ОтветыГос (1) / 38

№38 Зоны субдукции и их роль в формировании рельефа

На конвергентных границах литосферных плит происходит субдукция (пододвигание) океанской литосферы под континентальную и коллизия (столкновение) континентальных частей плит. Из продуктов переработки океанской литосферы в зонах субдукции образуются "зародыши" континентальной коры. Коллизия приводит к их скучиванию,метаморфизму, переплавлению и, в конечном итоге, к образованию зрелой континентальной литосферы.

Субдукций океанской литосферы известны два основных типа субдукции - поглощение океанской литосферы под системами островных дут и окраинных морей и непосредственно под активными окраинами континентов. Характерным элементом всех, зон субдукции, независимо от их типа, является глубоководный желоб - узкая удлиненная депрессия океанского дна, имеющая в плане, как правило, дугообразную форму, а в разрезе - резко асимметричный профиль е более пологим приокеанским и более крутым приконтинентальным (или приостроводужным) склоном. В желобах отмечают максимальные глубины океана - до 11022 м в Марианском желобе в западной части Тихого океана.

Приокеанский склон желаба является прямым продолжением океанской части литосферной плиты. Он характеризуется типичным океанским фундаментом.

С океанской стороны многие желоба сопровождаются пологим поднятием дна высотой около 500 м, эта краевой вал. Образавание объясняется упругим изгибом океанской литосферы перед ее погружением в зону субдукции.

Погружающаяся часть океанской литосферы остается более холодной и хрупкой чем соседняя астенофера. Поэтому из-за роста напряжений в процессе субдукции в ней возникают землетрясения.

Их очаги очерчивают контуры погружающейся литосферной плиты.

Именно выделение наклонных зон очагов глубокофокусных землетрясений, уходящих под континенты и островные дуги (эти зоны – Беньоффа или Беньоффа-Вадати)показывают реальность процесса субдукции. Максимальная зарегистрираванная глубина очагов землетрясений в зонах Беньоффа окола 640 км -отмечает предельную глубину, до которой субдуцирующая литосферная плита сохраняет свою упругость. Поэтому глубину 640 км рассматривают в качестве подошвы астеносферного слоя в мантии Земли.

Со стороны континента желоба ограничиваются либо активными окраинами, либо вулканическими островными дугами с расположенными в их тылу окраинными бассейнами.

Островные дуги протягиваются в виде хребтов, отстоящих от желобов на 150-200 км. Их известково-щелочной (андезитовый) вулканизм связан с поглощением и переплавлением океанской литосферы в зонах субдукции.

Океанская плита, погружающаяся в зону субдукции, несет на себе слой осадков мощностью до 1 км. Если эти осадки соскребаются наползающей плитой, то они испытывают складчатость и метаморфизм и образуют аккреционную призму, слагающую крутой приконтинентальный склон желоба.

Возможно затягивание океанских осадков в зону субдукции вместе с погружающейся плитой. Этому способствует небольшая мощность осадочного слоя океана, низкая вязкость осадков, а также неровности океанского фундамента, в "карманах" которого осадки, как на ленте эскалатора транспортируются в зону субдукции и переплавляются.

Окраинные моря образуются двумя способами: путем отчленения от океана и за счет задугового спрединга.

В первом случае зона субдукции закладывается на океанской коре, вдали от края континента. Местом ее заложения может стать, например, бывшая рифтовая зона океана, где до этого уже существовала сквозьлитосферная трещина. За счет начинающегося над зоной субдукции вулканизма образуется островная дуга, а окраинным морем становится все пространство между этой новообразованной дугой и краем континента. Возраст литосферы окраинного моря в этом случае оказывается древнее возраста островной дуги.

Причиной задугoвогo спрединга является самопроизвольное погружение (затягивание) древней океанской литосферы в зону субдукции. Погружающаяся часть плиты "надламывается" перед зоной субдукции, а жестко сцепленнан с ней островная дуга движется в сторону океана, освобождая в тылу место для раскрытия окраинного моря.

Зоны субдукции на активных континентальных окраинах отличаются от островодужных отсутствием окраинных морей. Роль островных дуг в них выполняют резкие поднятия краев континентов, увенчанные молодыми вулканическими цепями. Глубоководные желоба на активных окраинах. практически ничем не отличаются от таковых в островодужных зонах субдукции.

