Выражение зон субдукции в рельефе

Сам способ конвергентного взаимодействия литосферных плит
при субдукции предопределяет асимметрию каждой такой зоны и
ее рельефа. Линия активного контакта отчетливо выражена глу-
боководными, желобами, глубина которых, как литосферных
структур, находится в прямой зависимости от скорости субдукции
и от средней плотности (т.е. от возраста) погружающейся плиты
(рцс. 6.3). Поскольку желоба служат седиментационной ловуш-
кой, в первую очередь для турбидитов островодужного или кон-
тинентального происхождения, их глубина искажается осадко-
иакоплением, которое определяется физико-географическими ус-
ловиями. Глубина океана над современными желобами широко
иарьирует, она максимальна в Марианском желобе (11022м).
Глуби'на желобов относительно смежного краевого вала субду-
цпруюшей плиты достигает 4000 м.

При протяженности до нескольких тысяч километров ширина
желобов обычно не превышает 50—100 км. Как правило, они ду-
гообразно изогнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей пли-
ц реже прямолинейны. Современные, глубоководные желоба
простираются перпендикулярно направлению субдукшш (орто-
i опальная субдукция) или под острым углом к этому направлению
(косоориентированная субдукция), установлено господство орто-
пщальной и близких к ней ориентировок.

Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен: суб-
луцирующее крыло пологое (около 5°), висячее крыло более кру-
iuu (до 10 и даже 20°). Детали рельефа варьируют в зависимости
••г напряженного состояния литосферных плит, от режима суб-

кции и других условий. На многих пересечениях океанский

.юн желоба бывает осложнен продольными грабенами и гор-
i.iMir, а противоположный склон — ступенчатой системой крутых

S 5

X6

0,5 i 1,5 2 2,5 3 3,5 <t

относительная глубина желоба.км

и

О Ю 20 30 40 50 60 70 80 90 100 t<0 120 "Sll НО
ВОЗРАСТ ЛИТОСФЕРЫ^ млн ."Е.Т

J

Рис. 6.3. Зависимость глубины желоба от скорости субдукции и возраста суб-
дуцирующей океанской литосферы, по К. Греле и Ж. Дюбуа (1982). Для срав-
нения — глубины, океана за пределами желобов, по Б. Парсонсу и Дж. Слсй-

теру, 1977 (пунктир).

Глубоководные желоба; 1 — Новогебридский (]^л — северная часть, I⁵ — южная

часть); 2 — Тонга — Ксрмадек (2^я — Тонга; 2" — Ксрмадск); 3 — Курильский;

4 — Чилийско-Перуанский 5 — Яванский; 6 — Центральноамериканский, 7 —

Алеутский; 8 — Индонезийский; 9 — Нанкай; 10 — Палау; // — Рюкю; 12 —

Яп; 13 — Новобританский; 14 — Пуэрто-Рико; 15 — Филиппинский- 16 —

Идзу-Бонинский: 17 — Марианский

разломов. Узкое и плоское дно желоба шириной иногда всего
' лишь в несколько сотен метров сложено осадками.

Асимметрично и размещение форм рельефа на обрамлении
глубоководных желобов. Со стороны океана это пологие краевые
валы, которые возвышаются над ложем океана на 200—ШООм.
Судя по геофизическим данным, краевые валы представляют со-
бой антиклинальный изгиб океанской литосферы, который не
уравновешен изостатически и поддерживается ее горизонтальным
сжатием. Там, где фрикционное сцепление литосферных плит
велико, высота краевого вала находится в прямом соответствии с
относительной глубиной соседнего отрезка желоба.

ХЗ противоположной стороны, над висячим («надвигающимся»)
крылом зоны субдукции, параллельно желобу протягиваются вы-
сокие хребты или подводные гряды, имеющие, как будет показа-
но ниже, иное строение и происхождение. Если субдукция нап-
равляется непосредственно под окраину континента {и глубоко-
воднь'й желоб примыкает к этой окраине), обычно образуются
береговой хребет и отделенный от него продольными долинами
главный хребет, рельеф которого бывает осложнен вулканически-
ми постройками. Последние тоже связаны с субдукцией, разме-
щаясь на определенном удалении от глубоководного желоба.
Анды — наиболее мощная и представительная из современных
горных систем такого происхождения.

Там, где зона субдукции не находится на краю континента,
сходная по происхождению пара положительных форм рельефа
94

I

представлена -островными дугами. Это невулканическая внешняя
луга (непосредственно рядом с желобом) и отделенная депрессия-
ми, параллельная ей главная, вулканическая внутренняя дуга.
Иногда внешняя островная дуга не образуется и ей соответствует
резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного же-
лоба. Большинство современных островных дуг 'находится на за-
ладном обрамлении Тихого океана: от Алеутской и Курило-Кам-
чатской дуги на севере до дуги Кермадек на юге. Последняя прос-
тирается почти прямолинейно: дугообразная форма вулканических
и невулканических гряд, глубоководных желобов « иных проявле-
ний выхода зон субдукции на поверхность широко распространена,,
неслучайна, но не обязательна.

