Зона субдукции в средиземном море. О процессах в зоне "субдукции

В коллизионных областях гималайского типа главным процессом поглощения литосферы, обеспечивающим горизонтальное сокращение этих областей, является континентальная субдукция. Это понятие было введено в 1975 году швейцарским исследователем Альбертом Балли, который в крайне запутанной статье предположил возможность пологого погружения (субдукции) холодной континентальной коры под также континентальную, но горячую и, стало быть, более плавучую литосферу. Сейчас эта идея поддержана детальными геофизическими исследованиями.

Рис. 26. Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины. а – океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б – континентальные рифты; в – зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые (двойная линия); г – зоны коллизии; д – пассивные континентальные окраины; е – трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные); ж – векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга – до 15-18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции – до 12 см/год.

Рифтовые зоны : СА - Срединно-Атлантическая; Ам-А – Американо-Антарктическая; Аф-А - Африкано-Антарктическая; ЮЗИ – Юго-Западная Индоокеанская; А-И – Аравийско-Индийская; ВА – Восточно-Африканская; Кр – Красноморская; ЮВИ – Юго-Восточнач Индоокеанская; Ав-А – Австрало-Антарктическая; ЮТ – Южно-Тихоокеанская; ВТ – Восточно-Тихоокеанская; ЗЧ – Западно-Чилийская; Г – Галапагосская; Кл – Калифорнийская; БХ – Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов; ХФ – Горда – Хуан-де-Фука; НГ – Нансена-Гаккеля; М – Момская; Б – Байкальская; Р – Рейнская.

Зоны субдукции : 1 – Тонга-Кермадек, 2 – Новогебридская, 3 – Соломон, 4 – Новобританская, 5 – Зондская, 6 – Манильская, 7 – Филиппинская, 8 – Рюкю, 9 – Марианская, 10 – Идзу-Бонинская, 11 – Японская, 12 – Курило-Камчатская, 13 – Алеутская, 14 – Каскадных гор, 15 – Центральноамериканская, 16 – Малых Антил, 17 – Андская, 18 – Южных Антил (Скотия), 19 – Эоловая (Калабрийская), 20 – Эгейская (Критская), 21 – Мекран.

Сейсмичность областей континентальной субдукции

Субдуцирование холодной литосферы сопровождается глубинной сейсмичностью, которая оконтуривает зону поддвига. В гималайском регионе глубинная сейсмичность наблюдается главным образом в Бадахшано-Памирской зоне, где известны очаги с глубиной до 280 - 300 км. Очаги сосредоточены в круто-наклоненной зоне, довольно резко оборванной по краям, пересекаюшей Гиндукуш, Бадахшан и Центральный Памир. В целом, сейсофокальная зона погружается на северо-запад. Вниз по падению сейсмическая зона становится вертикальной и более всего это напоминает тонушие в континентальной литосфере и астеносфере вертикально поставленные плиты тяжелой океанской коры.

Аналогичная картина (правда, меньшего масштаба) наблюдается перед фронтам Аравийской плиты, в Загросе, в Альпах и некоторых других местах. Ранние объяснения этого явления были следующими. Подошедшие с юга к Евразии континентальные массы (Индостан, Аравия, Африка) были сегментами океанических плит, и между ними и Евразией, по крайней мере до эоцена, существовал океанический бассейн, известный под названием Океан Тетис. Захлопывание этого бассейна сопровождалось нормальной субдукцией океанической литосферы под Евразию, и только начиная с олигоцена началось собственно коллизионное взаимодействие. Cубдуцированная океанская кора оторвалась от континентальной, разорвалась на несколько пластин и стала тонуть практически вертикально. Вопрос, стало быть, в том, что происходило дальше.

В рамках идеи континентальной субдукции вслед за океанским сегментом плиты начинает погружаться и континентальная литосфера. Возможность субдуцирования определяется тем обстоятельством, что в зоне контакта взаимодействующие континентальные литосферы имеют разную плавучесть: верхняя разогрета предшествующей океан-континентальной субдукцией, а нижняя, подъехавшая "на хвосте" океанской, холодная. В результате образуется многоэтажная конструкция, в которой отдельные составляющие первоначально находились неопределенно далеко друг от друга. На рис. показана структура нескольких коллизионных горно-складчатых сооружений, образовавшихся за счет континентальной субдукции.

