месте становится круче. Уже субдуцировавшее продолжение рифтовой долины обнаруживается по резкому повышению над ним теплового потока в нижней части склона. Вполне возможно, что и на этом сегменте результатом столкновения будет обдукция литосферной пластины.

Однако самые крупные фрагменты океанской литосферы (Бей-оф-Айлендс на Ньюфаундленде, Семаильский в Омане) обдуцированы на пассивные континентальные окраины. При этом осадки континентального склона и шельфа были последовательно вовлечены в надвигание, произошло их телескопирование в виде серии тектонических чешуй, подстилающих литосферную пластину. Так, по данным А. Робертсона (1987), в подошве Семаильского аллохтона, обдуцированного на край Аравийской платформы в середине маастрихта, телескопирован весь фациальный ряд донных отложений от абиссального подножия до шельфа. Э. Муре (1970) высказал предположение, что надвигание на пассивную окраину возможно при наличии вблизи нее зоны субдукции, погружающейся от континента (см. рис. 6.28,II). По мере субдукции внутриплитная граница океанской и континентальной литосферы придвигается к желобу и наступает момент, когда край континента пододвигается под островодужное крыло. Низкая плотность гранитного слоя препятствует его опусканию в астеносферу, происходит изостатическое всплывание континентальной окраины вместе с надвинутой на нее пластиной океанской литосферы. При дальнейшей конвергенции двух плит на глубину уходит океанская, закладывается новая зона субдукции встречного направления, пассивная континентальная окраина тем самым преобразуется в активную.

Такой механизм обдукции вполне убедителен, когда поверх главного офиолитового аллохтона (где представлена нормальная океанская кора — фундамент преддуговых структур) надвинуты островодужные вулканиты. Гораздо чаще, в том числе в Семаильском аллохтоне Омана, таких вулканитов нет или мало. Вполне вероятно, как показали К. Андрюс-Спид и М. Брукфильд (1983), что в этих случаях необходимые для обдукции предпосылки создает не сближение с островной дугой, а сама обстановка сжатия. В океанской литосфере вблизи окраины образуется скол, который, выполаживаясь, отслаивает литосферную пластину. Дальнейшее пододвигание одного крыла под другое можно рассматривать как заложение зогы субдукции, и если скол был наклонен от континента, то все события, вплоть до обдукции, последуют по приведенной выше модели Э. Мурса. При этом появление островодужных вулканитов и их количество будут зависеть от того, успеет ли субдукция дойти до магмогенерирующих глубин.

Зоны субдукции, возникавшие при подобном ходе событий вблизи пассивных континентальных окраин, были не только эфемерны, но и специфичны по геодинамике. Установлено, что в обдуцированных аллохтонах широко представлены комплексы типа Троодос (на Кипре), в которых наличие параллельных даек и другие признаки формирования посредством спрединга сочетаются с чертами островодужной геохимической специализации, а мощность коры пониженная. Дж. Пирс с соавторами (1984) рассматривают их как особую категорию офиолитов, образующихся над зоной субдукции (supra-subduction zone ophiolites) в обстановке интенсивного ориентированного растяжения.

Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа. Геологические условия нахождения многих обдуцированных фрагментов океанской литосферы вблизи глубинных офиолитовых швов Средиземноморско-Гималайского и других складчатых поясов позволяют связать их происхождение с замыканием малых океанских бассейнов, подобных Тасманову и Красному морям (см. рис. 6.28, III). Значение этого механизма убедительно показали Э. Аббат с соавторами (1972). Если раскрытие таких бассейнов непосредственно сменяется их сжатием, то высокий тепловой поток благоприятствует отслаиванию литосферных пластин. Сравнительно высокое гипсометрическое положение молодой океанской литосферы и погруженные под уровень моря плечи утоненной континентальной коры на краях таких спрединговых бассейнов способствуют обдукции. При полном смыкании континентального обрамления структурный шов воздымается, а на дне смежных эпиконтинентальных бассейнов появляется уклон, обеспечивающий дальнейшее гравитационное перемещение обдуцированных пластин океанской литосферы, сопровождаемое формированием олистостром.

