ВЗГЛЯДЫ ИЗ РЕАЛЬНОГО МИРА

<r

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 Аптил. 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 алыгинотипной 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-материковыми 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. «Алышнотигшая 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»; / — 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
груктурные профили зон субдукции до глубин в несколько де-
ятков километров при высокой разрешающей способности. На

•аких профилях бывают различимы главный сместитель зоны
бдукции, а также внутреннее строение литосферных плит по обе
троны от этого сместителя.

Методами сейсмической томографии субдуцирующая литосфе-
|i;i 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,
и частности в Идзу-Бонинской, дойдя до поверхности нижней
мантии (где вязкость пород на глубине 670км возрастает в 10—

•К)раз), литосфера изгибается, а затем следует горизонтально?
И.1Д этой поверхностью. В целом методами сейсмической томо-
графии удалось проследить субдуцировавшую часть океанских
штосферных плит длиной до 1800км, считая от глубоководного:
i глоба. Исходя из средних скоростей субдукции, это результат

• чнвергентного взаимодействия в течение последних приблизи-
п'.чьно 25 млн лет.

Исключительно важную информацию дают сейсмологические
.<1влюдения очагов землетрясений, возникающих в верхней части

9»

Идзу-Бонинская

Рис 66 Прослеживание на глубину субдуцирующей океанской литосферы по-
средством 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 погружа-
ется 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

субдукции (на глубине до

м>льких сотен километров) и

i'.i.tyioiUHx мощные наклонные

• 'ч'к'мофокальные зоны — так на-
ыпаемые зоны Беньофа (см.
, 1,1).

Конвергентное взаимодейст-
мг литосферы в зоне субдукции

• ч ;дает напряжения, которые на-
||шают изостатическое равнове-
мг, поддерживают изгиб лито-
||к'|шых плит и соответствую-
щий тектонический рельеф. I ра-

•пмстрия обнаруживает резкие

шомалии силы тяжести, кото-
рые вытянуты вдоль зоны суб-

|'кции, а при ее пересечении
i меняются в закономерной пос-

и'довательности (рис. 6.7). Пе-
|ч'д глубоководным желобом в
океане обычно прослеживается
положительная аномалия до

к) 60 мГл, приуроченная к кра-
иому валу. Полагают, что она

•'Пусловлена¹ упругим антикли-
нальным изгибом океанской ли-
юсферы у начала зоны субдук-
>|мм. Далее следует интенсивная

••фнцательная аномалия (120—
'<)(•, реже до 300 мГл), которая
|ц)тягивается над глубоковод-

Приморье

Рис. 6.7. Пересечение Японской зоны
субдукщш (40° с. in.), но С. Уеде

(1981):

/ — рельеф; // — структура земной
коры (скорости продольных волн);
/// — гравитационные аномалии в
свободном воздухе (для моря) и
Буге (для суши); IV — тепловой
поток; V — сейсмические очаги (V—
скорости сейсмических волн, О —
механическая добротность)

i.iм желобом будучи смещена

• | несколько километров в сторону его островодужного (или кон-

i ннонтального) борта. Эта аномалия коррелируется с тектопнчес-
нм рельефом литосферы, а также во многих случаях с наращи-
.шнем мощности осадочного комплекса. По другую сторону глу-
чководного желоба над висячим крылом зоны субдукции наблю-

мется высокая положительная аномалия (1СО—300 мГл). Сопо-
ишление наблюденных значений силы тяжести с расчетными под-

• игрждает, что этот гравитационный максимум может быть обус-
онлен наклонной субдукцией в астеносферу более плотных пород
пюсителыю холодной литосферы. В островодужных системах на

¹ родолжении гравитационного профиля обычно следуют неболь-
пн¹ положительные аномалии над бассейном краевого моря.

Современная субдукция находит выражение и в данных маг-
птометрии. На картах линейных магнитных аномалий бассейнов
иранского типа отчетливо различаются их тектонические грани-
и рифтогенной и субдукционной природы. Если по отношению к
'•рным линейные аномалии океанской коры согласны (параллель-

ны 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 удает-
ся 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 ано-
малии океанской коры, имеющей здесь миоценовый возраст, вы-
тянуты в направлении ЮВ—СЗ, пересекают ось глубоководного
желоба, а дальше прослеживаются под висячим крылом зоны суб-
дукции в полосе шириной около 25км. Уходящая на глубину оке-
анская литосфера как бы просвечивает сквозь смятые в складки
осадочные комплексы континентальной окраины. Еще дальше,
где она погружается под мощную гранитогнейсовую кору, линей-
ные аномалии теряются.

Геотермические наблюдения обнаруживают снижение теплово-
го потока по мере погружения относительно холодной литосферы
под островодужный (или континентальный) борт глубоководного
желоба. Однако дальше, с приближением к поясу активных вул-
канов, тепловой поток резко возрастает. Как полагают, там выно-
сится энергия, выделяющаяся на глубине в результате субдукци-
онного трения, адиабатического сжатия и экзотермических мине-
ральных превращений.