Поскольку любая зона субдукции уходит на глубину наклон-
но, ее воздействие на висячее крыло и его рельеф может распро-
страняться на 600—700 км и более от желоба, что зависит преж-
де всего от угла наклона. При этом в соответствии с тектоничес-
кими условиями образуются различные формы рельефа, о которых
речь пойдет ниже, при характеристике латеральных структурных
рядов над зонами субдукции.

6.1.2. Тектоническое положение и основные типы зон субдукции

Современное размещение зон субдукции весьма закономерно
(см. рис. 5.1.). Большинство из них приурочено к периферии Ти-
хого океана. Субдукционные системы Малых и Южных (Скотин)
Антил, хотя и находятся в Атлантике, тесно связаны своим про-
исхождением с эволюцией структур тихоокеанского обрамления,
с их изгибом и проникновением далеко на восток в свободных
пространствах, раскрывшихся между континентами Северной
Америки, Южной Америки и Антарктиды. Более самостоятельна
Зондская система субдукции, тем не менее и она тяготеет к струк-
турному ансамблю Тихоокеанского кольца. Таким образом, в
настоящее время все зоны субдукции, получившие полное и ха-
рактерное развитие, так или иначе связаны с этим наиболее
мощным поясом современной тектонической активности. Лишь
несколько сравнительно небольших, малоглубинных и специфи-
ческих по ряду характеристик зон субдукции (таких, как Эгей-
ская, Эоловая) развиваются в Средиземноморском бассейне —
jtom реликте мезозойско-кайнозойского океана Тетис. Северную
окраину Тетиса наследует и зона субдукции Мекран.

Историческая геология позволяет понять указанную выше
шкономерность современного размещения зон субдукции. В нача-
ле мезозоя они почти полностью обрамляли единый в то время
гуперконтинент Пангея, под который субдуцировала литосфера
окружавшего его океана Панталасса (см. рис. 11.1). В дальней-
шем, по мере последовательного распада суперконтинента и цент-
робежного перемещения его фрагментов, зоны субдукции продол-
жили развиваться перед фронтом движущихся континентальных
Miicc. Эти процессы не прекращаются до наших дней. Поскольку

9 Г>

О

б

1 6 5 й- 3 2. 1

IV

tffl

I—-—I,

МАРИАНСКИЙ

Рис. 6.4. Главные тектонические типы зон субдукции и их латеральные
структурные ряды, по М. Г. Ломизе, с использованием схем Д. Карн-

га, У. Дикинсона, С. Уеды.

/—III — окраинно-материковые зоны субдукции: андский, зондский и
японский тектонотипы; IV — океанская зона субдукции, марианский

тектонотип;

а — континентальная литосфера, б — океанская литосфера, в — ост-
роводужные вулканиты, г — вулканогенно-осадочные формации, д —
откат перегиба субдуцирующей плиты, е — место возможного форми-
рования аккреционной призмы

овременный Тихий океан — это пространство, оставшееся от
Панталассы, то оказавшиеся на его обрамлении зоны субдукции
представляют собой как бы фрагменты субдукционного кольца,
опоясывавшего Пангею. В настоящее время они находятся приб-
' лнзительно на линии большого круга земной сферы, а с ходом
геологического времени, по мере дальнейшего сокращения площа-
ди Тихого океана, вероятно, будут еще ближе сходиться на сто
обрамлении.

Зоны субдукции Средиземноморья не имеют сопряженных с
ними систем спрединга и, судя по всему, поддерживаются закры-
тием океана Тетис — этого крупного ответвления Панталассы.
fl Характер взаимодействующих участков литосферы определяет
(^различия между двумя_ главными тектоническими типами зон
w £Хбдукции: окраинно-материковым (андским) и океанским (ма-
/рианским). Первый формируется там, где океанская литосфера
субдуцирует под континент, второй — при взаимодействии двух
участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон
разнообразны и зависят от многих условий. Для наиболее протя-
женной из них Андской (около 8 тыс. км) характерны пологая
субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих
напряжений и горообразование на континентальном крыле
(рис. 6.4, /). Зондскую дугу отличает отсутствие таких напряже-
ний, что делает возможным утонение континентальной коры, по-
верхность которой находится в основном ниже уровня океана;
под нее субдуцирует более древняя океанская литосфера, уходя-
щая на глубину под более крутым утлом (рис. 6.4,//).