Обдукция молодой океанской литосферы возможна и при замыкании краевых морей. Примером служит описанное И. Диэлом (1977) надвигание фрагментов океанской коры на южноамериканский борт Патагонского задугового бассейна при его закрытии в середине мела.

Иногда наблюдается удивительная синхронность нескольких проявлений обдукции, в том числе и на большом удалении одно от другого. Так, по всей периферии Аравийского полуострова обдукция произошла в середине маастрихта, на юго-западном обрамлении Тихого океана (в Папуа, на Новой Каледонии и др.) в раннем-среднем эоцене. Это, по-видимому, не относится к таким независимым событиям, как столкновение континентальной окраины со спрединговым хребтом или фронтом островной дуги. Одновременное образование сколов в молодой океанской литосфере вблизи пассивных окраин или одновременное замыкание малых бассейнов океанского типа может контролироваться региональными или глобальными фазами сжатия или, как полагает М. Брукфильд (1977), переориентировками движения литосферных плит.

Каждый эпизод обдукции оставляет в строении континентальной окраины отчетливый след в виде перемещенного на нее фрагмента океанской литосферы. И все же относительная роль этого тектонического процесса на конвергентных границах плит чрезвычайно мала. Согласно Р. Колману (1984), все обдуцированные породы фанерозоя составляют около 0,001% от современной коры дна океанов. Если учесть приблизительное количество океанской коры, субдуцировавшей в позднем мезозое и кайнозое, то окажется, что оно в сотни тысяч раз превышает объем пород, обдуцированных за это же время. И даже среди этих пород сравнительно мало таких, которые по геохимическим характеристикам соответствуют нормальной литосфере срединно-океанских зон спрединга: на конвергентных границах такая литосфера почти полностью поглощается субдукцией.

Коллизия

Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континтальная литосфера, то относительно легкие сиалические породы не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные структуры и горообразование. При этом проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, она делится на пластины, которые испытывают горизонтальное смещение и дисгармоничные деформации. В условиях тектонического скучивания и утолщения континентальной коры в ней образуются палингенные очаги гранитной магмы. Так на конвергентной границе вместо субдукции развивается коллизия (лат. collisio; англ., франц. collision), столкновение литосферных плит — геодинамический режим, который в настоящее время проявляется на протяжении многих тысяч километров вдоль Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса и выражен соответствующей сейсмичностью (см.рис. 3.2). Как мы уже отмечали (см. 6.1.2), некоторые исследователи, вслед за А. Балли, рассматривают этот режим как особый вид субдукции — альпинотипную субдукцию (А-субдукцию). Наряду с коллизией "континент - континент" иногда различают коллизию континента и островной дуги или двух островных дуг.

В русском тектоническом лексиконе есть возможность называть подобные события столкновением, применяя термин «коллизия» в его основном значении — для межконтинентального взаимодействия.

Коллизия, связанные с ней движения и деформации максимальны на тех отрезках Альпийско-Гималайского пояса, где южной окраине Евразии противостоят выступы континентальных плит Индостана и Аравии, а также активно смещавшаяся на север Адриатическая (Апулийская) микроплита. В этих местах формируются пережимы (синтаксисы, скучивания) складчатого пояса, такие как Пенджабский и Ассамский.