Рис. 27. Континентальная субдукция, Гималаи

Типы горно-складчатых поясов, развитых на континентальных субдукционных границах

Изучение горно-складчатых поясов, развитых на континентальных субдукционных границах показывает, что они включают две разные группы, различающиеся по структурному стилю, метаморфизму, степени постколлизионных деформаций, топографии, геоморфологии, а также по геометрии и вещественному составу предгорных прогибов. По мнению Л. Ройден, геологические особенности каждой из групп горно-складчатых поясов вероятно связаны с соотношением скоростей субдукции и общей конвергенции, и соответственно, с величиной горизонтального напряжения сжатия, передаваемого поперек субдукционной границы. На первый взгляд не очень понятно, как могут различаться скорость схождения плит и скорость субдукции - кажется, что это один и тот же процесс и скорости должны быть равны. Дело, однако, в том, что субдукция - это только один из механизмов компенсации или поглощения материала в коллизионнах зонах, другие механизмы связаны с образованием различных структур сжатия; по этой и другим причинам скорость движения субдуцирующей плиты может меняться с глубиной. Если скорость с глубиной увеличивается, общая скорость субдукции меньше скорости схождения (конвергенции); если уменьшается - больше скорость конвергенции.

(1) На субдукционных границах, где скорость всей плитной конвергенции меньше, чем скорость субдукции, наведенные горизонтальные напряжения сжатия невелики, и региональные деформации перекрывающей плиты происходят при горизонтальном растяжении. Тектоническим выражением таких отступающих субдукционных границ являются:

- топографически низкие горы,

- небольшая эрозия или денудация,

- низкотемпературный метаморфизм или отсутствие такового

- минимальное вовлечение пород кристаллического фундамента в коллизионные структуры

- малая - до нулевой - скорость постколлизионного схождения

- аномально глубокие передовые прогибы с длительной историей морского осадконакопления в них

Анализ сейсмических и гравитационных данных поперек отступающих субдукционных границ (Апеннины, Карпаты, система Гелленид) показывает, что субдукция контролируется гравитационными силами, возникающими в связи с малой плотностью субдукционных пластин на глубинах между примерно 40 и 80 км в Карпатах, 50 и 150 км в Апеннинах, 50 и 250 км в Гелленидах.

(2). На субдукционных границах, где скорость общей плитной конвергенции больше, чем скорость субдукции, передача горизонтального сжимающего напряжения поперек плитной границы является существенной, и региональные деформации перекрывающей плиты происходят в условиях горизонтальном сжатии. Тектоническим выражением таких продвигающихся субдукционных границ являются:

- топографически высокие горы;

- складчато-надвиговые пояса;

- большая величина эрозии и денудации;

- выходы на дневную поверхность высоко-метаморфизованных пород;

- интенсивные деформации кристаллического основания вплоть до среднекоровых глубин;

- затяжная история молассовой аккумуляции в сопряженных передовых прогибах.

5.2.1 Неотектоника Гималайской области

Анализ гравитационных и сейсмических данных поперек двух продвигающихся субдукционных границ, развитых в континентальной литосфере Западных Альп и Гималаев (рис. 27) показывают, что надвиговые пакеты транслировались на большие расстояния над литосферой форланда (относительно границы субдукции); вероятно, что движения поперек субдукционных границ контролируются дальнодействующими напряжениями, связанными с глобальнымыи движениями плит.

В Гималайской коллизионной области холодная и оттого более тяжелая континентальная литосфера, двигающаяся на хвосте океанской, погружается под более разогретую, и оттого более легкую и пластичную литосферу южной окраины Евразии, а разогрета последняя именно из-за того, что ранее под нее субдуцировала океанская кора; при этом скорость сближения (конвергенции) Индии и Евразии превосходит скорость субдукции (рис. 27). При такой континентальной субдукции в нормальном случае образуется следующий латеральный ряд структур:

Предгорный прогиб (аналог глубоководного желоба при океан-континентальной субдукции) - интенсивно прогибающаяся структура, мигрирующая на пододвигающуюся (холодную) плиту, обычно заполненная молассами большой мощности, которые вблизи шва деформированы в моновергентные складчато-надвиговые пакеты низких предгорий;