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

Зоны Беньофа

В 1949—1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологичес- кого института опубликовал следующее поколение обобщающих р.чбот о сейсмофокальных зонах. В те годы назревала концепция новой глобальной… К настоящему времени накоплен обширный материал о стро- ении и характеристиках сейсмофокальных зон Беньофа. Учиты-…

Gt;db

га со я
о ч

я о

О О

Ея -а-

О га
¥ ^0

о!^
S«g
^«^

° ин •<

> X v

СО '--^ К

О Ея ^

°S3

П 9 5 5 »

га J3
со со

Хя аз

га

О w со я **

Ч со х со га

о я о я я

0^0*5

д
на
ю
ма

на

на

§lsil

s|s-^s:

«•в-^соё

а
ер
ло

я^ я g'x

га - со п,

Я -i X fa

» fa £я о

га о со

w^ — _ Я В5

... ^ со ох га ч

Е я га

з

а

ь
,
о
а

в это
ообразн
ок (к

Ц я

52ч£2
£ - - Я |

Я чз

СО
X

о

|1

я^
га
S Н

о я

и м

Р.£

со _я

Я=ХЗ

я S ^

я¹3 g

* ° я

г, W S

о га

fa я

пч S
О

а ея
о га

тз а
^

в

подолиго-
й зона Новых Геб-
центральной части Тихого

.*£3s

⁰ Е ь

м направлении
о к не

Зх^я

о Р _{м s} н

о
дилась.
рону Ав

а, -* -в-
^ 5 (И

¥ -о

га £

бо
Та
ст

Я
ч
s я
я со
га х
Я £j
Ч О

м я
со

00 ^м

"^л

о м
?1

•з-з

О

о

х s -
га со о
Со j- Ь

я g о
Р о S

S * «

^ СО °
Йо g

<т> •< я

TD я
СО (Г

Т^{1 1}~¹

Cd§^

ч
я
~а

о "П
to _w

1 =

Кч РЗ

я

Я п

Я о

4 s

5 О

га п>

я S

ч со

СО if

, поск
субдукц

л
и

а

зо
ии

я ь 03

га о 5
<^ О £

со га

;•' » s ч ^
§ н° а»

ы о С- со
?f 3^.-

Р

|з

Н м

oS°

я •-< ч

га

со

СО
X
Ь (D

о

Я I
Я SW

О .

• Ьэ
О

са^

О _w

1*
1-

§5

5- °

g-6-

4 Р

<т>
"s ^го

5 °

g га

га ш

Е о

х я

Е
о

о

Ы Я

о м
Е

Я со

га о

ч

fa о-
о

о
ч ч>

я н

-1 О

* 3

и to га ч ч м

о га а га гс

w о Я1 со g хз

5 з tr w

j3 w

^- Я ^s "О --

⁰ i M О

S § и о я

• -=•<; ч tr

"О Ез со -.""

S x 2

М „Н *<

5
ч

? ^

со
X

СО

с

а

а

Ч о

га g,

3 §

* 3

i*

о^^

§^S

"^ "< 5

О р Я
— 3 »

s^ g

со га т
' Ч I

СП

га
га я

2 S
со О

X -в-

м
га
тз

га s
х

Я со
га ь

^я
Я°

О о

Со -.

al

о -в-

1§

л »

Я "
О о

3£

я S
"о га
о
о к

Р СО

»ё

СО _
*—' "1

V' fa
М^м

о

«^
ОХ

Я

Я

я
Е
S

оясами
ейсмич
зных з

Ох Я

СГ¹ (*D
Л йэ tB
^ Ю Си

О га (Т *

§ * ^H-S

^ Я со
О М

Ч> О

5 s

А я

" «та
g •<

Я i-j _,

ь о

^^р

 

 

⁰ ^ >
со о га

' §1

Q*
я*

> 2

ы

й) про
ах Беь

Эч ^3

W ^
Ov ft)

Is

со Jx

^|1§

^м * S и

-^ ~ TLJ ф

S 2

О
О

•< о

Ov t-J

Я я

з
5

н

я о *

Я )я (и

ш г> И

й¹^^

S g⁴?

^ s

-3^5

i я ь

 

 

§ s

Яс

^J s,

Я га
о S

£ »

а^

! LJ т, (qj

^ "** CJ

c!^SS

gpg

 

л

я

О |
Я= OJ

Ъл
.^ о

« '£

2. o _s

"'

 

 

' я

 

н 20

LlJ

•=:

с;
S

е * 15

Т

Quot;

500-

о;

с;

 

<

о: 5

2000 4000 6000 8000 1000
СКОРОСТЬ х ВОЗРАСТ, км

О _ i i i t i i i • • i i '—i—i—I—

О 50 ЮО 150

время охлаждения', млн лет

i

Рис. 6.8. Слева — зависимость длины зоны Беньофа на поперечном профиле от скорости субдукшш, умноженной на возраст
субдуцирующей плиты, по П. Молнару и др. (1979), с дополнениями И. <.,уги 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 глубо-
ководного желоба; «время ассимиляции» — время от начала субдукции до момента, когда литосфера теряет способность
генерировать сейсмические очаги. Данные по всем современным зонам субдукшщ

океана), так как палеоценовая литосфера субдуцирует в этом на-
правлении под миоценовую литосферу бассейна Фиджи.