Образование зон коллизии возможно при сжатии сравнительно узких бассейнов красноморского типа, замыкание которых обычно сопровождается обдукцией офилитов. Однако гораздо чаще коллизии предшествует сближение континентальных единиц, обрамлявших более крупные бассейны, которое происходит по мере субдукции разделявшей их океанской литосферы. Такое сближение завершается переходом от субдукции к коллизии, что можно наблюдать в настоящее время на границе Евразийской и Австралийской плит. Коллизия началась в районе современного острова Тимор в плиоцене (5—3,5 млн лет назад), когда обрамлявшая Австралийский континент с севера океанская литосфера полностью субдуцировала там под вулканическую дугу Банда на активной евразийской окраине. Погрузившаяся в астеносферу плита до сих пор проявляет себя сейсмическими очагами реликтовой зоны Беньофа. Прогрессирующая коллизия тоже выражена сейсмичностью, которая маркирует надвигание австралийской окраины, а также мелкие разрывные смешения в обстановке сжатия (рис. 6.30). Складки, надвиги формируются и в отложениях плиоцена — квартера на южном крае коллизионной системы в Тиморском троге.

Рис. 6.30. Завершение субдукции и начало коллизии на конвергентной границе Евразийской (ЕА) и Австралийской (А) литосферных плит, по Н. Прайсу и М. Оудли-Чарльзу (1987):
1 — континентальная литосфера; 2 — океанская литосфера; 3 — сейсмические очаги

В это же время на западном продолжении зоны в Яванском желобе идет субдукция океанской литосферы под Зондскую активную окраину. Смена режима происходит к западу от острова Тимор, где к конвергентной границе под острым углом подходит линия пассивного сочленения океанской и континентальной частей Австралийской плиты. Геометрические соотношения таковы, что при дальнейшей конвергенции эта точка пересечения двух границ будет смещаться на запад и коллизионная система будет разрастаться в этом направлении за счет субдукционной.

Грандиозное сооружение Гималаев и Тибета дает представление о более зрелой, но все еще активной фазе коллизионного взаимодействия крупных континентальных единиц. Оно началось в эоцене 50—45 млн лет назад, когда океанская литосфера, отделявшая субконтинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субдуцировала. Направление этой субдукции предопределило южную вергентность складчатости и надвигов коллизионного этапа. На рис. 6.31 представлена модель формирования Гималаев путем последовательного срыва и «счешуивания» континентальной коры с мантийной литосферы, продолжают субдуцировать. Пододвигание таких тектонических чешуй отмечено размещением сейсмических очагов. Пологие поверхности смещения выявляются и многоканальным профилированием.

То обстоятельство, что под Гималаями мантийная литосфера Индостана, погружаясь в астеносферу, не проявляет себя сейсмическими очагами, объясняют термальными условиями коллизионных орогенов, где, в отличие от зон субдукции, разогрев происходит уже на малых глубинах. Вместе с тем данные Ф. Н. Юдахина по Памиру показывают, что разогрев может быть и ниже критических значений. Там установлена сейсмофокальная зона, круто падающая на юг до глубин 250—300 км.

Рис. 6.31. Размещение под Гималаями сейсмических очагов, механизм которых свидетельствует о продолжающихся смещениях по пологим тектоническим поверхностям (по Л. Зиберу, Дж. Амбрастеру, 1984). Внизу — одна из моделей формирования этого коллизионного горного сооружения путем последовательного поддвига и деформации тектонических пластин континентальной коры, которые «счешуиваются» с продолжающей субдуцировать мантийной части литосферы (по Е. Лион-Каен, П. Молнару, 1983):
1 — континентальная кора Индостанской плиты; 2 — океанская кора той же плиты; 3 — континентальная кора Евразийской плиты (Тибет). Сейсмические зоны: X — Хазара; Т — Тарбела; ИК — Инд—Кохистан

