 |
Главная Случайная страница Контакты | Мы поможем в написании вашей работы! | |
Тектонические режимы субдукции
|
|
Анды
С. 6.17. Выполаживание зоны Беньофа и прекращение вулканизма при
'дукции утолщенных и относительно низкоплотностных (более «плавучих»)
участков океанской литосферы:
сводный профиль зоны Беньофа под лишенным современного вулканизма
Ментом Анд (3—15° ю. ш.), где субдуцировало продолжение хр. Наска (по
Баразангн и Б. Айзексу, 1979); // (А, В, С) — палеореконструкции последо-
Чльного расширения и отмирания вулканического пояса на другом лишенном
^сменного вулканизма сегменте Анд (28—33° ю. ш.), где с начала неогена
•дуцировало продолжение хр. Хуан-Фернандес и наблюдается аномально
•Огая зона Беньофа (по С. Кэю и др., 1987); /// — изменения углов наклона
|Ы субдукции ^под вулканическим поясом Северо-Американской активной
мины (30—38° с. ш.), реконструкции С. Кейта (1978). Выполажнванпе зоны
субдукции привело к перерыву вулканизма в эоцене,
; 129
Пологая субдукция утолщенной океанской литосферы, повы-
шая сцепление плит, способствует накоплению сжимающих напря-
жений и формированию структур сжатия, которые локализуются
в тылу континентальной окраины. Это складчатость, взбросы и
надвиги, в Андах они все еще продолжают развиваться, что видно
по размещению сейсмических очагов и решению их фокального
механизма. Тектоническую взаимосвязь между местом и време-
нем проявления таких деформаций «ларамийского стиля» (по Ла-
рамийским горам в Кордильерах) и прекращением субдукцион-
ного вулканизма рассмотрел У. Дикинсон.
Размеры авулканических отрезков андской окраины (2—15 и
28—33° ю. ш.) и последовательность отмирания вулканизма на
этих отрезках Т. Кросс и Р. Пильгер объяснили с учетом диаго-
нальной ориентировки субдуцирующих хребтов Наска и Хуан-
Фернандес относительно конвергентной границы, а также направ-
ления субдукции (рис. 6.18).
Рис. 6.18. Пробелы в цепи современных вулканов Андской активной окраины,
сопряженные с выполаживанием зоны Беньофа (карта слева). На карте справа —
реконструкции, объясняющие прекращение вулканизма субдукцией хребтов
Наска и Хуан-Фернандес (для 4,2, 9 и 19,5 млн лет, на карте указаны номера
соответствующих магнитных аномалий). По Т. Кроссу и Р. Пнльгеру (1982).
1 — Чилийско-Перуанский желоб; 2 — глубины зоны Беньофа, км; 3 —
современные вулканы; 4 — наиболее высокие участки хребтов Наска и Хуан-
Фернандес; 5 — субдуцнровавшая часть хр. Наска; 6 — направление субдукцин
Для южного из этих двух авулканических отрезков Лпдской ак-
• миной окраины С. Кэй восстановил постепенное выполаживанке
ним субдукции с миоценового времени, когда началось погруже-
ние хр. Хуан-Фернандес. Это выразилось расширением, а затем и
(шспадом вулканического пояса, а также соответствующим измс-
нг-пнсм состава вулканитов (см. II на рис. 6.17). О другом при-
•|>г дает представление график С. Кейта, где изображена кривая
(мепений угла наклона зоны субдукции под одним из отрезков
riicpo-Американской активной окраины (см. /// на рис. 6.17).
':1кое выполаживание субдукции в эоцене привело там к прекра-
спию вулканизма,, который впоследствии начал возобновляться
> мере восстановления более крутого наклона зоны субдукции.
1 н этом случае выполаживание палеозоны Беньофа, перерыв и
лканизме и сопутствующие ему деформации сжатия в тылу ак-
И111ОЙ окраины считают свидетельством субдукции хребта, су-
гствовавшего на океанской плите Фаральон. Полагают также,
ю этот хребет был ориентирован под углом к континентальной
,|>аине, поскольку установлено, что авулканический пробел сме-
.ик-я вдоль нее на юг.