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 законо-
мерно 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, на-
конец, на самых больших глубинах (на подходе к нижней
мантии) возможно резкое выполаживание. Другой крайний слу-
чай представлен на центральном отрезке окраинно-материковон
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 пробе-
лами при низкой сейсмической активности.

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

Профиль зоны Беньофа трассирует положение субдуцирующей
плиты, которое регулируется многими факторами. Общий усред-
ненный 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 «абсо-
лютной» скорости надвигания висячее крыло перекрывает океан-
скую литосферу и образуется горизонтальный отрезок зоны Бень-
офа, ограниченный флексурными перегибами, как это видно, в
частности, под Центральными Андами. Формирование широкой
аккреционной призмы, такой, как на активной окраине Аляски,
также ведет к выполаживаншо оказавшейся под ней близпо-
верхностной части зоны Беньофа.

Вероятной причиной неравномерного нарастания крутизны
уходящей в мантию сейсмофокальной зоны и соответствующих из-
гибов ее профиля считают уплотнение субдуцирующей литосферы
вследствие фазовых переходов. В частности, полагают, что на
глубинах 40—60км дегидратация минералов и пребразование
габбро в эклогиты приводит к уплотнению приблизительно на
207о, а это создает дополнительные, направленные вниз напряже-
ния. Дальнейшее уплотнение связывают с фазовым переходом
оливин — шпинель на глубинах 300—3i50 км. Наконец, там, где
наблюдается резкое выполаживание зоны Беньофа на подходе к
нижней мантии, сейсмические очаги тоже, по-видимому, трасси-
руют соответствующий изгиб литосферы, (которая в этих случаях

200-
300-
-400
500-

500-1

|.

KM '00 >^L

SOO 600 <+00
i i___i___I -i——

200км
'

b=J-

НИЖНЯЯ МАНТИЯ

i

30-1

0-f-

L

О 12

V, CM/ГОД

. , Рис. 6.9. Профили зон Беньофа:

Л-Алеутская (восточная часть); П - Андская в Центральном Перу Ч -

Лндская в Северном Чили; Я — Японская (центральная часть)- К - Ктоило-

ьГ'н^ (^ce?,^eP^fiaV^{aCTb); Т}-^Т°^нга; И-Идзу-Бонинская (центральная
ь), НГ — Новогебридская. По Дж. Дьюи (1980), с дополнениями Числа

гп ° ,^{буквенн}-^ыми_п обозначениями - возраст субдуцирующей океанской ли-
сферы у желооа. Внизу-график зависимости среднего наклона зон Беньофа
на глуб.шах 0—400 км (6) от скорости конвергенции литосферных плит (V)

по Т. Иококуре (1991)

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 сейсмичес-
ких очагах.Решение фокального механизма очагов по периым
вступлениям сейсмических волн дает ориентировку главных
осей напряжения, что в свою очередь позволяет определить на-

правление растяжения (сжатия) или сдвиговых усилий в облас-
ти очага. Установлено, что в зонах Беньофа эти динамические па-
раметры закономерно меняются с глубиной. Вместе с тем меняет-
ся размещение очагов относительно границ субдуцируюшей лито-
сферы (рис. 6.10). Близ поверхности — под глубоководным жело-
бом, а нередко и на его океакском обрамлении — очаги разме-
щаются внутри литосферы, главным образом в ее верхней части.
Преобладают растяжения, ориентированные полого, вкрест прос-
тирания желоба и обусловленные, как полагают, образованием
сбросов при упругом изгибе литосферы перед ее погружением в
зону субдукции. С такой трактовкой сбросов согласуется, их прос-
тирание, продольное по отношению к желобу и изменяющееся при
его поворот гх. Нередко эти сбросы непосредственно устанавлива-
ются сейсмическим профилированием и даже выходят на поверх-
ность дна.

Максимальная сейсмическая активность сосредоточена hp сле-
дующем отрезке зон Беньофа, где она порождается конвергентным

Хонсю

Рис. 6.10. Размещение сейсмических очагов (показаны точками) и их фокальные
механизмы в субдуцирующей литосфере и над пен на примере Японской .ноны

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 литосфсрноп плиты (V_m) и угла ее наклона
(0) взяты средние значения В — «вулканический фронт», — А — «асейсмичный
фронт»; 1 — расчетные области растяжения; 2 — расчетные области сжатия

взаимодействием двух литосферных плит. Очаги размещаются
преимущественно ни 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 ли-
тосферной плиты: до ' 60—70 км во внутриокеанских зонах, до
100км и более при субдукции под континентальную литосферу.
Е 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 поч-
ти асейсмичное скольжение, крип; в зоне Беньофа это выражает-
ся 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 экспе-
рименты, 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 сейс-
мофокальных зон бывают и другие очаги, которые размещаются
внутри субдуцирующей литосферы (в ее верхней части) и обус-
ловлены сжатием в направлении субдукцин.