Далее, за мощным региональным надвигом расположены высокие предгорья, сложенные доколлизионными породами, также интенсивно деформированными - они представляют собой континентальный аналог аккреционной призмы;

За ними еще одна надвиговая зона, отделяющая так называемую кристаллическую зону - высокогорную область, сложенную комплексами высоко метаморфизованных пород, включающих породы фундамента древних платформ (структурный аналог островной дуги);

В тылу гор расположены высокогорные плато, сложенные, как правило доколлизионными осадками и молассами межгорных впадин, деформированными в меньшей степени, чем в горном сооружении; очень часто в эти плато встроены небольшие рифтовые впадины, перпендикулярные горному поясу и соответственно параллельные векторам сближения и напряжениям сжатия;

А ними расположена тыловая межгорная впадина; взаимодействие блоков плато и межгорной впадины может приводить к образованию граничных тыловых гор и структур сдвигового происхождения, например присдвиговых бассейнов.

Интенсивные поднятия коллизионных горных сооружений этого типа связаны с двумя главными факторами: разогревом коры в зоне сначала океанской, а затем континентальной субдукции и ее термальным деформированием, а во-вторых - скучиванием в зоне коллизии легкой континентальной литосферы, резким увеличением из-за этого мощности легкой коры и ее изостатическим поднятием.

Максимальные абсолютные высоты здесь наблюдаются в кристаллической зоне и достигают, как вам известно, более чем 8 км. При этом, из-за большой скорости денудации, эта величина составляет примерно половину от общей амплитуды поднятия. Определенные Фостером и другими скорость откапывания склонов пика К2 или Чогори в Каракаруме - второй по высоте вершины Мира - по трекам распада в апатитах и цирконах дало среднюю скорость денудации 3-6 мм/год и величину денудационного среза в 7000 м при средней высоте поднятой поверхности около 6000 м. Если учесть, что в сопряженном Сиваликском передовом прогибе подошва моласс залегает на глубине 6-8 км, общие дифференцированные вертикальные движения в этой коллизионной зоне достигают 22-24 км за новейший этап.

5.2.2 Неотектоника Кавказа

Рис. 28. Скорости горизонтальных перемещений в северной Турции и на Большом и Малом Кавказе по данным McClusky S. etal, 2000). Показано положение основных активных разломов.

Рис. 30. Геологическая карта Кавказа

Рис. 31. Разрез через западную часть Кавказа

Другой коллизионой структурой гималайского типа является всем известный Кавказ. На представленных картах показано геологическое строение и новейшая структура Кавказа. Самое грубое неотектоническое районирование Кавказа может быть следующим. Выделяется два крупнейших продольных поднятия - Большого Кавказа, сложенного допалеозойскими, палеозойскими и мезозойскими комплексами, и Малого Кавказа, сложенного в целом более молодыми - мезозойско-кайнозойскими породами, в том числе офиолитами и молодыми вулканитами. Эти поднятия разделяются системой продольных впадин - Рионской и Куринской, вы-полненных в разной степени деформированными и погруженными молассовыми толщами. Все эти неоструктурные элементы продольно сегментированы и отдельные сегменты довольно сильно различаются по строению и стилю деформаций.

Максимальные высоты Кавказы около 5,5 км приурочены к молодым вулканическим массивам на Большом Кавказе - Эльбрусу и Казбеку, минимальный уровень - это уровень Каспийского моря, т.е. ниже уровня мирового океана. Считается, что к концу раннего миоцена - к сарматскому веку - на месте Кавказа существовал сильно выравненный рельеф, остатки которого сохранились на Малом Кавказе (частично под миоплиоценовыми эффузивами, частично откопанными из-под них и на отдельных участках Большого Кавказа. Поднятие горной страны, точнее, ее новейшее, позднеальпийское деформирование началось с конца сармата и охватывало три основных фазы.

Условия, определяющие структурное развитие региона

Различные тектонические структуры развиваются в разных типичных для них режимах тектогенеза. Сам характер режима определяется тектоническими условиями, существующими на данной территории в данный отрезок геологического времени.

Основными показателями тектонических условий являются:

1) величина эндогенной энергии, проявившейся в данном регионе;

2) величина гравитационной неуравновешенности вещества в литосфере.