Чем древнее океанская литосфера, тем выше избыточное давление у ее подошвы и тем меньшие усилия нужно затратить, чтобы погрузить ее в мантию.

Начиная с возраста 150 млн лет океанская литосфера теряет свою упругость и становится способной самопроизвольно разрушаться и поглощаться в зонах субдукции. Возраст 150 млн лет можно рассматривать как предельный возраст океанской литосферы.

Нигде в современном Мировом океане нет литосферы с возрастом, значительно превышающим предельный. Тип зон субдукции и угол падения зон Беньоффа также зависят от возраста подходящей к ним океанской литосферы.

Наглядным примером в этом отношении является Тихий океан. охваченный по периферии кольцом зон субдукции . Ось его современного спрединга ВосточноТихоокеанское поднятие - занимает резко асимметричное положение: она приближена к берегам Америк и удалена от Азии. На юго-востоке Тихого океана субдукция идет под активную андийскую континентальную окраину Южной и Центральной Америки. Сюда попадает относительно молодая литосфера плит Кокос, Наска и Антарктической. Она "насильно" заталкивается в мантию.

Следствием этого является пологий угол субдукции и господство условий сжатия, препятствующее раскрытию окраинных морей. На севере и западе Тихого океана, напротив, в зоны субдукции попадает древняя литосфера Тихоокеанской плиты, возраст которой приближается к предельному или даже несколько презышает его. Край океанской плиты здесь самопроизвольно "надламывается", разрушается и погружается в мантию. Это создает условия для отодвигaния островных дуг от края континента и раскрьггия в их тылу окраинных морей.

До тех пор, пока в пределах конвергентных границ плит идет поглощение океанской литосферы, они развиваются как зоны субдукции. Но наступает такой момент, когда в зону субдукции вместе с движущеся литосферной плитой придвигается континент или какая-то другая масса континентально коры - островная дуга, .микроконтинент и т.п., который в силу своей легкости и плавучести не может быть пододвинут в зону субдукции на большую глубину. В таких случаях зона субдукции блокируется и дальнейшее поглощение литосферы в ее пределах становится не возможным. Скорость движения литосферных плит на конвергентной границе начинает замедляться, но из-за высокой инерциионности плит замедление это происходит не мгновенно. В ходе продолжающегося, хотя и замедляющегося встречного движения плит конвергентная граница между ними превращается в зону коллизии непосредственного столкновения континентов.

Зоны субдукции блокируются не одновременно вдоль всей конвергентной границы, поскольку края сближающихся континентов не параллельны в плане. Поэтому и проявления коллизии почти вседа несинхронны - они мигрируют вдоль конвергентных границ.

Континентадьная литосфера в них разбивается на множество мелких блоков и микроплит, образующих сложную мозаику и испытывающих дифференцированные движения друг относительно друга. Эти движения, глобально обусловленные сжатием, могут иметь сдвиговую и даже раздвиговую природу.

Выявлена общая закономерность. Она выражается в последовательной смене структурных зон вкрест простирания пояса.

Перед фронтом зоны коллизии обычно расположено обширное погружение края континентальной платформы, заполненное мощными толщами осадков. Оно называется краевым прогибом. Краевые прогибы являются реликтами прежних пaccивных окраин континентов. На коллизионной стадии осадочный чехол кроевых прогибов наращивается сверху продуктами размыва воздымающихея горных сооружений.

Полоса краевого прогиба, прилегающая к горной цепи, обычно деформирована и частично перекрыта крупными надвигами шарьяжами. По фронту деформаций и шарьяжей проводится граница между краевым прогибом и внешне зоной коллизионного пояса. Поскольку проявления коллизии мигрируют вдоль дивергентных границ плит, краевые прогибы часто находятся на продолжении глубоководных желобов зон субдукции.

Вслед за краевым прогибом и внешней зоной располагается внутренняя зона коллизионного пояса. Она сложена пакетами тектонических шарьяжей, надвинутых на внешнюю зону, в сторону краевого прогиба и платформы.