Глубже, где субдуцирующая плита выходит из соприкоснове-
ния 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 свой-
ствами. 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 просле-
живается как бы двойная сейсмофокальная зона: очаги тяготеют
к двум плоскостям, параллельным кровле литосферы и отстоящим
приблизительно на 25—40км одна от другой (см. рис. 6.10). К
верхней плоскости (к верхам литосферы) приурочены очаги сжа-
тия, к нижней плоскости (к средней части литосферы) — очаги
растяжения. На глубинах 300—350км нередко наблюдается ос-
лабление сейсмической активности, а еще глубже сейсмофокаль-
ные 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. Айзеке и П.Молнар. Пред-
ложенная ими и получившая широкую известность модель приз-
нает литосферу эффективным проводником напряжений. При гра-

витационном погружении плиты в астеносферу возникают растя-
гивающие напряжения. Глубже, при взаимодействии с подастено-
сферной мантией, ее сопротивление создает сжимающие напряже-
ния, способные распространяться вверх по литосфернон плите, где
они начинают накладываться на растяжения, нейтрализуя их.
Появляется упоминавшийся выше асейсмичный интервал.

С середины 80-х годов разрабатывается и другая модель, учи-
тывающая 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. Приводи-
мые 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 двой-
ной зоны Беньофа на отрезке, где доминируют напряжения терми-
ческого расширения пород. Далее, на глубинах 300—350км, 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 сжа-
тия в направлении субдукции.

Сейсмичность над зонами Беньофа определяется главным об-
разом мощностью литосферы в висячем крыле, а также распреде-
лением и интенсивностью проходящего сквозь нее теплового по-
тока, снижающего упругие свойства пород. Главный источник ди-
намических воздействий, создающих в этой литосфере сейсмоген-
ные напряжения, — субдукция, а следовательно, важны парамет-
ры субдукции и сила сцепления литосфсрных плит на конвергент-
ной границе.

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

по

В таких близповерхностных сейсмофокальных системах над
зонами Беньофа преобладает субгоризонтальное сжатие в направ-
лении, перпендикулярном желобу. .В очагах, расположенных
близ желоба, а также в тылу вулканической дуги может наблю-
даться растяжение в том же направлении: это зависит от тектони-
ческого режима соответствующей зоны субдукции. Кроме того, в
случае косоориентированной (относительно конвергентной грани-
цы) 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 косоориентирован-
ной субдукцией наблюдаются правосдвиговые сейсмогенные сме-
щения.

На активных континентальных окраинах андского типа нали-
чие мощной континентальной литосферы над зоной Беньофа спо-
собствует распространению сейсмических очагов в ее висячем
крыле на большую глубину, но все же они размещаются главным
образом в пределах верхних 100км. Как и в островодужных сис-
темах, преобладают очаги субгоризонтального сжатия или растя-
жения вкрест простирания зоны, наблюдаются те же варианты
размещения этих очагов, зависящие от режима субдукции. Но в
отличие от островных дуг в тылу окраинно-континентальных гор-
ных 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-субдук-
ции, в понимании А. Балли. На примере современных Централь-
ных Анд видно, что такая зона сжатия может соседствовать с
сейсмогенной зоной растяжения на той же активной окраине бли-
же к глубоководному желобу.

6.1.5. Геологическое выражение зон субдукции

Изучение современных зон субдукции позволяет судить о вы-
ражении этого процесса в седиментации, тектонических деформа-
циях, магматизме, метаморфизме. Это в свою очередь дает ключ
для актуалистической реконструкции древних зон субдукции.

Субдукция и седиментация. Тектонический рельеф, создавае-
мый субдукцией, предопределяет закономерное размещение седи-
ментационных бассейнов с характерными формациями. Особого
внимания заслуживает специфика накопления осадков в глубоко-
водном желобе, где проходит конвергентная граница литосферных
,плит и начинается субдукция.