Белоусов определил основные условия, определяющие структурное развитие региона, к которым относятся:

1) проницаемость литосферы для жидких и газообразных флюидов;

2) формой магматизма, составом лав, объемом лавы;

3) процессами деформации, метаморфизма и гранитизации;

4) контрастностью и степенью интенсивности тектонических движений;

5) соотношения между суммарной амлитудой положительных и отрицательных вертикальных движений;

6) соотношение между вертикальными и горизонтальными движениями.

На границах между океаническим и материковым полушарием расположен самый крупный в мире Тихоокеанский подвижный пояс, его длина составляет приблизительно 56000км. Он делится на западный и восточный Тихоокеанский подвижный пояс.

Материковое полушарие обладает более мозаичным и сложным строением, чем океаническое. Оно состоит из 6 отдельных континентальных массивов, разделяемых 4 океаническими впадинами.

Континентальные массивы образуют 2 группы: западную – Новый свет и восточную – Старый свет.

Новый свет – Северная Америка, Южная Америка, Антарктида - они образуют пояс, протягивающийся в меридианальном направлении.

Старый свет – Евразия, Африка, Австралия.

Восточная граница отделена от западной границы впадиной Атлантического океана. Восточная граница имеет тенденцию к делению на 2 подгруппы: Евроафриканская, Австралоазиатская.

Материки делятся и в широтном направлении: северное и южное полушарие разделены средиземноморским геосинклинальным поясом.

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении, т.е. на конвергентных границах, порождает тектонические процессы, которые проникают глубоко в мантию. Эти процессы сложны и многообразны. На тектонических картах эти процессы выражаются зонами тектоно-магматической активности, такими как островные дуги, континентальные окраины андского типа и складчатые горные сооружения.

Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию.

Субдукция развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океаническая кора или океаническая с океанической, и при их встречном движении более тяжелая литосферная плита уходит под другую и затем погружается в мантию.

Коллизия – столкновение литосферных плит, развивается там, где континентальная кора сходится с континентальной их их встречное движение затруднено и компенсируется деформацией литосферы, ее утолщением и образованием горных складчатых систем.

Обдукция – движение на край континентальной коры фрагментов океанической коры. Происходит чрезвычайно редко.

Зоны субдукции и их выражение в рельефе

Всего насчитывается 22 зоны субдукции. В рельефе зоны субдукции имеют асимметричное строение. Эту асимметрию предопределяет сам способ конвергентного взаимодействия литосферных плит. Линия активного контакта литосферных плит отчетливо выражается глубоководными желобами, глубина которых находится в прямой зависимости от скорости субдукции и средней плотности литосферных плит. Максимальная глубина глубоководного желоба – Марианская впадина, средняя глубина глубоководных желобов составляет около 400м, ширина не превышает 50-100км, протяженность несколько десятков тысяч километров.

Глубоководные желоба дугообразно выгнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плите. Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен. Субдуцирующее крыло имеет уклон 5 градусов, а висячее крыло имеет уклон 10-20градусов. На обрамлении глубоководных желобов со стороны океана располагаются пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200-1000м. С противоположной стороны над висячим крылом зоны субдукции параллельно глубоководному желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды. Если субдукция направляется непосредственно под окраину континента, то образуется береговой хребет. Там, где зона субдукции не находится на краю континента, образуются островные дуги.

Основная масса зон субдукций связана с тихоокеанским поясом современной тектонической активности. Различают два главных тектонических типа зон субдукции:

1) окраинно-материковый (андский);

2) океанский тип (мореанский).

Окраинно-материковый тип формируется там, где океанская литосфера субдуцирует под континент. Данный тип субдукции делится на три тектонотипа: андский, зондский и японский.

Андская зона субдукции является самой протяженной (порядка 8 тыс. км), для нее характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле.

В субдукции зон андского типа последовательно выделяют краевой вал (1), глубоководный желоб (2), береговой уступ (3), преддуговой (фронтальный) прогиб (4), островная дуга (5), тыловая система (6).

Краевой вал (1), глубоководный желоб (2), береговой уступ (3), пруддуговой прогиб (4), вулканическая островная дуга (5), горообразовательные процессы (6).

Зондский тип зон субдукции отличается от андского отсутствием напряжений, что делает возможным утончение континентальной коры. В зондском типе под континентальную кору субдуцирует более древняя океанская коры и угол ухода океанской коры больше, чем в андском типе.