Локальным перерывом в вулканизме отмечена и субдукция
'диодных хребтов Теуантепек и Кокос (Центральноамерикан-
•.in зона субдукции), а также Луисвиль (зона Тонга Керма-
>0-
Прекращение вулканизма наблюдается, кроме того, на неко-
• |ч.|\ современных тройных сочленениях литосферных плит типа
фгоет — желоб — желоб», где к зоне субдукции подходит и
прощается спрединг'овый хребет. Это происходило, в частности,
• мерс надвигания Северо-Американской плиты на Восточно-Ти-
нжеанскую ось спрединга начиная с конца палеогена (см.
• и-. С>.22). Завершается отмирание субдукционного вулканизма и
Антарктических Андах, где был поглощен спрединговый хребет
i\k. В обоих случаях отмирание вулканизма выражает прекра-
i пиг субдукции.
Однако при столкновении со спрединговым хребтом возмож-
.1 кинематические соотношения, при которых и субдукция, и вул-
нпмм позже возобновляются. Последовательные стадии такого
•шмодействия, согласно С. Канде и Р. Лесли (1986), наблюда-
|' i вдоль Андской активной окраины начиная от места ее со-
пня с Чилийским спрединговым хребтом и далее на юг. На
•'i' 47—48° ю. ш., где два разделенных разломами сегмента
•.i субдуцировали соответственно 3 и 6 млн лет назад, ось
шита оказалась сейчас под окраинно-материковым вулкани-
< м поясом и там прекратились как нормальное субдукционное
и (действие, так и вулканизм. На следующем отрезке (48—
т.), где очередной сегмент Чилийского хребта был погло-
щс 10—14 млн лет назад и под вулканическим поясом на-
>| уже западное крыло спредингового хребта, цепь актив-
улкшюв появляется вновь. Полагают, что там возобновилась
МП1Я, поскольку скорость сближения с хребтом превышает
скорость спредингового отодвигания его западного крыла. При
.этом скорость конвергенции у желоба (2 см/год), полученная как
разность двух этих величин, там гораздо меньше, чем к северу от
тройного сочленения (9,7 см/год). Согласно изложенной схем.е в
будущем, после поглощения очередного отрезка Чилийского хреб-
та, находящегося севернее трансформного разлома Тайтао, авул-
канический пробел сместится к нему, а на отрезке 47—48° ю. ш.
тоже возобновится субдукционный вулканизм.
То обстоятельство, что субдукция может и не сопровождаться
вулканизмом, создает дополнительные трудности при палеорекон-
струкниях. Вместе с тем при достаточном количестве данных авул-
канический эпизод и развитии древней зоны субдукции может,
как мы видим, получить актуалистическую интерпретацию.
Субдукция и метаморфизм. Термические и барические эффек-
-субдукцин. так же как и обусловленное ею формирование и
ты
на — *-,'"•"!.' "".-•••• •-....--.. — -._.. — - - --- - --- ----- ————— - ________ _ _
перемещение флюидов., м_аш и гидротерм, определяют вероятные
масштабы метаморфических процессов в зонах субдукции и над
hhmjl. Однако в отличие от вулканизма эти п{?О1^е(хы~1Тёдоступны
прямому наблюдению. Тем не менее именно в современных актив-
ных зонах субдукции состав и размещение соответствующих мета-
морфитов, образовавшихся ранее и уже вскрытых эрозией, полу-
чают наиболее надежную геодинамическую интерпретацию. Сог-
ласно А. Миясиро, субдукция порождает парные метаморфичес-
кц£~ЛОяса_: зона метаморфизма дысоких давлений — низких тем-
дератур находится вблизи глу_б_оковддногд_желд5а. зона метамор-
физма лизких и умеренных давлений — высоких температур фор-
мируется н^^'далени^и~"оТ^едЛ5алюд вулканическим пдяЁЬ'м. Для
~
^.