Латеральные ряды седиментационных бассейнов варьируют в
'зависимости от тектонического типа зоны субдукции. В_окраинно-
.матернковой обстановке андского типа, начиная от океана, сле-
дуют глубоководный желоб, фронтальный и тыловой бассейны.
Для желоба характерны флишоидные отложения, терригенные и

туфогенные турбидиты. Слагающий их материал поступает с кон-
-тиТГентал"ь"ного склона и нередко содержит продукты размыва гра-
нитно-метаморфического фундамента. Характерен продольный
перенос вдоль желоба на большие расстояния. Фронтальный и
тыловой бассейны (прогибы) служат местом .нак"одл.£ШШ конти-
центальных .и мслководно'-~Уюрских толщ мола^ссоэого облика
мощностью до нескольких километров. При этом фронтальный
'бассейн, размещаясь между береговым (невулканичёским) и глав-
ным (вулканическим) хребтами, заполняется асимметрично: с од-
.яой стороны обломочным материалом, с другой — как обломоч-
ным, так и вулканогенным. В тыловой. бассейн₁_который по своему
положению ^является предгорным, .передовым прогибом, также
поступают продукты разрушения главного хребта и его вулкани-
ческий материал. Туда же идет снос с внутриконтинентальных
поднятий кратона.

В обстановке островных дуг латеральный ряд бассейнов и их
заполнение видоизменяются. Флишоидные отложения глубоко-
водного желоба содержат здесь меньше терригенного материала.
Перед энсиматическими дугами появляются продукты разруше-
ния габброэдов, ультрабазитов и других пород океанской лито-
сферы, если они выступают на островодужном склоне желоба.
В качестве фронтального в островных дугах формируется предду-
говой бассейн^который заполняется морскими, в том числе фли-
шоидными, туфогенно-осадочными отложениями большой мощ-
ности^. В качестве тылового развивается глубокий задуговой или
междуговой бассейн, где на утоненном континентальном основа-
нии или на новообразованной океанской коре накапливаются
мощные морские отложения, в том числе флишоидные. Таким об-
разом, молассоидные мелоководно-морские и континентальные
формации окраинно-материковых систем сменяются в острово-
дужных системах более глубоководными, преимущественно фли-
шоидными. И для одних и для других характерно наличие вулка-
ногенного материала, состав которого зависит от тектонического
типа зоны субдукции, что будет рассмотрено ниже — в разделе о
магматизме.

Уникальна тектоническая обстановка накопления осадков в
глубоководном желобе. Независимо от длительности существова-
ния зоны субдукции в нем находятся лишь очень молодые, плей-
стоценовые и голоценовые отложения, мощность которых обычно
не превышает нескольких сотен метров. В этом отношении они
контрастируют с осадочным заполнением соседних прогибов кон-
тинентальной окраины или островной дуги, где и возрастной диа-
пазон, и мощности гораздо больше. Залегая почти горизонтально,
осадки глубоководного желоба прислоняются к его океанскому
борту, а на континентальной (или островодужной) его стороне
соотношения зависят от тектонического режима субдукции. В од-
них случаях, как, например, в Центральноамериканском желобе
у берегов Гватемалы, они пододвигаются под висячее крыло и
вовлекаются в субдукцию, почти не испытывая деформаций. В

ругих случаях, напротив, близ конвергентной границы осадки
' чубоководного желоба приобретают все более сложную структу-
ру (в конечном результате — складчатую изоклинально-чешуйча-
то), причленяясь к так называемому аккреционному клину (см.
рис. 6.23). Таковы соотношения на северном отрезке того же Цент-
ральноамериканского желоба у берегов Мексики.

Таким образом, специфика накопления осадков в глубоковод-
ном желобе в любом случае состоит в том, что находящийся в
движении, субдуцируюший под континентальную окраину (или
островную дугу) коровый субстрат, подобно ленте транспортера,
удаляет поступающий в желоб осадочный материал, освобождая
место для вес более молодых осадков. Эти соотношения весьма
выразительны в Японском желобе у берегов Хонсю, где они кар-
i провались с погружаемых аппаратов при исследованиях по про-
i рамме «Кайко». В частности, там подводно-оползневые массы,
поступающие с островодужного склона, вовлекаются в субдукцию
и не образуют на дне желоба сколько-нибудь значительных скоп-
лений.

Если в обычных бассейнах седиментации мощность осадков в
значительной степени зависит от опусканий дна, то в глубоковод-
ных желобах на первое место выступают физико-географические
факторы, контролирующие поступление терригенного материала.
И этом отношении показателен Чилийско-Перуанский желоб,
практически лишенный осадков на отрезке, прилегающем к пус-
тыне Атакама, и постепенно обретающий обычное заполнение к
северу и югу, где климат становится гумидным, а снабжение
обломочным материалом с континента нормализуется (см.
рис¹. 11.6). Другой яркий пример — желоб Пуэрто-Рико, крайняя
южная часть которого перекрыта мощными осадками, поскольку
• i'UUi направляются обильные выносы дельты Ориноко. В северном
iправлении, по мере удаления от этого мощного источника, мощ-
"•ть осадков в желобе убывает.