Разновидностью окраинно-материкового можно считать и
японский тип зоны субдукции, представление о котором дает пе-
ресечение, проходящее через Японский желоб — Хонсю—Япон-
ское море (рис. 6.4,///). Для него характерно наличие краевого
морского бассейна с новообразованной корой океанского или суб-
океанского типа. Геолого-геофизические и палеомагпитные дан-
ные позволяют проследить раскрытие краевого Японского моря
по мере того, как от азиатской окраины отчленялась полоса кон-
тинентальной литосферы. Постепенно изгибаясь, она преврати-
лась в Японскую островную дугу с сиалическим континентальным
основанием, т.е. в энсиалическую островную дугу. Ниже мы вер-
немся к вопросу о том, почему в одних случаях развитие окраин-

3 латеральных структурных рядах: / — краевые валы; 2 — глубоко-
водные желоба; 3 — невулканические островные дуги, подводные тер-
расы или береговые хребты; 4 — преддуговые или фронтальные про-
гибы; 5 — вулканические островные дуги (энсиалическне и энсимати-
ческие), а в орогенах андского типа — главный хребет и его вулкани-
ческие цепи: 5^а — тыловая система взбросово-надвнговых деформаций;
в — задуговые и междуговые бассейны, а также тыловые (предгор-
ные) прогибы орогенов андского типа: 7,9 — остаточные островные¹
дуги; 8 — отмерший междуговой бассейн

<~

но-материковой зоны субдукции приводит к раскрытию краевого
моря, а в других этого не происходит.

При образовании зон субдукции океанского (марианского)
типа более древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океан-
ская литосфера субдуцирует под более молодую (рис. 6.4, IV), на
краю которой (на симатическом основании) образуется энсимати-
ческая островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с
Марианской, могут служить такие островодужные системы, как
Идзу-Бонинская, Тонга — Кермадек, Южных Антил. Ни одна из
подобных зон субдукции, по крайней мере в новейшее время, не
формировалась посреди океана: они тяготеют к сложному пара-
генезу структур океанского обрамления.

Во всех рассмотренных случаях субдуцирует литосфера оке-
анского типа. Иначе протекает процесс там, где к конвергентной
границе с обеих сторон подходит континентальная литосфера.
Она включает в себя мощную и низкоплотностную земную кору.
Поэтому конвергенция развивается здесь как столкновение, кол-
лизия, которая сопровождается тектоническим расслаиванием и
сложной деформацией верхней части литосферы. Многие зоны
коллизии асимметричны, в них происходят выраженные сейсмоло-
гически поддвиг и надвиг пластин континентальной коры. Некото-
рые исследователи рассматривают подобное тектоническое взаи-
модействие как особую разновидность субдукции, которую
А. Балли предложил называть альпинотипной субдукцией (А-
субдукцией). Такова современная тектоническая активность Ги-
малаев на стыке континентальных плит Евразии и Индостана.
Эта категория конвергентных границ будет рассмотрена нами как
разновидность коллизии.

Однако в большинстве случаев А-субдукция имеет иную тек-
тоническую природу и, как отмечал А. Балли, связана с направ-
ленной навстречу более глубинной субдукцией океанской лито-
сферы. Она развивается в тылу окраинно-материковых горных
сооружений там, где субдуцирующая со стороны океана лито-
сфера способна оказать на континент давление, порождающее
взбросы и надвиги, направленные от океана. Примером могут
служить надвиги Субандийских цепей, Скалистых гор. Не исклю-
чено, что под влиянием глубинной субдукции происходит и неко-
торое затягивание вниз континентального автохтона таких сопря-
женных с ней надвигов (рис. 6.5). Подобные зоны А-субдукции,
размещаясь над мощными окраинно-материковьши зонами суб-
дукции, скорее всего вторичны по отношению к ним. Они вписы-
ваются в структурный парагенез континентальной окраины.

6.1.3. Геофизическое выражение зон субдукции

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

Рис. 6.5. «Альпинотипная субдукция» («А-субдукция», «кон-
тинентальная субдукция») как элемент структурного ансамбля
над окраинно-материковой Андской зоной субдукции в Се-
верном Перу, по Ж. Буржуа и Д. Жанжу (1981).
ОС — «океанская субдукция»; КС — «континентальная суб-
дукция»; 1 — докембрийско-палеозойский цоколь; 2 — лежа-
щие на нем комплексы палеозоя и мезозоя; 3 — гранито-
идные батолиты; 4 — заполнение кайнозойских впадин; 5 —
океанская литосфера

Многоканальное сейсмопрофилирование позволяет получить
«•труктурные профили зон субдукции до глубин в несколько де-
сятков километров при высокой разрешающей способности. На
i.'iKHX профилях бывают различимы главный сместитель зоны
.убдукции, а также внутреннее строение литосферных плит по обе
' гороны от этого сместителя.

Методами сейсмической томографии субдуцирующая литосфе-
ра прослеживается глубоко в мантию, поскольку эта литосфера
отличается от окружающих пород более высокими упругими свой-
ствами («сейсмической добротностью») и скоростными характе-
ристиками. На профилях видно, как субдуцирующая плита пере-
секает 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,
в частности в Идзу-Бонинской, дойдя до поверхности нижней
мантии (где вязкость пород на глубине 670км возрастает в 10—
''Ораз), литосфера изгибается, а затем следует горизонтально
|.|д этой поверхностью. В целом методами сейсмической томо-

>лфии удалось проследить субдуцировавшую часть океанских:
штосферных плит длиной до 1800км, считая от глубоководного⁷

глоба. Исходя из средних скоростей субдукции, это результат

•швергентного взаимодействия в течение последних приблизи-
"1ьно 25 млн лет.
Исключительно важную информацию дают сейсмологические'

• 1Г>людения очагов землетрясений, возникающих в верхней части

99»