первой характерна минеральная ассоциация~птаукофана (фация
«голубых сланцев»), примечательная тем, что необходимого для
нее сочетания PJT ус лежи и нет^в нормальном вертикальном J333-
резе литосферы, где соответствующее давление появляется толь-
ко на глубинах с более высокими температурами (даже при мини-
мальных градиентах). Полагают, что в зонах субдукции нужное
сочетание параметров, ^достигается вбли^и^смасзжгеля за счет
рпускания геоизотерм при поглощении __холоднод^_дшдс_^шж. а
также благодаря высоким текто_ническим_ напряжениям на кон-
вергентной щанипе. По предположению А. Миясиро, важную роль
в этом процессе играет скорость субдукции, вариации которой
контролировали неравномерность проявления глаукофанового ме-
таморфизма во времени. Глаукофановые сланцы вместе с зелены-
ми сланцами и филлитами образуются по базальтоидам и мор-
ским осадкам, вовлеченным в субдукцию.
Вторая зона, для которой характерны метаморфизм амфибо-
литовой фации, образование гнейсов и палингенез, обусловлена
подъемом флюилов и магм над субдуцирующей плитой, а вместе
с ними и_прдъсмом геоизотерм. Примером служит юрско-меловой
парный метаморфический пояс о. Хонсю, состоящий из зоны Ре-
ке высокобарических метаморфитов и зоны Симанто высокотер-
ыальных метаморфитов. В некоторых поясах между двумя зонами
прослеживается полоса неметаморфизованных пород. Ширина
парного пояса, в том числе расстояние между двумя образующи-
ми ого зонами метаморфизма, находится в обратной зависимости
1_0т угла наклона субдуцирующей литосферы.
"' Латеральные структурные ряды. По мере пополнения знаний
' глубинном строении и режиме зон субдукции становились по-
1ЧП1ЫМИ наблюдаемые на поверхности латеральные структурные
•иди, черты их сходства и разнообразия (см. рис. 6.4). В окраин-
|ч материковых зонах субдукции андского типа в латеральном
>-niy следуют: краевой вал — глубоководный желоб — береговой^
m-tlt'T (иногда подводное поднятие или терраса) — фронтальный
чксейн (в наземных условиях — «продольная долина») — глав-
i4it хребет (чаще всего вулканический) — тыловой бассейн (пред-
иыи прогиб)". В перекрытых морем окрайнно-материковых зо-
зондского типа и в островодужных системах (как энсиаличес-
1нх, так и энсиматических) сохраняется та же последователь-
Тп<-;г„ структурных элементов. Одако за исключением краевого ва-
п глубоководного желоба все они заметно отличаются от анд-
ix и обозначаются другими названиями. Начиная от глубоко-
1ИОГО желоба следуют: невулканическая (внешняя) островная
• ч — преддуговой бассейн (прогиб) — вулканическая (внутрен-
•1} островная дуга — задуговой бассейн (краевое, окраинное мо-
i Последний может подстилаться как утоненной континенталь-
н корой (Яванское море), так и океанской корой — относитель-
•Iровней (Берингово море) или новообразованной (бассейн Лау,
1:п,1 липы Японского моря). В отличие от андских тыловых проги-
>ц (адуговым бассейнам свойственны обстановки растяжения —
< равнительно слабых до проявлений спрединга. Внешние ост-
.ц,1о дуги (а в системах андского типа соответствующие им
>• ы ы или террасы) бывают образованы аккреционной призмой
• Ч'бадос в системе Малых Антил, внешняя дуга Зондской си-
i ч и), а там, где нет такой призмы, представляют собой выступ
', пчамента на краю висячего крыла зоны субдукции. В одних слу-
II- это континентальный цоколь (в береговых хребтах на юге
' р\ ив Чили), в других — океанская кора (в подводной террасе
Ч'манской дуги).
