11.1. Субдукция
11.1.4. Геологическое выражение
Зоны субдукции обладают специфичным и закономерным проявлением процессов седиментации, магматизма, метаморфизма и тектонических деформаций, которые обусловливают проявление структурной, петрологической и металлогенической зональностей этих зон. Это позволяет, в первую очередь, довольно уверенно выделять палеозоны субдукции и проводить прогнозирование мест локализации новых месторождений полезных ископаемых в этих палеозонах.
Субдукция и седиментация
Субдукция создает контрастный тектонический рельеф, частью которого являются седиментационные бассейны – глубоководный желоб, преддуговой и задуговый бассейны и др.
При андском типе (подтипе) субдукции основными седиментационными ловушками в её висячем крыле являются фронтальный и тыловой бассейны (прогибы) (см. рис. 11.11). Они служат местом накопления континентальных и мелководно-морских толщ молассового облика мощностью до нескольких километров. Осадочный материал этих бассейнов часто содержит определенную долю вулканогенного материала.
В островодужной обстановке преддуговые, задуговые и междуговые бассейны выполняются морскими часто имеющими флишоидный характер отложениями довольно значительной – до нескольких километров – мощности.
Глубоководные желоба отличаются морскими флишоидными отложениями с высокой долей терригенных и туфогенных турбидитов. Характерен продольный вдоль желоба перенос материала на большие расстояния. Вне зависимости от длительности существования зоны субдукции в глубоководных желобах находятся лишь очень молодые – плейстоценовые и голоценовые отложения, мощность которых обычно не превышает нескольких сотен метров. Особенности залегания осадочного материала в глубоководных желобах определяются тектоническим режимом субдукции (эти режимы будут рассмотрены позже). Со стороны океанского борта осадки обычно залегают горизонтально, а на противоположном борту желоба в одном случае они также характеризуются субгоризонтальным залеганием и спокойно вовлекаются в субдукцию (пододвигаются под висячее крыло), почти не испытывая деформаций, в другом случае – осадочное выполнение интенсивно деформируется и идет на формирование или наращивание аккреционной призмы.
Мощность осадков в глубоководных желобах контролируется интенсивностью поступления терригенного материала, которое в свою очередь определяется физико-географическими факторами (рельеф, климат и т.д.). Эти седиментационные бассейны могут быть практически лишены осадков, что отмечается при сопряжении глубоководных желобов с пустынными районами континентов (Чилийско-Перуанский желоб Андской зоны субдукции на отрезке, прилегающем к пустыне Атакама), а также полностью перекрыты осадочным материалом при его обильном поступлении (южная часть желоба Пуэрто-Рико (зона субдукции Малых Антил), где происходит “захоронение” материала, выносимого р. Ориноко, и некоторые другие зоны субдукции).
Специфика накопления осадков в глубоководных желобах состоит в том, что находящийся в движении океанский коровый субстрат, субдуцирующий под континентальную окраину или островную дугу, удаляет поступающий в желоб осадочный материал, освобождая место для всё более молодых осадков.
Субдукция и магматизм
Магматизм является одним из наиболее масштабных и изученных проявлений субдукции. На большем своем протяжении (по латерали) зоны субдукции активны в магматическом отношении. Эта активность проявляется в надсубдукционной области (в висячих крыльях), где образуются вулканические дуги на континентальной или океанской коре (соответственно, энсиалические и энсиматические островные дуги) и вулкано-плутонические пояса (на континентальных окраинах андского типа).
К настоящему времени выявлены особенности магмообразования при субдукции, вариации состава магмопроявлений вкрест зон субдукции различных тектонотипов и связанные с этим геохимическая и металлогеническая зональности, закономерности пространственного расположения вулканических дуг и вулкано-плутонических поясов, и многое другое [1, 3-10,12].
Пространственное положение поверхностных проявлений надсубдукционного магматизма – удаленность от глубоководных желобов и ширина вулканических поясов – контролируется глубиной сместителя субдукции (сейсмофокальной зоны Беньофа). Эта глубина под вулканами изменяется от 60 до 350 км, но максимум магматической активности отмечается над глубинным интервалом залегания зоны Беньофа – 100-200 км (рис. 11.23 ).
Рис. 11.23. Зависимость расположения вулканов Камчатки от глубины залегания зоны Беньофа.
В связи с этим, положение вулканического фронта и ширина вулканического пояса находятся в обратной зависимости от наклона зоны Беньофа (рис. 11.24 ).
Рис. 11.24. Латеральная миграция вулканических дуг (вулкано-плутонических поясов) над зоной субдукции вследствие изменения угла её наклона.
В общем, расстояние от глубоководного желоба до вулканического фронта варьирует в пределах 50-300 км, в основном – 125-250 км. Ширина субдукционных вулканических поясов – от первых десятков до 200 км (в очень редких случаях более 200 км). Тыльная сторона вулканических поясов, в отличие от вулканического фронта, обычно проявлена не столь резко. Она удалена от желобов на расстояние до 400-500 км.
Отчетливая связь между глубиной зон Беньофа и положением вулканических поясов свидетельствует, что вулканизм островных дуг и континентальных окраин инициируется субдукцией, и генерация субдукционных магм осуществляется на определенных глубинах. Магмогенерирующие отрезки зон субдукции понимаются как области, где формирование магм только начинается. Далее этот процесс продолжается над субдуцирующей плитой в мантийном клине и земной коре висячего крыла вплоть до близповерхностных магматических камер в основании вулканов. Магмогенез связывают с процессами, преимущественно, частичного плавления вещества, отжима жидкой фазы из межзернового пространства и её перемещение в область пониженного давления (к поверхности), где на разных глубинах возможно формирование крупных магматических камер. Расплавы этих камер могут поступать в вышележащие (промежуточные) камеры (очаги), прорываться к поверхности, формируя вулканы, или застывать на глубине, образуя системы плутонов (рис. 11.25, рис. 11.26).
Рис. 11.25. Схема магмообразования под Курильской островной дугой.
Рис. 11.26. Магмогенез в надсубдукционных зонах.
Частичное плавление вещества и формирование магматических камер приводит к уменьшению степени упругости (жесткости, добротности) материала, что вызывает снижение сейсмологической активности в этих областях и их проявление пониженными скоростями распространения сейсмических волн (рис. 11.27 ).
Рис. 11.27. Глубинные корни вулканов Японской островной дуги по данным сейсмотомографии.
В формировании субдукционных магм может принимать участие вещество различного типа. Это материал субдуцировавшей океанской коры (особое значение придается плавлению осадочного и базальтового слоев этой коры, а также её дегидратации, которая начинается на меньших глубинах, дегидратационная вода понижает температуру плавления пород висячего крыла и способствует выплавлению в мантии магм андезитового состава), а также вещество астеносферы, литосферной мантии и коры надсубдукционной зоны (висячего крыла). Разнообразие состава материала, который может подвергнуться плавлению (частичному плавлению), вариации термобарических и других условий по наклону субдукционных зон, различное время существования последних, возможность глубокой дифференциации магмы в разноглубинных очагах обусловливают крайне разнообразный состав субдукционного магматизма. В общем, здесь выделяют следующие три магматические (вулканические) серии пород:
;- толеитовую (представленную дифференциатами толеитовый базальт – железистыйдацит (преобладающей разновидностью пород является толеитовый базальт));
- известково-щелочную (высокоглиноземистый базальт – риолит (преобладающая разность – андезит ));
- шошонитовую (щелочную) (шошонитовый базальт – Tрахит (преобладают шошониты)).
Все три указанные серии редко когда масштабно проявляются в пределах одной определенной субдукционной зоны, а если это и происходит, то преобладающими обычно являются породы какой-то одной серии.
В энсиматических островных дугах представлены породы толеитовой и известково-щелочной серий с преобладанием первой (почти до 100 % в дуге Тонга, до 90 % в Марианской дуге).
В энсиалических дугах к ним добавляется шошонитовая серия, при этом преобладающей является известково-щелочная.
На континентальных окраинах андского типа проявлены известково-щелочная и шошонитовая серии, при преобладании известково-щелочных пород.
Т.к. в каждой вулканической серии преобладающей является определенная разновидность пород, то Тихоокеанское “огненное” кольцо и представлено как преимущественно базальтовыми, так и преимущественно андезитовыми вулканическими дугами (поясами). Резкое различие магматизма энсиматических и энсиалических островных дуг связывают с влиянием на процессы магмообразования пород коры висячего крыла субдукции.
Замечательной особенностью субдукционных зон является то, что породы указанных серий характеризуются строго определенным положением и формируют латеральную магматическую зональность. Она выражена так – по мере удаления от глубоководного желоба толеитовая серия сменяется известково-щелочной, а затем, в тылу вулканического пояса, – шошонитовой. Данная магматическая поперечная (относительно простирания субдукционных зон) зональность обусловливает проявление геохимической и металлогенической зональностей.
Геохимическая зональность характеризуется ростом концентраций, по мере удаления от желоба, – K, Rb, Sr, Ba и других литофильных элементов с большими ионными радиусами; нарастанием отношений K/Na, La/Yb (легких редкоземельных элементов к тяжелым); снижением отношения Fe/Mg и нормативной насыщенности пород кремнеземом, и др. [7] (такое закономерное изменение концентраций отдельных элементов и их отношений проявляется в породах даже одного химического и минерального состава вулканического пояса при их различном положении относительно глубоководного желоба).
Металлогеническая зональность (размещение связанного с магматизмом оруденения) в наиболее общей форме проявлена следующим образом – по мере удаления от глубоководного желоба медное оруденение сменяется полиметаллическим (Pb-Zn), далее следуют месторождения олова и вольфрама, которые могут смениться тантал-ниобиевым оруденением (рис. 11.28 ).
Рис. 11.28. Схемы размещения рудных месторождений над зонами субдукции: А – для окраин андского типа, Б – для островных дуг.
Подробную информацию о металлогенической зональности, её причинах и следствиях можно найти в [4,6,10].
Приведенный характер поперечной магматической зональности свидетельствует, что многие различия в составе магматитов, проявленных в вулканических (вулкано-плутонических) поясах, связаны с глубиной залегания зоны Беньофа (или сместителя субдукции), которая увеличивается по мере удаления от глубоководных желобов. Данная корреляция широко используется при выявлении направления наклона и глубинного положения зоны Беньофа в палеозонах субдукции [1, 2, 3, 12]. Первое определяется по закономерному латеральному изменению состава одновозрастных вулканитов, а второе – по геохимическому облику этих вулканитов, преимущественно содержанию в них калия (рис. 11.29).
Рис. 11.29. Зависимость содержания калия в вулканитах от глубины залегания зоны Беньофа.
В пределах некоторых островных дуг и активных континентальных окраин процессы современного вулканизма не фиксируются, несмотря на проявление здесь таких характерных особенностей субдукции как сейсмичность. Такая амагматическая субдукция связывается с погружением океанских вулканических хребтов, характеризующихся утолщенной (до 20-30 км) корой. Субдукция этой аномальной океанской коры, обладающей повышенной плавучестью за счет значительного объема малоплотных коровых пород, сопровождается выполаживанием слэба, его прижатием к подошве нависающей литосферной плиты. Следствием последнего является отсутствие астеносферной смазки между взаимодействующими плитами, что и принимается за основную причину прекращения магматических процессов (рис. 11.30).
Рис. 11.30. Зависимость магматической активности субдукционных зон от наклона субдуцирующей плиты.
Магматизм восстанавливается после окончания субдукции таких участков с утолщенной океанской корой.
Зоны субдукции амагматичными являются и в начальный период своего развития – от заложения до достижения слэбами критических глубин, инициирующих магматизм. Длительность этой начальной амагматической стадии составляет 1,5-2,5 млн лет.
Субдукция и метаморфизм
Термодинамические аномалии, проявляющиеся в зонах субдукции, обусловливают и закономерное изменение характера и интенсивности метаморфических процессов. Еще в 1961 г. японским геологом А. Миясиро было установлено, что субдукция порождает парные метаморфические пояса, состоящие из зон метаморфизма, довольно закономерно расположенных относительно друг друга. Это зона метаморфизма высоких давлений–низких температур и вторая зона – низких и умеренных давлений–высоких температур.
Первая зона проявляется вблизи глубоководного желоба, для неё характерна минеральная ассоциация глаукофана. Примечательной особенностью этого минерала являются необычные условия его формирования, представленные сочетанием высокого давления и низкой температуры. Проявление таких условий в нормальном разрезе коры невозможно, т.к. увеличение давления с глубиной сопровождается здесь и увеличением температуры. Верхняя же часть зон субдукции вблизи их сместителя как раз и характеризуется оптимальными для формирования глаукофана условиями (см. рис. 9 во Вводной части). Глакофановые сланцы совместно с зелеными сланцами и филлитами образуются по базальтам и морским осадкам, вовлеченным в субдукцию.
Вторая зона метаморфизма – сочетание низких и умеренных давлений и высоких температур – удалена от глубоководного желоба и проявляется под вулканическим поясом. Это область метаморфизма амфиболитовой фации, характеризующегося формированием гнейсов и палингенезом. Данный метаморфизм обусловлен подъемом флюидов и магм над субдуцирующей плитой, а вместе с ними и подъемом геоизотерм.
Расстояние между двумя отмеченными зонами метаморфизма и ширина парного метаморфического пояса находятся, как нетрудно догадаться, в обратной зависимости от угла наклона субдуцирующей литосферной плиты.
Особенности пространственного расположения зон (фаций) метаморфизма в субдукционных областях отражает рисунок 11.31.
Рис. 11.31. Закономерности пространственного расположения магматических и метаморфических образований в зонах субдукции.
Отмеченные закономерности в пространственном распределении продуктов разнотипного метаморфизма позволяют выделять в складчатых областях палеозоны субдукции, определять направление и угол их падения.