При обильном поступлении терригенного материала и не самых
пысоких скоростях субдукции глубоководный желоб заполняется
осадками настолько, что теряет батиметрическое выражение и
вырисовывается только на геофизических профилях. Таков желоб
П ипингтон—Орегон (рядом с Каскадными горами и Ванкувером),
<• скорость субдукции около 4,5 см/год. Погребены осадками
шамский желоб (и его продолжение у берегов Колумбии), ea-
rn южный сегмент Чилийско-Перуанского желоба (к югу от
'• чсния с Чилийским спрединговым хребтом), желоб Хикуран-
|. Северный Новой Зеландии. Конусы выноса иногда пересе-
|.'1кой погребенный желоб и выходят в океан.
¹ Г>дукция и тектонические деформации.Взаимодействие ли-
чных плит при субдукции сопровождается тектоническими
мациями, которые особенно выразительны вблизи конвер-
m"i границы, но проявляются и по обе стороны от нее, особен-
нгятем крыле. Многие из этих деформаций сейсмоге'нны
•пне).

На субдуцирующей океанской плите чаще всего наблюдаются
ступенчатые сбросы и грабены, выражающие растяжение вер-
хов литосферы в связи с ее упругим изгибом перед началом суб-
дукции (рис. 6.11). Они размещаются на океанском борту желоба
и реже на обрамляющем его краевом валу. При образовании
сбросов может происходить и обновление уже существовавших
продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям)
разрывов, изначально заложенных в структуру океанской коры
при сбросовых смещениях в осевой рифтовой зоне срединно-оке-
анского хребта. Такое обновление заметно на участках, где суб-
дуцирует сравнительно молодая океанская литосфера, прикрытая
маломощным осадочным чехлом. Так, при погружении в Цент-
ральноамериканский желоб у берегов Гватемалы на плите Кокос,
имеющей здесь эоценовый возраст, образуются многочисленные
грабены СЗ—ЮВ простирания, ориентированные вдоль линейных
магнитных аномалий, но под острым углом к оси желоба. Есть
здесь и грабены ромбовидных очертаний, ограниченные двумя
системами сбросов: как обновленными разрывами океанской ко-
ры, так и новообразованными сбросами, параллельными желобу
(рис. 6.12). Подобным образом у беретов Перу на океанском борту

Э0° ЭД 10

Рис. 6.П. На верхнем профиле — структуры растяжения (сбросы и грабены)
на океанском борту Чилийско-Перуанского желоба у северных берегов Чили,
23°!5'ю. ш. (по У. Швеллеру и Л. Кульму, 1978). На нижнем сводном профиле
— структуры сжатия (надвиги) в океанской литосфере вблизи того же желоба
(и под ним?) у берегов Перу, 8—12^е ю. ш. (по Д. Хуссонгу и др., 1976)

Н2 30'

ютгзо

юо°зо'

И7°00'

Ы6°30'

Рис. 6.12. Центральноамериканский глубоководный желоб:
обновление продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям),
.припев океанской коры эоценового возраста при изгибе, растяжении и об-
.минимии грабенов на краю желоба у берегов Гватемалы. По Ж. Обуэну
А|>. (1981). // — просвечивание линейных магнитных аномалий субдуцирующей
i пинской коры миоценового возраста из-под аккреционного комплекса на
'Н инициальном борту желоба у берегов Мексики. По Д. Каригу и др., (1978),
главный сместитель зоны субдукции; 2 — сбросы; 3 — осадки глубоковод-
жолоба; 4 — рельеф континентального склона в горизонталях (м); •> —
ihijc магнитные аномалии океанской коры; 6 — простирание этих аномалий
члгнитные аномалии континентальной коры; 8 — аккреционный комплекс
г|о внутренняя граница; 10 — континентальная кора в акватории; 11 —

то же на суше

глубоководного желоба активизируется разрывная структура
плиты Наска.

В ходе субдукции грабены, образовавшиеся на океанском бор-
ту желоба, перемещаются в его осевую часть, где заполняются
турбидитами. Некоторые грабены затем уходят в зону субдукции,
скользя под ее главным сместителем вместе с находящимися в них
осадками.

Гораздо более крупные разрывные смещения — взбросы, пе-
реходящие в надвиги, — обнаружены сейсмическими методами в
океане на удалении в первые сотни километров от оси желоба.
Они направлены от конвергентной границы и, по-видимому, фор-
мируются у тех ее отрезков, где высоки силы сцепления и в суб-
дуцирующей плите создаются большие сжимающие напряжения.
Происходят скол и сдваивание стратифицированных верхов лито-
сферы по надвигу (см. рис. 6.11).

Под плоским днищем осевой части глубоководного желоба
свежие осадки, главным образом турбидиты, обычно сохраняют
ненарушенное, почти горизонтальное залегание, несмотря на бли-
зость активной конвергентной границы. Это объясняют неспособ-
ностью пластичных отложении передавать по латерали сжимаю-
щие напряжения со стороны висячего крыла зоны субдукции.
Между тем рядом, непосредственно в основании континентального
(или островодужного) склона, под «бульдозерным» воздействием
этого висячего крыла осадки желоба сминаются в сжатые опро-
кинутые складки вплоть до появления разрывов, формирования
изоклинально-чешуйчатой структуры и тектонических меланжей.
В других желобах, где аккреции нет и, как мы уже отмечали,
происходит пододвигание недеформированных осадков под вися-
чее крыло, отсутствует и сам источник сжимающих напряжений.