I'. тех океанских системах, где над зоной субдукции геодинами-
• i не условия благоприятствуют раздвигу и разрастанию лито-
н |>ы, латеральный структурный ряд наращивается. Раздвиг на-
п н-тся там в вулканической островной дуге по ослабленной зо-
оОразовавшейся под действием подымающихся к поверхности
i - "котемпературных флюидов и магматических расплавов. Про-
"Шт расщепление островной дуги посредством спрединга. От-
"шшаяся тыловая часть дуги перемещается все дальше от-jviy-
•|.одного желоба, отрываясь от своих магматических корней и
i!>ащаясь в остаточную дугу. Спрединговьш бассейн, отделив-
.< со от остальной, сохраняющей гпою активность части вулка-
• кой дуги, называют междуговыл бассейном. Примером мо-
лужить Марианский трог между Марианской (активной) и
Западно-Марианской (остаточной) островными дугами, который
заложился в плиоцене и продолжает разрастаться. На том ж'е пе-
ресечении Филиппинского бассейна западнее следуют отмерший
междуговой бассейн Паресе-Вела (раскрывался в олигоцене —
миоцене) и остаточная островная дуга Палау — Кюсю (см. 8 и 9
на рис. 6.4), которые свидетельствуют о подобном же, но более
раннем эпизоде расщепления островной дуги над Марианской зо-
ной субдукции. Наконец, еще западнее размещается ЗападпскФи-
липпннский бассейн — краевое море, отсеченное от океана в эоце-
не при образовании палео-Марианской дуги (часть которой и со-
хранилась в виде хр. Палау-Кюсю). Общая ширина этого разрос-
шегося латерального структурного ряда достигает 2,5 тыс. км.
6.1.6. Кинематика субдукции "
Разнообразие рельефа, глубинного строения, напряженного со-
стояния и магматизма зон субдукции, их латеральных структур-
ных рядов определяется взаимодействием многих факторов, среди
которых, как отмечалось выше, велика роль кинематических.па-
раметров субдукцин. Несмотря на то что под субдукцией подра-
зумевается прежде всего конвергентное взамодействие плит,важ-
но учитывать всю-совокупность этих параметров. Среди них -ско-
рость конвергенции во многих случаях не имеет решающего зна-
чения.
Кинематические параметры субдукции. В основе кинематичес-
ких моделей субдукции лежат векторы скорости «абсолютных»
движений: горизонтального скольжения двух взаимодействующих
литосферных плит, а также гравитационного опускания одной из
них при ее отрицательной плавучести на астеносфере. В послед-
нем случае учитывается и соответствующее откатывание шарнира
субдудирующей плиты (линии ее перегиба у желоба). Исходя из
векторов «абсолютных» скоростей, определяют относительные дви-
жения плит вдоль сместителя зоны субдукции, а также дополняю-
щие их деформации (складчатость и разрывные смещения: сдви-
ги, взбросы и надвиги, рифтинг и спрединг) в надвигающейся ли-
тосферной плите.
На рис. 6.19 представлена кинематическая модель субдукции
Дж. Дьюи (1980), развивающая более ранние построения Р. Хинд-
мана, К- Чейса, П. Молнара, Т. Атуотер и др. В эту модель зало-
жена механическая обособленность не только пододвигающейся
(U) и надвигающейся (О) литосферных плит, но и фронтальной
части (F) надвигающейся плиты, что важно для случаев, когда
происходят разрыв и горизонтальные смещения литосферы по ос-
лабленной зоне под субдукционным вулканическим поясом или в
тылу этого пояса.
Три главных для рассматриваемой модели вектора выражают
скорости «абсолютных» движений: направленные горизонтально
векторы t'u (скорость с кол ^.,ш и я пододвигающейся плиты) и ип
(скорость скольжения надвигающейся плиты), а также направ-
Вулканы Жело5
I'm1 1)19. Кинематическая модель субдукции, по Дж. Дьюи (1980): блок-
ини-рамма (7), взаимодействие векторов в горизонтальной (II) и вертикальной
II) плоскости. Обозначения: U :— пододвигающаяся (субдуцирующая) лито-
м'рм.чн плита; О — надвигающаяся литосферная плита; F — фронтальная
и it. угой плиты. Векторы скорости «абсолютных» движений: К0 — скольжение
1нигающейся плиты; Vu — скольжение пододвигающейся плиты; Vg —.