Внешняя зона коллизионного пояса амагматична. Ее основанием служит тот же кристаллический фундамент, что слагает континентальные платформы.

В строении внугренней зоны большое место занимают продукты вулканизма, среди которых особую роль играют офиолитовые комплексы - ассоциации гипербазитов, габбро, диабазов, подушечных базальтовых лав и глубоководных осадков. Офиолиты полностью идентичны по составу коре современных океанов. Их образование связано с обдукцией - надвиганием пластин прежней океанской коры на бывшую пассивную континентальную окраину, блокирующую зону субдукции.

Собственно коллизионный магматизм выражается внедрением гранитоидных интрузий и образованием гранито-гнейсовых куполов.

Для внутренних зон коллизионных поясов характерен также высокотемпературный метаморфизм, ослабевающий по мере движения к внешним зонам.

Общая черта всех зон коллизии - совмешение в них разнородных и разновозрастных тектонических блоков. К ним относятся все элементы бывшего океана, с закрытием которого связана коллизия: микроконтиненты, островные дуги, подводные горы и хребты и т.п. Таким образом, в любом современнрм или древнем коллизионном поясе запечатлена летопись событий, происходивших в разное время и в разных местах.

Коллизия выражается не только сжатием и скучиванием континентальных масс, но и наличием под горными сооружениями сиалических "корней", утолщающих земную кору до 50-60 км.

Континентальная кора образуется в процессе субдукции и коллизии литосферных плит на конвергентных границах. В качестве ее "зародышей" можно рассматривать кору островных дуг и активных окраин. В отличие от примитивного основного магматизма океанского дна, в магматизме островных дуг и активных окраин главную роль играют средние и кислые породы - андезиты, диориты и гранодиориты, состав которых очень близок к среднему составу континентальной коры. Когда зона субдукции превращается в зону коллизии, для нее наиболее характерным становится гранитоидный магматизм.

Становление континентальной коры обусловлено процессами конвергенции (субдукции и коллизии литосферы) и происходит в несколько стадий.

На первой стадии идет поглощение океанской литосферы в зонах субдукции, а из продуктов ее переработки, путем известково-щелочного магматизма, надвигообразования и регионального метаморфизма формируются "зародыши" континентальной коры.

На следующей стадии островные дуги надвигаютсн на бывшие континентальные окраины. Осадочный чехол последних сминается в складки и переплавляется, продуцируя кислый гранитоидный магматизм. Одновременно в коллизионном поясе идет "спаивание" разнородных элементов в единый гетерогенный тектонический коллаж.

На завершающей стадии консолидированная континентальная кора переходит от коллизионного к платформенному режиму развития. Этот процесс идет на фоне снятия сжимающих напряжений и восстановления изостазии по всей прежде возмущенной термически и механически области. Характерное время изостатического выравнивания литосферы в коллизионных поясах состпвляет 10⁷-10⁸ лет. Примерно такова продолжительность периода активного разрушения (пенепленизации) и сноса материала с приподнятых участков, а также накопления грубообломочных осадков (молассы) в межгорных впадинах. Следовательно, время перехода континентальной литосферы от коллизионной стадии развития к платформенной составляет сотни миллионов лет.

СУБДУКЦИЯ — поддвигание литосферных плит океанического коры и пород мантии под края др. плит (согласно представлениям Тектоники плит). Сопровождается возникновением зон глубокофокусных землетрясений и формированием активных вулканических островных дуг. Пример современный зоны субдукции — жёлоб Кермадек в Тихом океане.

оны субдукции – границы между литосферными плитами вдоль которых происходит погружение одной плиты под другую.

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. 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.

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.

Субдукция развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океаническая плиты или океаническая с океанической. При их встречном движении более тяжелая плита (всегда океаническая) уходит под другую, а затем погружается в мантию.

Выражение зон субдукции в рельефе:

- Глубоководные желоба;

- Краевые валы;

- Хребты, гряды;

- Островные дуги.

Характер взаимодействующих участков литосферы определяет различия между двумя главными тектоническими категориями зон субдукции: окраинно-материковыми зонами (андского, зондского и японского типа) и океанскими зонами (марианского типа). Первые формируются там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, вторые — при взаимодействии двух участков океанской литосферы.