Если субдукция не сопровождается образованием аккрецион-
ного клина с его сложной деформационной структурой, то вблизи
главного сместителя в висячем крыле появляются многочисленные
разрывы со взбросовым или сбросовым смещением.

Сложное поле напряжений в обширной области над зоной суб-
дукции реализуется главным образом относительно простыми из-
гибами земной коры и осложняющими их крутыми разрывами. В
островных дугах наряду с продольными взбросами и сбросами
развиваются многочисленные поперечные разрывы, в том числе
сдвиги, выражающие дробную сегментацию висячего крыла зоны
субдукции. На активных окраинах андского типа рядом со струк-
турами растяжения (в Андах это грабены по обе стороны берего-
вых хребтов и в своде горного сооружения на Альтиплано) не-
редко формируются структуры сжатия, приуроченные к зоне
взбросов, надвигов и изоклинальной складчатости, протянувшейся
в тылу горного сооружения. Перемещения направлены в глубь
континента — в пределы передового прогиба, молассовое запол-
нение которого тоже вовлекается в складчатость. Такие системы
интенсивных и сложных деформаций маркируют выход зоны
А-субдукции, сопряженной на глубине с главной зоной субдукции.

Субдукция и магматизм. Магматизм — одно из наиболее яр-

MIX проявлений глубинных процессов в зонах субдукцпи. По мере

I.(учения современного вулканизма островных дуг и активных

онтмнентальных окраин выясняются все новые закономерности

П) зависимости от строения и развития той или иной зоны суб-

цукции. Именно поэтому магматические комплексы древних зон

уодукции наиболее информативны при палеотектонических ре-

оигтрукциях. Вместе с тем на многих отрезках активных зон суб-

укции в настоящее время нет вулканизма. Выявление тектони-

(Ч'ких причин прекращения вулканизма на этих отрезках позво-

ягт интерпретировать для палеореконструкций и такую авулка-

ичссхую субдукцию.

Еще в 50-х годах Г. Штиллс связал вулканизм «андезитового
ольца» Тихого океана с плавлением океанской коры при ее подо-
нпгачии в мантию. С появлением представлений о литосферной
убдукции Э. Оксбург, Д. Таркот, У. Гамильтон интерпретировали
агматизм островных дуг и активных континентальных окраин как
'Дно из ее проявлений. По сравнению с магматическими комплек-
амн зэн рифюгенеза субдукционные намного разнообразнее,
собенности их строения и состава зависят от сочетания гораздо
о/,ынего числа условий, что усложняет выявление закономерных
ня.чей магматизма и геодинамики зон субдукции.

Размещение вулканических поясов относительно зон субдук-
ии. Пространственная взаимосвязь мощных поясов современного
улканизма с глубоководными желобами, зонами Беньофа и дру-
iiMii проявлениями субдукции вполне отчетлива, так что традици-
нноо представление об «огненном», или «андезитовом», кольце
|1 пхого океана обрело новый смысл.

lime К. Вадати, впервые обнаружив сейсмофокальную зону,
пратил внимание на то, что цепи активных вулканов Японии раз-
|Мсщ;истся над ее среднеглубинной частью. В дальнейшем стало
'Ю, что это закономерность, которая прослеживается во всех
пах субдукции. Глубина залегания наклонной сейсмофокальной
niii.i под вулканами варьирует от 80 до 350км, но максимум маг-
птичсской активности наблюдается над интервалом 100—200км.
соответствии с этим выдерживается и размещение вулканичес-
ки поясов по отношению к смежным глубоководным желобам,
пирующим выход зоны Беньофа на поверхность: удаленность
:анов от желоба находится в обратной зависимости от наклона
i зоны. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу прояв-
п'я вулканизм, такая закономерность выдерживается глобаль-
Линию. ограничивающую вулканический пояс со стороны же-,
i'. "А. Сугимура назвал вулканическим фронтом (см. рис. 6.10J.
расстояние от края глубоководного желооа (arc—trench gap,
V. Дикинсону) варьирует от 50 до 300км, чаще всего это
2Г>() км. С противоположной стороны граница вулканических
• он не- столь резкая, она удалена от желоба на расстояние до
¹ км, а местами, как, например, в Центральных Андах, — до
им и более. Ширина субдукционных вулканических поясов от

ж

первых десятков ки-
лометров до 175—
200 км, местами даже
несколько больше.