-миграционное опускание этой плиты в астеносферу; Vm — «скорость субдук-
•:.м|». точнее, скорость погружения: суммарное движение пододвигающейся плиты
I in --V'u + Vg); Kr — откатывание шарнира (линии перегиба) пододвигающейся
мп'м в сторону океана. Векторы скорости относительных движений: V —
нни-ргепция литосферных плит; \'ь — смещение между надвигающейся плитой
•| фронтальной частью; V, — смещение между этой фронтальной частью
пододвигающейся плитой; Vt — то же, с учетом скорости субдукционной
(фсции висячего крыла (Ка) или его субдукционной эрозии (Ve). Углы: 6 —
inлип зоны субдукции: а. — между азимутом скольжения пододвигающейся
'•литы и простиранием желоба; |3 — то же для надвигающейся плиты
ими вертикально вниз вектор vg (скорость гравитационного
!.;шия пододвигающейся плиты в астеносферу). Для молодой
icкой литосферы, «плавучей» в близповерхностных условиях
плотнения за счет фазовых переходов), эта последняя вели-
< равна нулю. Она, вероятно, становится значимой для позд-
мовой (или раннекайнозойской?) литосферы и увеличивается
возрастом. Следствием такого гравитационного опускания и
по быть упоминавшееся выше .откатывание шарнира субду-
чщей плиты со скоростью vr=vgcigQ, где Э — угол накло-
мггы близ поверхности (табл. 6.1).
р
Т а б л и и а 6.1
Главные зоны субдукции (по Р. Жарару, 1986)
| Зона субдукцин | V, СМ/ГОД | do, см, 'год | Vu, см/год | А, млн. лет | 9, град |
| G | |||||
| Новозеландская | 3,3 | —3,7 | 7,0 | ||
| Кермадек | 5,1 | —2,5 | 7,6 | ||
| Тонга | 7,5 | — 1,2 | 8.7 | ||
| Соломон | 12,0 | 3,0 | 9,0 | ||
| Новобрнтанская | 4,3 | —5,8 | 10,1 | .45 | |
| Рюкю | 3,0 | 1,1 | 1,9 | ||
| Марианская | 6,0 | —3,3 | 9,3 | ||
| Идзу-Бонинская | 7,6 | — 1.2 | 8,8 | ||
| Японская | 9,9 | 0,7 | 9,2 | ||
| Курильская | 8,7 | 1,1 | 7,6 | ||
| Камчатская | 8,8 | 1,0 | 7,8 | ||
| Центр. Алеутская | 6,0 | 2,1 | 3,9 | ||
| П-ова Аляска | 4.1 | -0,5 | 4,6 | ||
| Аляска | 6,3 | 1,2 | 5,1 | .10 | |
| Каскадных гор | 3,4 | 2,2 | 1,2 | — | |
| Мексиканская | 7,2 | 1,6 | 5,6 | ||
| Центральноамериканская | 6,5 | —0,8 | 7,3 | ,48 | |
| Андская, Колумбия | 6,8 | 2,5 | 4,3 | 2В | |
| » Перу | 8,2 | 1,5 | 6,7 | ||
| » Центр. Чили | 9,8 | 2.0 | 7,8 | ||
| » Южн. Чили | 9,7 | 1,7 | 8,0 | ||
| .Малых Антил | 3,7 | 1,8 | 1,9 | :-'2 • | |
| Южных Антил (Скотия) | 0,9 | —0,4 | 1,3 | ;->8 | |
| Макран | 3,7 | —0,3 | 4,0 | ||
| Зондская, Андаман | 2,1 | —0,5 | 2,6 | .'2 | |
| » Суматра | 6,2 | 0,0 | 6,2 | J9; | |
| » Ява | 8,2 | 0,7 | 7,5 | :М |
ции литосферных плит вкрест простирания желоба («скорость субдукции»);
do — направленная вкрест простирания желоба составляющая «абсолютной»
скорости верхней литосферной плшгы; t«— то же, для нижней литосферной
плиты; А — возраст субдуцирующей океанской литосферы у желоба; 0 — сред-
ний наклон верхней части зоны Беньофа для глубин 0—100 км
Противоположному, наступательному смещению шарнира суб-
i\ пирующей плиты, как полагают, препятствует погруженная
часть плиты, «заякоренная» в мантии. При таком смещении про-
исходило бы ее подворачивание и опрокидывание, однако, на-
сколько можно судить по геофизическим данным, этого не проис-
ходит. Не исключено наступательное перемещение субдуцирую-
щгй литосферы (и ее шарнира) вместе с окружающим " астёно-
сфсрным веществом. Как показал Р. Жарар, суммирование пара-
м'-тров движения плит дает смещение желоба в сторону субдук-
||ми для некоторых небольших отрезков западного обрамления
|ц\ого океана, в их числе Палау, Яп, Новозеландский.