Японский тип зон субдукции отличается от остальных типов наличием краевого морского бассейна с новообразованной корой океанского и субокеанского типа. Этот тип субдукции перекрыт морем. В перекрытых морем окраинно-материковых зонах (зондский тип и японский тип) сохраняется та же последовательность структурных элементов, однако все они, за исключением краевого вала и глубоководного желоба немногожко отличаются от андских элементов и поэтому обозначаются другими названиями. Начиная от глубоководного желоба идут невулканическая островная дуга, преддуговой прогиб, вулканическая островная дуга и задуговой прогиб (окраинное море).

Мореанский тип субдукции формируется при взаимодействии двух участков океанской литосферы. При образовании зоны субдукции данного типа более древняя океанская литосфера субдуцирует под более молодую океанскую литосферу. В результате на краю молодой океанской литосферы образуется n-симматическая островная дуга.

Краевой вал (1), глубоководный желоб (2), невулканическая островная дуга (3), прогиб (4), вулканическая островная дуга (5), тыловая система деформаций (6), остаточные островные дуги (7), отмирающий междуговой бассейн (8).

Совсем по-другому протекают процессы там, где на конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная листосфера. Она включается в себя мощную и низкоплотную земную кору, поэтому дивергенция развивается в этих местах как столкновение литосферных плит, сопровождающихся расслаиванием и сложной деформацией в верхней части литосферы. Некоторые ученые рассматривают данный вид взаимодействия как особый тип субдукции. Данный тип субдукции называют альпинотипным типом субдукции или асубдукцией.

Асубдукция развивается в тылу окраинно-материковых сооружений, где субдуцирующаяся со стороны океана литосфера способна оказать давление на континент, в результате которой порождаются взбросы, надвиги, которые направлены от океанов.

Как отмечалось выше границы литосферных плит подразделяются на дивергентные (зоны спрединга), конвергентные (зоны субдукции и обдукции) и трасформные .

Зоны спрединга (рис. 7.4, 7.5) приурочены к срединно-океаническим хребтам (СОХ). Спрединг (англ. spreading- растекание) – процесс генерации океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ). Он состоит в том, что под действием растяжения кора раскалывается и расходится в стороны, а образующаяся трещина заполняется базальтовым расплавом. Таким образом, дно расширяется, а его возраст закономерно удревняется симметрично в обе стороны от оси СОХ. Термин спрединг морского дна предложил Р. Дитц (1961). А сам процесс рассматривается как океанский рифтогенез , основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания. Он может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза (см. раздел 7.4.6). Раздвиг же в океанских рифтах обусловлен мантийной конвекцией – восходящими её потоками или мантийными плюмами.

Зоны субдукции – границы между литосферными плитами вдоль которых происходит погружение одной плиты под другую (рис. 7.4, 7.5).

Субдукция (лат. sub – под, ductio – ведение; термин был заимствован из альпийской геологии) – процесс пододвигания океанской коры под континентальную (окраинно-материковый тип зон субдукции и его разновидности – андский, зондский и японский типы) или океанской коры под океанскую (марианский тип зон субдукции) при их сближении, обусловленном раздвиганием плит в зоне спрединга (рис. 7.4 - 7.7). Зона субдукции приурочена к глубоководному желобу. При пододвигании происходит быстрое гравитационное погружение океанской коры в астеносферу с затягиванием туда же осадков глубоководного желоба, с сопутствующими проявлениями складчатости, разрывов, метаморфизма и магматизма. Субдукция осуществляется за счёт нисходящей ветви конвективных ячей.

