Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
То обстоятельство, что субдукция может и не сопровождаться вулканизмом, создает дополнительные трудности при палеореконструкциях. Вместе с тем при достаточном количестве данных авулканический эпизод и развитии древней зоны субдукции может, как мы видим, получить актуалистическую интерпретацию.
Субдукция и метаморфизм. Термические и барические эффекты субдукции, так же как и обусловленное ею формирование и перемещение флюидов, магм и гидротерм, определяют вероятные масштабы метаморфических процессов в зонах субдукции и над ними. Однако в отличие от вулканизма эти породы недоступны прямому наблюдению. Тем не менее именно в современных активных зонах субдукции состав и размещение соответствующих метаморфитов, образовавшихся ранее и уже вскрытых эрозией, получают наиболее надежную геодинамическую интерпретацию. Согласно А. Миясиро, субдукция порождает парные метаморфические пояса: зона метаморфизма высоких давлений - низких температур находится вблизи глубоководного желоба, зона метаморфизма низких и умеренных давлений - высоких температур формируется на удалении от желоба под вулканическим поясом. Для первой характерна минеральная ассоциация глаукофана (фация "голубых сланцев"), примечательная тем, что необходимого для нее сочетания P/T условий нет в нормальном вертикальном разрезе литосферы, где соответствующее давление появляется только на глубинах с более высокими температурами (даже при минимальных градиентах). Полагают, что в зонах субдукции нужное сочетание параметров, достигается вблизи сместителя за счет опускания геоизотерм при поглощении холодной литосферы, а также благодаря высоким тектоническим напряжениям на конвергентной границе. По предположению А. Миясиро, важную роль в этом процессе играет скорость субдукции, вариации которой контролировали неравномерность проявления глаукофанового метаморфизма во времени. Глаукофановые сланцы вместе с зелеными сланцами и филлитами образуются по базальтоидам и морским осадкам, вовлеченным в субдукцию.
Вторая зона, для которой характерны метаморфизм амфиболитовой фации, образование гнейсов и палингенез, обусловлена подъемом флюидов и магм над субдуцирующей плитой, а вместе с ними и подъемом геоизотерм. Примером служит юрско-меловой парный метаморфический пояс о. Хонсю, состоящий из зоны Реке высокобарических метаморфитов и зоны Симанто высокотерыальных метаморфитов. В некоторых поясах между двумя зонами прослеживается полоса неметаморфизованных пород. Ширина парного пояса, в том числе расстояние между двумя образующими его зонами метаморфизма, находится в обратной зависимости от угла наклона субдуцирующей литосферы.
Латеральные структурные ряды. По мере пополнения знаний о глубинном строении и режиме зон субдукции становились понятными наблюдаемые на поверхности латеральные структурные ряды, черты их сходства и разнообразия (см. рис. 6.4). В окраинно-материковых зонах субдукции андского типа в латеральном ряду следуют: краевой вал - глубоководный желоб - береговой уступ (иногда подводное поднятие или терраса) - фронтальный бассейн (в наземных условиях - "продольная долина") - главный хребет (чаще всего вулканический) - тыловой бассейн (предгорный прогиб). В перекрытых морем окраинно-материковых зонах зондского типа и в островодужных системах (как энсиалических, так и энсиматических) сохраняется та же последовательность структурных элементов. Одако за исключением краевого вала глубоководного желоба все они заметно отличаются от андскиx и обозначаются другими названиями. Начиная от глубоководного желоба следуют: невулканическая (внешняя) островная дуга - преддуговой бассейн (прогиб) - вулканическая (внутренняя) островная дуга - задуговой бассейн (краевое, окраинное море). Последний может подстилаться как утоненной континентальной корой (Яванское море), так и океанской корой - относительно древней (Берингово море) или новообразованной (бассейн Лау, проливы Японского моря). В отличие от андских тыловых прогибов задуговым бассейнам свойственны обстановки растяжения - от сравнительно слабых до проявлений спрединга. Внешние островные дуги (а в системах андского типа соответствующие им уступы или террасы) бывают образованы аккреционной призмой (Барбадос в системе Малых Антил, внешняя дуга Зондской системы), а там, где нет такой призмы, представляют собой выступ фундамента на краю висячего крыла зоны субдукции. В одних случаях это континентальный цоколь (в береговых хребтах на юге Перу и в Чили), в других - океанская кора (в подводной террасе Марианской дуги).
В тех океанских системах, где над зоной субдукции геодинамические условия благоприятствуют раздвигу и разрастанию литосферы, латеральный структурный ряд наращивается. Раздвиг начинатся там в вулканической островной дуге по ослабленной зоне, образовавшейся под действием подымающихся к поверхности низкотемпературных флюидов и магматических расплавов. Происходит расщепление островной дуги посредством спрединга. Отчленившаяся тыловая часть дуги перемещается все дальше от глубоководного желоба, отрываясь от своих магматических корней и превращаясь в остаточную дугу. Спрединговьй бассейн, отделившийся от остальной, сохраняющей свою активность части вулканической дуги, называют междуговым бассейном. Примером может служить Марианский трог между Марианской (активной) и Западно-Марианской (остаточной) островными дугами, который заложился в плиоцене и продолжает разрастаться. На том же пересечении 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 зоной субдукции. Наконец, еще западнее размещается Западно-Филиппинский бассейн - краевое море, отсеченное от океана в эоцене при образовании палео-Марианской дуги (часть которой и сохранилась в виде хр. Палау-Кюсю). Общая ширина этого разросшегося латерального структурного ряда достигает 2,5 тыс. км.