Векторы горизонтального движения литосферных плит могут
fii.ni, ориентированы как под прямым, так и под острым углом к
Ж'-лобу. В последнем случае направленные вкрест простирания
т<моба составляющие этих векторов равны: vu since, I'osin^
t 'к- a, p — углы между вектором и простиранием желоба. Сумма
них двух составляющих представляет собой скорость конверген-
ции плит вкрест простирания желоба. Полная величина скорос-
м' конвергенции плит определяется вектором v, полученным от
• "'.Кения t'u с уо и ориентированным под соответствующим углом
h простиранию желоба. Прочие векторы смещения (vs, vt, vb) no-
Hi " потея в подрисуночной подписи и выражают относительные
Р'Ч'п юнтальные движения у главного контакта в желобе и на
П' нище, отделяющей надвигающуюся литосферную плиту от ее
ф|">| гальной • части. При косоориентированной субдукции вдоль
ii"M границы развиваются продольные сдвиги, как это происхо-
ди it частности, вдоль Зондской дуги.
При высоких скоростях движения верхней плиты, а также там,.
< \-бдуцирует относительно легкая или утолщенная океанская
|ц.1гфера, верхняя плита наступает за линию шарнира нижней
Уин и и перекрывает ее (ynsinp>yr). Образуется очень пологая
Ьиюнерхностная часть зоны Беньофа, характерно выраженная
• центральным отрезком Анд. В обеих литосферных плитах по-
'.потея напряжения и структуры сжатия.
Иниротив, там, где субдуцирует древняя и тяжелая литосфера,
можны условия, при которых висячее крыло отстает в своем
1н/кгпии от откатывания шарнира (и0 sin P<ar). Соответствую-
шнние реализуется по ослабленным зонам над поверхностью
рпукции, где раскрываются задуговые или внутридуговые бас-
Мим. Это определяется вектором относительного смещения фрон-
'н.мой части надвигающейся литосферной плиты (уй).
i' ч-смотренная кинематическая модель предусматривает, на-
с понятием скорость конвергенции (v), также и понятие
••i-Ti, субдукции (vm) как результат суммирования в верти-
" "ни плоскости двух векторов, упоминавшихся выше: vu (ско-
скольжения пододвигающейся плиты на наклонном отрез-
и'ктории, т. е. за линией шарнира) и vg (скорость гравита-
ого опускания этой плиты в астеносферу). Следовательно,
• скорости субдукции ориентирован под большим углом к:
горизонту, чем наклон погружающейся плиты. Такая скорость
субдукции (vm='Vu-\-vg) определяет направление и скорость;по-
гружения нижней литосферной плиты в мантию (т. е. ее «абсо-
лютное» движение) и вычисляется без учета движений верхней
литосферной плиты.
Между тем в работах по геотектонике под скоростью субдук-
ции обычно понимают один из параметров относительного дви-
жения литосферных плит, а именно скорость их конвергенции
вкрест простирания желоба (см. табл. 6.1). Величину vm в отли-
чие от скорости субдукции лучше называть скоростью погруже-
ния,
Правило ортогональности субдукции. Давно замечено, что
конвергенция литосферных плит при субдукции происходит в
направлении, секущем простирание желоба под большим углом.
К. Скотиз и Д. Роули уточнили это статистически. Оказалось, что
угол относительно желоба в 80% случаев превышает 60'
(рис. 6.20). Если определять направление конвергенции не по ко-
ординатам полюса вращения, а непосредственно по решениям фо-
кального механизма сейсмических очагов в верхах зоны Беньофа.