Рис. 7.5. Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины. а – океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б – континентальные рифты; в – зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые (двойная линия); г – зоны коллизии; д – пассивные континентальные окраины; е – трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные); ж – векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга – до 15-18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции – до 12 см/год. Рифтовые зоны : СА - Срединно-Атлантическая; Ам-А – Американо-Антарктическая; Аф-А - Африкано-Антарктическая; ЮЗИ – Юго-Западная Индоокеанская; А-И – Аравийско-Индийская; ВА – Восточно-Африканская; Кр – Красноморская; ЮВИ – Юго-Восточнач Индоокеанская; Ав-А – Австрало-Антарктическая; ЮТ – Южно-Тихоокеанская; ВТ – Восточно-Тихоокеанская; ЗЧ – Западно-Чилийская; Г – Галапагосская; Кл – Калифорнийская; БХ – Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов; ХФ – Горда – Хуан-де-Фука; НГ – Нансена-Гаккеля; М – Момская; Б – Байкальская; Р – Рейнская. Зоны субдукции : 1 – Тонга-Кермадек, 2 – Новогебридская, 3 – Соломон, 4 – Новобританская, 5 – Зондская, 6 – Манильская, 7 – Филиппинская, 8 – Рюкю, 9 – Марианская, 10 – Идзу-Бонинская, 11 – Японская, 12 – Курило-Камчатская, 13 – Алеутская, 14 – Каскадных гор, 15 – Центральноамериканская, 16 – Малых Антил, 17 – Андская, 18 – Южных Антил (Скотия), 19 – Эоловая (Калабрийская), 20 – Эгейская (Критская), 21 – Мекран.

В зависимости от тектонического эффекта взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны, можно выделить несколько режимов – субдукционной аккреции, субдукционной эрозии и нейтральный режим.

Режим субдукционной аккреции характеризуется тем, что над зоной субдукции образуется всё увеличивающаяся в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивающая континентальную окраину или островную дугу.

Режим субдукционной эрозии предполагает возможность разрушения висячего крыла зоны субдукции (подкоровая, базальная или фронтальная эрозия) в результате захвата материала сиалической коры в ходе субдукции и перемещения его на глубину в область магмообразования.

Нейтральный режим субдукции характеризуется пододвиганием почти недеформированных слоёв под висячее крыло.

Рис. 7.6. Океанская субдукция (ОС ) и континентальная субдукция (КС ) или («Альпинотипная субдукция», «А-субдукция») в р-не окраинно-материковой Андской зоны, по Ж.Буржуа и Д.Жанжу (1981). 1 – докембрийско-палеозойский цоколь, 2 – лежащие на нём комплексы палеозоя и мезозоя, 3 – гранитоидные батолиты, 4 – заполнение кайнозойских впадин, 5 – океанская литосфера. Рис. 7.7. Главные тектонические типы зон субдукции (I-IV) и их латеральные ряды (1-9), по М.Г.Ломизе, с использованием схем Д.Кариега, У.Дикинсона, С.Уеды. а – континентальная литосфера, б – океанская литосфера, в – островодужные вулканиты, г – вулканогенно-осадочные формации, д – откат перегиба субдуцирующей плиты, е – место возможного формирования аккреционной призмы.

Обдукция – тектонический процесс, в результате которого океаническая кора надвигается на континентальную (рис. 7.8).

Подтверждением возможности такого процесса являются находки офиолитов (реликтов океанической коры) в разновозрвстных складчатых поясах. В надвинутых фрагментах океанской коры представлена только верхняя часть океанской литосферы: осадки 1-го слоя, базальты и долеритовые дайки 2-го слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс 3-го слоя и до 10 километров перидотитов верхней мантии. Это означает то, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океанской литосферы и надвигание её на континентальную окраину. Остальная же часть литосферы перемещалась в зоне субдукции на глубину, где претерпевала структурно-метаморфические преобразования.

Геодинамические механизмы обдукции разнообразны, но главные из них – обдукция на границе океанского бассейна и обдукция при его замыкании.

Эдукция (англ.eduiction – извлечение) – процесс обратного выведения к поверхности тектонитов и метаморфитов, образовавшихся ранее в зоне субдукции, в результате продолжающейся дивергенции. Это возможно в том случае, если субдуцирующий хребет вытянут вдоль континентальной окраины и если свойственная ему скорость спрединга превышает скорость пододвигания хребта под континент. Там, где скорость спрединга меньше скорости пододвигания хребта, эдукция не происходит (например, взаимодействие Чилийского хребта с Андской окраиной).

Аккреция – наращивание в процессе пододвигания океанической коры края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. Процессы регионального сжатия, вызванные столкновением микрокнтинентов, островных дуг или других «террейнов» с континентальными окраинами, обычно сопровождаются развитием шарьяжей, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов. Так образуются, в частности, флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические покровы с формированием перед фронтом покровов за счёт их разрушения олистостостром, а в подошве покровов – микститов (тектонического меланжа).

