11.1. Субдукция
11.1.2. Основные тектонические типы
Субдукция может проявляться разнообразно и приводить к различным результатам. Практически каждая такая зона обладает своим индивидуальным “лицом”, которое проявляется особенностями рельефа и магматизма, углом наклона сместителя и его изменениями по направлению падения, возрастом субдуцирующей плиты и глубиной её погружения, спецификой петрологической и металлогенической зональности, скоростью субдукции и геофизическим выражением, и т.д.
В общем, возможно выделение двух основных тектонических типов субдукции – окраинно-континентального и внутриокеанского. В первом типе океанская литосфера погружается под континент, во втором – взаимодействуют два участка океанской литосферы (рис. 11.10).
Рис. 11.10. Основные тектонические типы субдукции.
Окраинно-континентальный тип характеризуется максимальным разнообразием условий проявления и геолого-геофизического выражения субдукции и в его составе возможно выделение трёх подтипов – андского, зондского и японского.
Тектонотипом внутриокеанской субдукции может служить марианский тип (подтип) (рис. 11.11).
Рис. 11.11. Главные тектонические типы субдукции и их латеральные структурные ряды.
Для андского подтипа характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле. Зондский и японский подтипы отличаются более крутым погружением океанской литосферы и раскрытием задуговых морских бассейнов, отличающихся типом коры. В первом случае это утоненная кора континентального типа, а в японском подтипе – океанская кора.
При внутриокеанской субдукции всегда погружается более древняя океанская литосфера, т.к. она обладает более высокой мощностью и плотностью, при этом в висячем крыле образуется энсиматическая островная дуга (в предыдущем типе субдукции – зондский и японский подтипы – формируются энсиалические островные дуги). Примерами внутриокеанской субдукции наряду с Марианской могут служить зоны Тонга-Кермадек, Идзу-Бонинская, Скотия (см. рис. 11.8).
При любом типе субдукции происходит образование целой группы структур, которые закономерно сменяют друг друга в пространстве, при этом латеральные ряды структур всех тектонотипов хорошо сопоставимы, т.к. они служат поверхностным выражением сходных глубинных процессов субдукции (см. рис. 11.11).
Латеральный структурный ряд андского подтипа включает (в направлении от океана к континенту):
краевой вал – глубоководный желоб – береговой хребет (иногда подводное поднятие или терраса) – фронтальный бассейн (в наземных условиях – “продольная долина”) – главный хребет (чаще всего вулканический) – тыловой бассейн (предгорный прогиб).
В островодужных системах эти структуры проявлены несколько иначе и имеют отличные названия (после краевого вала и глубоководного желоба):
невулканическая (внешняя) островная дуга – преддуговой бассейн (прогиб) – вулканическая (внутренняя) островная дуга – задуговой бассейн (краевое, окраинное море).
Невулканические островные дуги (а в андских системах соответствующие им хребты или террасы) слагаются аккреционной призмой (Малые Зондские острова, о. Барбадос в системе Малых Антил и др.), а в случае её отсутствия они представляют собой выступ фундамента на краю висячего крыла субдукции.
Задуговые бассейны могут подстилаться, как указывалось, утоненной континентальной корой (Яванское море) и океанской корой. В последнем случае эта кора может быть новообразованной, за счет задугового спрединга (Японское море), или относительно древней, за счет отгораживания островной дугой участка океана (Берингово море). Проявление задугового спрединга обычно связывают либо с воздействием термального мантийного диапира, возникающего над субдуцирующим слэбом за счет фрикционного разогрева (выделения теплоты трения), либо за счет вынужденной конвекции, обусловленной движением субдуцирующей плиты (рис. 11.12).
Рис. 11.12. Формирование задуговых бассейнов за счет мантийного (астеносферного) диапиризма (а) и локальной конвекции в астеносфере (б).
Для задугового спрединга наиболее благоприятны те зоны, где субдуцирует наиболее древняя (а, следовательно, и наиболее мощная и тяжелая) литосфера, которая с самого начала способна к гравитационному погружению (см. рис. 4.23). Такой спрединг может проявляться в концентрированной (подобно спредингу в срединно-океанских хребтах) и рассеянной формах (рис. 11.13).
Рис. 11.13. Рассеянный спрединг в задуговых бассейнах.
При субдукции древней океанской литосферы возможно её самопроизвольное гравитационное (вследствие отрицательной плавучести) погружение, при этом часто происходит откат шарнира субдуцирующей плиты (см. рис. 11.11, пункт “д” условных обозначений), и проявляются геодинамические условия благоприятные для разрастания литосферы над зоной субдукции. В этом случае островодужный латеральный структурный ряд дополняется новыми структурами (см. рис. 11.11, Марианский тектонотип субдукции). В вулканической островной дуге возможно проявление раздвига по ослабленной зоне, возникающей под действием поднимающихся к поверхности магматических расплавов и высокотемпературных флюидов . Вулканическая дуга расщепляется посредством спрединга. Отделившаяся тыловая часть дуги удаляется от глубоководного желоба, на определенном удалении она отрывается от своих магматических корней (условия магмообразования в зонах субдукции будут рассмотрены позже) и превращается в остаточную дугу. Спрединговый бассейн, отделивший её от остальной сохраняющей свою активность части вулканической дуги, называется междуговым бассейном (пример – Марианский трог между Марианской (активной) и Западно-Марианской (остаточной) островными дугами). При очередном откате шарнира субдуцирующей плиты возникает новая вулканическая островная дуга, новый междуговой бассейн, что обусловливает обособление остаточных островных дуг и отмерших междуговых бассейнов.