Глубинные корни
вулканических поясов
над зонами субдукции,

Судя по столь отчет-
ливой пространствен-
ной корреляции, вул-
канизм островных дуг
и континентальных ок-
раин инициируется а
уходящих на глубину
зонах субдукции. О
том же свидетельству-
ют и разнообразные
геофизические данные.
Как показали В. Ха-
нуш и И. Ванек, под
активными сегментами
вулканических поясов
наблюдается асейсми-
чный пробел в зонах
Беньофа (рис. 6.13), в
то время как под вул-
канически пассивными
сегментами такого
пробела нет. Посколь-
ку на соответствующих
глубинах субдуцирую-
щая плита движется
среди асте!носферного
вещества, сейсмичес-
кие очаги находятся
внутри нее. Поэтому
асейсмичный пробел
под вулканами скорее
всего означает сниже'
ние упругих свойств
погружающейся лито-
сферы вследствие ра-
зогрева или даже час-
тичного плавления.

Таким образом, асейсмичный пробел маркирует магмогенери-
рующий отрезок зоны субдукции. Его понимают как область, где
процессы магмогенеза только начинаются, чтобы продолжиться
над субдуцирующей плитой, вплоть до близповерхностных маг-
матических камер в фундаменте вулканов. Глубинность магмоге-
П8

Рис. 6.13. Асейсмичные пробелы и зоне Бсиьофа
под современными нулкапа.ми Дпдсхон активной

окраины.

/—V/ — профили на отрезке 21—24° ю. ш., по
В. Ханушу и И. Ванеку (1978). Стрелкой обозна-
чен глубоководный желоб, вертикальным штрихом
— проекция активных вулканов на асейсмичный
пробел. Внизу — схема магмообразования под
Курильской островной дугой, по Г. П. Авдейко

(1993), упрощена.

/ — континентальная литосфера; 2 — субдуцн-
рующая океанская литосфера; 3 — отделение
флюидов; 4 — частичное плавление и подъем
магмы в астеносфере мантийного клина; 5 — под-
водящие каналы и промежуточные магматические
очаги в литосфере; 6 —, изотермы, град

нитрующего отрезка, судя по данным сейсмологии, варьирует не

мин,ко от одной зоны субдукции к другой, но и по простиранию

.юны, от сегмента к сегменту. От нее зависит состав вулканичес-

|(oio материала, поступающего на поверхность. По мере развития

омы субдукции магмогенерирующий отрезок, зародившись на

|viyonHe нескольких десятков километров, постепенно мигрирует

1i> падению зоны до глубин в первые сотни километров. Там в

(лльнейшем возможны его смещения вверх и вниз.

В Центральных Андах, где на океанскую плиту по пологой
поверхности надвигается мощная континентальная литосфера,
ч.п'могенез и вулканизм, согласно И. Саксу, развиваются только
при наличии апофизы астеносферного вещества между контакти-
рующими плитами. На соседних сегментах, где нет такой апофизы,
hit и вулканизма.

Структурная связь магмогенерирующего отрезка зоны субдук-
с наблюдаемыми на поверхности вулканическими постройками
цюгда трассируется сейсмическими явлениями, которые предше-
ствуют очередной вспышке вулканизма. Непосредственно над
(Юной Беньофа появляются слабые сейсмические очаги, которые
|атем в течение нескольких месяцев образуются все выше и при-
(лижаются к вулканической постройке перед началом изверже-
|нн. Такую последовательность установили К. Бло и Р. Приам для
Новогебридской и Зондской зон субдукции, сходные наблюдения
|<:ть и для некоторых других зон. Природа этих сейсмических яв-
1гинй неясна, их, по-видимому, нельзя рассматривать как след
фодвижения уже сформировавшегося магматического расплава,
цк-кольку по геофизическим данным скопления магмы находятся
наше. Более вероятно, что такие землетрясения намечают ослаб-
It'iiiii.ie зоны, контролирующие подъем флюидов или наиболее
Глубинных продуктов парциального плавления, а вместе с ними и
Ifprimc тепловой энергии для магмообразования на более высоких
фоннях. Активизация такой зоны, получившая импульс на глубн-
Цг. продвигается вверх, где способствует разгрузке магматических
|;и'ов и выражается вулканическими извержениями.
Появляется все больше наблюдений о тектономагматических
ншях в этой области, соединяющей глубинную зону субдукции
/лканами на поверхности. Значительные объемы в ее нижней
II отличаются от окружающих пород пониженными скоростя-
п сильным затуханием упругих волн. Метод обменных волн
Пчтеризует их как область «отсутствия обменов», т. е. повышен-
ji"n однородности среды. В частности, под вулканами о. Кунашир
[(Курильская гряда) Т. К. Злобин проследил такие области начи-
.|ц от глубин 120—100км. Сейсмология фиксирует те же объемы
как «области сейсмического молчания», окруженные «сейс-
111ИПОЙ рубашкой» слабых вулканических землетрясений.
Федотов и А. И. Фарберов описали подобную область (до
1М н поперечнике) под Авачинской группой вулканов на Кам-
<|^%, Указанные отклонения физических характеристик согласу-
>н н i- представлением петрологов о том, что в породах мантийно-