Коллизия (лат. collisio – столкновение) – столкновение разновозрастных и разных по генезису структур, например, литосферных плит (рис. 7.5). Развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, её утолщением и «скучиванием» в складчатых сооружениях и горообразованием. При этом проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, разделение её на пластины, которые испытывают горизонтальные перемещения и дисгармоничные деформации. В процессе коллизии преобладают глубинные наклонные латерально-сдвиговые встречные обмены породными массами внутри земной коры. В условиях скучивания и утолщения коры образуются палингенные очаги гранитной магмы.

Наряду с коллизией «континент-континент» иногда может быть коллизия «континент-островная дуга» или двух островных дуг. Но правильнее её применять для межконтинентальных взаимодействий. Пример максимальной коллизии – некоторые отрезки Альпийско-Гималайского пояса.

В 1951 г. Амштуц в работе по тектонике Альп употребил слово субдукция для обозначения условий, которые формировали сложнейшую шарьяжную структуру Альп. После этого в течение 20 лет это термин никем почти не использовался.В современном же плейттектоническом понимании термин субдукция стал употребляться с 1969 г.Классическая плейттектоническая субдукция предусматривает наличиехотя бы с одной стороны океанической литосферы, что противопоставляется континентальной субдукции (коллизия континент-континент).

Субдукционные границы - это высокосейсмичные границы (почти всегда выражаются в рельефе глубоководными желобами), самые мощные толчки приурочены именно к ним.

Желобом в геологии называют именно субдукционные желоба, все остальное - троги.

Почему субдукцию нельзя просто назвать литосферным поддвигом, надвигом? Это связано с более сложной кинематикой процесса субдукции: чаще всего обе плиты имеют встречное движение, реже наблюдается неподвижность одной из плит (чаще всего верхней).

Географическое размещение зон субдукции.

1. Большинство зон субдукции находятся на обрамлении Тихого океана (за исключением некоторых зон). Это пошло от того, что в начале мезозоя на позднем этапе развития Пангеи вокруг нее была кольцевая зона субдукции: она начиналась у Австралии, охватывала Пангею почти полностью до юга Северной Евразии и заворачивалась внутрь кольца по южному краю Северной Евразии.

2. Чисто географически зоны субдукции в Атлантике - в зоне Малых Антил и Южных Антил (дуга Скотия). Но это зоны субдукции не первичные: раньше дуга Скотия шла по западной границе Анд (т.е. в Тихом океане), а затем выпятилась в Атлантический океан и была отсечена от Тихого океана более поздней зоной субдукцией. То же самое произошло и с Малыми Антилами.

3. От Тихого океана до Гибралтара (с юго-востока на северо-запад) - хвост от Тихоокеанского кольца:

· Зондская зона субдукции - активнейшая на настоящее время, вызывает цунами и землетрясения. Океаническая литосфера сложной Индо-Австралийской плиты пододвигается под утоненную континентальную литосферу Евразийской единицы.

· Коллизионная граница Тибета - сложная Индо-Австралийская плита смыкается с Евразийской своей континентальной частью.

· Зона субдукции Макран (юг Пакистана) - океаническая часть Индо-Австралийской плиты и Евразийская плиты.

· Коллизия Загроса.

· Зона субдукции Восточного Средиземноморья (Эгейское море - ее задуговой бассейн).

· Коллизия Греции-Аппенин - континентальный Адриатический массив сталкивается с Евразией.

· Ионийская зона субдукции (Калабрийская островная дуга).

· Гибралтарская зона субдукции - Атлантическая литосфера субдуцирует на восток под континент.

Т.о., наблюдается "пунктирное" строение этой области распространения субдукционных границ.

В рамках долгожиувщего субдукционного пояса имеют место отмирание и перескоки зон субдукции. Только на одном участке Тихоокеанского кольца есть зона субдукции, которая с момента своего формирования не менялась - почти на всем протяжении Анд (кроме Эквадорских и Колумбийских).

Если зона субдукции объединяет континентальную и океаническую литосферу, то субдукция идут под континент. Во внутриокеанической ситуации океаническая литосфера разновозрастная (зона субдукции Новых Гибрид, Тонга-Кермадек): более древняя литосфера будет погружаться под более молодую, т.к. она более холодная, более плотная.