Встречное движение Индостана и Евразии, скорость которого до начала коллизии достигала 15—20 см/год, продолжалось и в дальнейшем. Согласно Ф.Патриа и X. Ачаче (1984), сначала (до олигоцена) оно происходило со скоростью около 10 см/год, позже — 5 см/год и менее, а суммарное сближение после начала коллизии, по-видимому, превышает 2000 км. Полагают, что такое встречное перемещение континентальных плит компенсируется не только многократным «счешуиванием» континентальной коры, следствкем которого стало ее утолщение и воздымание высочайшего в мире горного сооружения. Значительная часть перемещения уравновешивается продольным отжиманием горных масс складчатого пояса в западном и восточном направлениях (см. рис. 14.4). Наконец, еще одна часть этого перемещения компенсируется на северном обрамлении складчатого пояса в обширной (вплоть до Байкала) области «торошения» континентальной литосферы, где доминируют правосторонние сдвиги северо-западного и левосторонние сдвиги северо-восточного простирания (см. рис. 14.2). В настоящее время коллизия Индостана и Евразии продолжается, что наглядно проявляется не только в сейсмичности, но и в данных лазерной геодезии о современных движениях как по надвигам (в том числе на Памире), так и по сдвигам (например, по Таласо-Ферганскому).

Формирование коллизионного орогена на Большом Кавказе укладывается приблизительно в ту же схему, что и в Гималаях. Отличие состоит в масштабах складчатого сооружения и в глубине тектонической переработки континентальной коры. В частности, на Закавказской микроплите, пододвигающейся под Большой Кавказ, срыв и «счешуивание», вероятно, охватывают только ее осадочный чехол (см. рис. 12.3).

По-другому развивалась коллизии в Восточных Альпах, где субдукция под евразийскую окраину завершилась надвиганием на иго комплексов Адриатического микроконтинента (Австро-Альпийских покровов) и где структура орогена имеет обратную по сравнению с Гималаями вергентность. Механизм такого взаимодействия рассмотрел Э.Оксбург (1972), исходя из возможности тектонического расслаивания континентальной коры в обстановке коллизии (англ, flake tectonics). Условия, определяющие вергентность коллизионного орогена, не вполне ясны, большое значение придается толщине коры и литосферы континентальных единиц, взаимодействующих на конвергентной границе.

Наряду с интенсивными складчато-надвиговыми деформациями зонам коллизии свойственны проявления высокоградиентного метаморфизма, в том числе высокотемпературного, обусловленного подъемом изотерм. Метаморфизм продолжается и после формирования шарьяжной структуры, изограды нередко пересекают границы тектонических покровов, как это наблюдается, в частности, в Западных Альпах. О разогреве наращивающей свою мощность континентальной коры свидетельствует внедрение гранитоидов с петролого-геохимическими признаками палингенного нахождения. Распознаванию геодинамической обстановки на том или ином отрезке конвергентной границы служит петрохимическое разграничение коллизионных гранитоидов типа S (англ, sedimentary) и субдукционных гранитоидов типа I (англ, igneous), предложенное Б. Чаппелом и А. Уайтом. Вулканизм коллизионных орогенов весьма разнообразен и пока мало используется при динамических исследованиях.

Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощных моласс, а ее в передовых и межгорных прогибах.

При конвергенции неоднородных по своему строению литосферных плит, состоящих из континентальных и океанских частей, а также при взаимодействии континентальной окраины с несколькими разными плитами и микроплитами, наблюдаются переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции или наоборот. Примером может служить рассмотренное выше продолжение Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Последняя, в свою очередь, переходит далее, в северном направлении в Индо-Бирманскую коллизионную систему. Зона субдукции Мекран (см. рис. 5.1) продолжается коллизионным орогеном Загроса. Наблюдаемая в Динаридах—Эллинидах коллизия с Адриатическим микроконтинентом сменяется восточнее субдукцией дна Средиземного моря под Критскую дугу. Подобным же образом между складчатыми системами Апеннин и Магрибид, где со стороны форланда подходит дно Ионического бассейна, коллизия сменяется субдукцией и развивается Калабрийская вулканическая дуга.

Оглавление | 7.2. Основные типы внутриплитных дислокаций

ГЛАВА 7
ВНУТРИПЛИТНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ

⇐ Предыдущая14151617181920212223Следующая ⇒

Поделиться: