11.1. Субдукция
11.1.6. Континентальная субдукция
Весь ранее рассмотренный материал относился к субдукции океанской литосферы (или Б-субдукции). Континентальная субдукция предполагает погружение континентальной литосферы или отдельных блоков континентальной коры.
Субдукция континентальных образований возможна при окончании субдукции океанской литосферы, подходе к конвергентной границе континентальной части субдуцирующей плиты и её затягивание в мантию. Через определенное время в связи с малой плотностью континентальной коры и её высокой плавучестью погружение замедляется, происходит отрыв этой коры от слэба и возможно обратное перемещение сиалических (континентальных) пород (их эксгумация). При затягивании на глубину породы континентальной коры претерпевают метаморфизм сверхвысоких давлений. При значительной скорости эксгумации (1-2 см/год и более) происходит сохранение высокобарического комплекса минералов (коэсит, алмаз, пироп и некоторые другие), изучение которых показало, что континентальные блоки могут претерпеть метаморфизм при температуре 700-900 0С и давлении 28-40 кбар, соответствующим глубинам 100-200 км [16].
Погружение блоков континентальной коры проявляется и на тех участках в тылу окраинно-континентальных горных сооружений, где субдуцирующая океанская литосфера способна оказать на континент давление, порождающее направленные от океана взбросы и надвиги. Движения по ним приводят к надвиганию горных сооружений на обрамляющие их прогибы (передовые прогибы), соседствующие с платформами (надвигание Скалистых гор в сторону Северо-Американской платформы, Анд – в сторону Южно-Американской платформы; соответственно эти платформы пододвигаются под указанные орогены). Формирование крупных надвигов и поддвигов возможно в этих областях и на меньшем удалении от глубоководных желобов (рис. 11.38).
Рис. 11.38. Континентальная субдукция.
Основные данные по субдукции
Субдукция является одним из наиболее масштабных выражений тектоно-магматической активности современной Земли. Она может проявляться в различных формах, что отражается введением понятий тектонические типы и тектонические режимы субдукции, обладает определенным геоморфологическим, геофизическим и геологическим выражением.
Скорости современной субдукции варьируют от 0,9 см/год (зона субдукции Южных Антил (Скотия)) до 12 см/год (зона Соломон).
Глубина проникновения слэбов также резко различна, она зависит, в первую очередь, от возраста субдуцирующей плиты и скорости субдукции. В большинстве случаев слэбы перерабатываются в верхней мантии и глубже не прослеживаются, некоторые из них достигают кровли нижней мантии (глубинный уровень 670 км) и могут вытягиваться вдоль неё, образуя отдельные утолщения, отдельные слэбы практически прямолинейно пересекают эту границу и “теряются” (не проявляются в поле сейсмических скоростей) на различных нижнемантийных глубинах. Наиболее глубинные слэбы достигают практически кровли ядра (глубина 2900 км, см. рис. 11.15). Под горизонтальными участками слэбов на глубине 670 км иногда прослеживаются локальные области повышенных скоростей сейсмических волн, которые следуют до самых низов мантии, что трактуется как гравитационное обрушение (аваланш) материала субдуцировавших плит [11]. Достижению слэбами практически кровли ядра придается огромное геодинамическое значение – формирование апвеллингов, переход двухярусной конвекции в общемантийную и др. (см. пункт 2.2.3. Неоднородность и динамика мантии). Наибольшей глубиной проникновения в мантию отличаются субдукционные зоны по западной периферии Тихого океана, где поглощается со значительными скоростями относительно древняя литосфера Тихоокеанской плиты.
Важнейшим следствием субдукции является формирование и наращивание континентальной коры (рис. 11.39).
Рис. 11.39. Субдукция и увеличение объема континентальной коры.
Проявление первых субдукционных зон приходится на время не позже 3,0 млрд лет назад, когда “заработала” тектоника плит [13,14].
За последние 170 млн лет (время возникновения современных океанов) в зонах субдукции произошло поглощение около 60 % новообразованной за это время океанской литосферы, а также той литосферы, которая до этого подстилала дно Мирового океана. Этот огромный объем пород, включающий морские осадки и базальты океанской коры, вошел в круговорот (рециклинг) мантийного вещества.
Длительность существования отдельных зон субдукции – десятки и сотни миллионов лет. Новая зона субдукции закладывается либо на границе океан-континент, либо в пределах океанического бассейна. В первом случае наиболее удобным вариантом является превращение пассивной окраины в активную , когда прилегающая к континентальной окраине океанская кора характеризуется значительным возрастом и высокой мощностью осадочного слоя, что в совокупности может вызвать начало субдукции (рис. 11.40).
Рис. 11.40. Один из возможных механизмов зарождения окраинно-континентальных субдукционных зон.
Считается, что в ближайшее время новая зона субдукции может сформироваться вдоль восточного побережья Северо-Американского континента, где возраст океанской коры достигает поздней юры, а мощность осадочных образований – 10-15 км, и вдоль этой зоны начнется поглощение литосферы Атлантического океана, что приведет к его закрытию (см. рис. 4.35-4.37).
При заложении зон субдукции в пределах океанических бассейнов обычно “используются” трансформные разломы .
Основными условиями отмирания зон субдукции являются:
- полное поглощение океанской литосферы перед фронтом островной дуги или континентальной окраины андского типа (рис. 11.41);
Рис. 11.41. Переход субдукции в коллизию.
- надвигание активной окраины континента на смежную ось спрединга !!спрединг.doc!!, которая поддерживала субдукцию (например, перекрытие Северо-Американским континентом части Восточно-Тихоокеанской оси спрединга, рис. 11.42);
Рис. 11.42. Отмирание субдукционной зоны за счет перекрытия спредингового хребта.
- прекращение конвергенции двух плит при изменении параметров их относительного движения.
При развитии каждого крупного субдукционного пояса возможно неоднократное заложение и отмирание отдельных составляющих его зон, что бывает связано с блокировкой (заклиниванием) зоны субдукции. Это происходит при подходе к конвергентной границе структур, обладающих утолщенной и (или) низкоплотностной корой – микроконтиненты, островные дуги, некоторые океанические плато. В связи с плавучестью этих структур относительно астеносферной мантии, они не могут субдуцировать и происходит заклинивание зоны субдукции. При этом если движение литосферных плит, сходящихся на конвергентной границе, продолжается, то это вызывает либо активизацию соседних (в том числе внутриокеанских) зон субдукции, либо заложение новых субдукционных зон. В последнем случае зона субдукции как бы смещается в сторону океана (рис. 11.43).
Рис. 11.43. Отмирание зон субдукции за счет их блокировки малоплотными массами.
Прекращение субдукции может сопровождаться “разрывом” литосферной плиты, при этом уже субдуцированная её часть продолжает опускаться, проявляясь на сейсмотомографических профилях в виде отдельных остаточных (оторванных) слэбов (рис. 11.44).
Рис. 11.44. Отрыв и погружение литосферного слэба.
Процесс субдукции является одним из самых сложных и довольно хорошо изученных геодинамических процессов. В кратком рассмотрении этого процесса приведены лишь основные сведения, поэтому для получения более полного представления о процессе (явлении) субдукции необходимо дополнительное самостоятельное изучение специальной литературы. В заключение, необходимо отметить асимметрию обрамления Тихого океана, где и расположены главные субдукционные зоны, различающиеся условиями субдукции (см. рис. 3.1).