то угол, превышающий 60°, наблюдается более чем в 90% случа-
ев. Таким образом, эмпирически установлена приблизительная
ортогональность субдукции относительно конвергентной границы.
Расчетами показано, что фрикционное сопротивление субдук-
ции минимально при относительном угле 90° и нарастает по мере
уменьшения угла до 45°. В этом усматривают динамическое обо-
снование ортогональности субдукции. Как полагают, при посте-
пенном повороте висячего крыла зоны субдукции (а значит, и
конвергентной границы плит) должно соответственно изменяться
и направление субдукции, что документируется формированием
океанской литосферы с веерообразным рисунком линейных маг-
нитных аномалий (например, на отрезке Восточно-Тихоокеанско-
го хребта между разломами Ривера и Клиппертон, где шло при-
способление к ориентировке Центральноамериканского желоба).
Следствием может быть даже распад единой субдуцирующей
плиты на части, движущиеся в различных направлениях. С таких
позиций объясняют, в частности, дробление плиты Фаральон в
позднем кайнозое. В течение палеогена ее субдукция происходила
под все более острыми углами к Кордильерской и Андской конти-
нентальным окраинам, что привело в неогене к обособлению плит
Хуан-де-Фука, Кокос, Наска (и ряда более мелких плит), каждая
из которых субдуцируст под свой участок континентальной окраи-
ны почти ортогонально.
Первичность ориентировки глубоководных желобов и приспо-
собление к ним (вторичность) ориентировки вектора субдукции
наиболее очевидны для активных континентальных окраин. Для
островодужных систем, особенно океанских, во многих случаях
более вероятны обратные соотношения. Если внешнее воздействие
резко меняет направление, в котором перемещается субдуцирую-
щая плита, то происходит отмирание прежней зоны субдукции и
30" 70*
n = 23*
o-2Z?zz
о '.5 эо
Кон иергенция/жепой
N=38
О 45 30
Кон &ергено,ия/,'Келоо
(> 20. Правило ортогональности субдукции к простиранию глубоководного
ilia. Слева — система активных зон спрединга и трансформных разломов
востоке Тихого океана, обеспечивающая приблизительную ортогональность
бдукции: она формировалась и перестраивалась в соответствии со сложной,
шейся конфигурацией и ориентировкой активных континентальных окраин
Игрики. Справа — гистограммы, по К. Скотизу и Д. Роули (1985), позволяю-
нг судить об углах между направлением конвергенции литосферных плит и
[пггпранием глубоководного желоба в большинстве современных зон суОдук-
Для гистограммы / направления конвергенции определены по координатам
Пюгов вращения, для гистограммы // — непосредственно по решениям фо-
кального механизма сейсмических очагов верхней части зон Беньофа.
глубоководные желоба (зоны субдукции); '2 — направление и скорость
||/п>д) конвергенции литосферных плит в зонах субдукции, представленные
Фом движения океанской плиты относительно континентальной окраины;
активные зоны спрединга; 4 — отмершие зоны спрединга; 5 — трансформ-
}i разломы и сдвиги. Литосферные плиты: Т — Тихоокеанская; Р — Ривера;
Кокос; Н — Наска; А — Антарктическая; СА — Северо-Американская;
Кб — Карибская; ЮА—Южно-Американская
заложение новой, с использованием какой-нибудь ослабленной
зоны в океанской литосфере, вытянутой поперек движения плиты.
При зарождении океанских зон субдукции, вероятно, используются
благоприятно ориентированные трансформные разломы. Таким
представляют механизм заложения островодужных систем: Алеут-
ской, Кюсю — Палау, Идзу-Бонинской и ряда других.
В целом есть основания полагать, что ортогональные системы
субдукции устойчивы благодаря своим энергетическим преимуще-
ствам, а будучи нарушенными имеют тенденцию восстанавливать-
ся. В этом, по-видимому, не только один из механизмов, но и од-
на из причин происходившей время от времени реорганизации си-
стем спрединга—субдукции.
Дата публикования: 2014-12-10; Прочитано: 996 | Нарушение авторского права страницы | Мы поможем в написании вашей работы!
