Глава 07. ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ ПРОТЕРОЗОЯ И ФАНЕРОЗОЯ (1119269), страница 5
Текст из файла (страница 5)
Благодаря этому впереди надвигаемой плиты постепенно вырабатываетсясравнительно тонкий клинообразный литосферный (коровый) выступ, перекрывающийподобно гигантскому карнизу пододвигаемую плиту на участке между глубоководнымжелобом и зоной ВЗБ (см. рис. 2.7 и 6.20). Кроме того, за счет постоянной эрозии лобовыхчастей надвигаемой плиты этот процесс под островными дугами Курильского типаприводит к их перемещению в сторону расположенных за ними континентов и кпостепенному закрытию (со скоростями около 0,3 см/год) задуговых бассейнов.Примерами таких закрывающихся ныне задуговых бассейнов могут служить ЮжноОхотская глубоководная котловина и Японское море.Помимо зон поддвига плит Курильского и Андийского типов, в которыхпреобладают напряжения горизонтального сжатия, “ломающие” пододвигаемую плиту,существуют еще и зоны поддвига плит, в которых опускание тяжелой океаническойлитосферы в мантию происходит просто под влиянием силы тяжести и давленияостровной дуги (см.
рис. 6.3). Типичным примером структур такой зоны поддвига плитможет служить Марианская островная дуга в Тихом океане (под нее пододвигается плита,214возраст которой очень близок к приведенному выше предельному возрасту устойчивостиокеанических плит – 150 млн лет). Отличаются эти дуги от предыдущего типа тем, чтоположительные гравитационные аномалии над ними либо полностью отсутствуют, либомалы по амплитуде, тогда как отрицательные аномалии над глубоководными желобамивыражены столь же четко. Кроме того, в отличие от зон Курильского типа, задуговыебассейны в тылу островов Марианского типа не закрываются, а, наоборот, активнорасширяются, и в них возникают вторичные рифтовые зоны.При опускании литосферных плит в мантию под собственной тяжестью, в тылуостровных дуг возникают напряжения растяжения. Благодаря этим напряжениям, вдольоперяющих зону поддвига плит разломов (DG на рис. 7.8 а) может произойти отодвиганиетела островной дуги от тыловых частей островодужной плиты.
В результате, в тылу такойдуги возникает вторичная рифтовая зона, раздвигание новорожденных плит в которойкомпенсирует отодвигание тела островной дуги в сторону пододвигаемой океаническойплиты (рис. 7.8 б). При этом избыточное давление островной дуги на пододвигаемуюплиту (при h ≥ 20 км) превышает прочность пород пододвигаемой плиты на сдвиг,деформирует ее и постепенно отодвигает зону поддвига плит в сторону океана.Рис.
7.8. Механизм образования в тылу островной дуги вторичной рифтовой зоны и спрединг дна задуговогобассейнаОтличие динамики развития островных дуг Марианского типа от Курильскогоопределяется в основном скоростью поддвига плит. При больших скоростях сближенияплит возникают островные дуги Курильского типа, при малых скоростях возникают дугиМарианского типа. Критическая скорость поддвига плит, по-видимому, близка к 5 см/год.Исключение составляет только островная дуга Тонга–Кермадек со спрединговымзадуговым бассейном Лау, поскольку скорость поддвига Тихоокеанской плиты под этудугу превышает 5 см/год.
Вероятно, это связано с динамическим эффектом “выжимания”вещества верхней мантии в астеносферу при движении на северо-восток Австралийскойконтинентальной плиты или с тем, что под Фиджийской котловиной существуетлокальный восходящий мантийный поток.Вместе с океанической литосферой в сторону зон поддвига плит перемещаются ипелагические осадки, тем не менее сдирания и смятия осадков в большинстве случаев непроисходит. Как правило, не наблюдается чрезмерного накопления осадков и вглубоководных желобах, даже несмотря на то, что скорость седиментации в этих местахдостигает нескольких сантиметров за тысячу лет. При такой скорости осадконакоплениябольшинство желобов оказались бы полностью засыпанными уже через несколькодесятков миллионов лет, тогда как в действительности они остаются не заполненнымиосадками, хотя некоторые из них существуют и продолжают развиваться уже в течение215сотен миллионов лет подряд, как, например, Японский или Перуанско-Чилийский желоб.Это свидетельствует о том, что в глубоководных желобах действует эффективныймеханизм удаления осадков с поверхности океанского дна.
Таким естественныммеханизмом, как теперь выяснилось, является затягивание осадков в зону поддвига плит.Это происходит аналогично смазке движущихся механизмов жидкими маслами припопадании последних в зазоры между трущимися жесткими деталями.Как и в случае смазки, количество осадков, попадающих в зазор между трущимисяплитами, должно зависеть от скорости движения плит и вязкости затянутых в зазоросадков. Соответствующие расчеты (Сорохтин, Лобковский, 1976), основанные на теориисмазки механизмов, показали, что под островные дуги осадки могут затягиваться безсдирания и смятия только в том случае, если их мощность не превышает некоторогокритического значения, зависящего от скорости поддвига плит и вязкости осадков.
Приэтом мощность осадков, затянутых в зазор между плитами, увеличивается от двух до трехраз, причем последний предел уже соответствует случаю сдирания лишних осадков иформированию перед островной дугой аккреционной осадочной призмы. Само значениекритической мощности осадков h0, в зависимости от их вязкости ηs и скорости поддвигаплит 7u0, определяется сравнительно простым выражениемh0 ≤ 5,5 ⋅ 10 −8 ⋅ η s ⋅ u 0 .(7.3)Судя по выражению (7.3), под такие дуги, как Курильская, Японская и Тонга, безсоскребания и смятия может затягиваться до 500–520 м пелагических осадков, а вПеруанско-Чилийский, Алеутский и Яванский желоба без соскребания можетзатягиваться только до 400–430 м осадков.
Вблизи Курильского, Японского и центральнойчасти Яванского глубоководных желобов мощности осадочных слоев не превышают 300–500 м, вблизи желоба Тонга толщина осадков снижается до 100–300 м, а перед большейчастью Перуанско-Чилийского желоба толщина осадочного слоя уменьшается до 100 м именее. Поэтому поддвиг плит под эти структуры не сопровождается соскребанием исмятием осадков перед фронтальной частью надвигаемой плиты.Совершенно иная ситуация наблюдается в заливе Аляска на востоке Алеутскойдуги и на севере Яванского желоба.
В этих районах и скорость поддвига плит не велика(около 2–3 см/год), мощность осадков превышает 500–700 м, а в отдельных местахдостигает 1000 м, т.е. везде превышает найденные для этих структур критическиезначения мощности пододвигаемых осадков. Аналогичная картина наблюдается и возлезоны поддвига Атлантической плиты под Малые Антильские острова. Для этой зоныкритическая толщина осадков, которые еще могут быть затянуты в зону поддвига плит безсдирания, примерно равна 250 м, тогда как реальная мощность осадочных толщ здесьдостигает 500–1000 м.
Отсюда следует, что во всех этих районах поддвиг литосферныхплит должен сопровождаться и соскребанием осадков с океанского дна, и смятием ихперед литосферным выступом островных дуг, т.е. образованием аккреционных осадочныхпризм. Именно таким процессом необходимо объяснять возникновение внешнихневулканических гряд возле этих зон поддвига плит – острова Кадьяк в Алеутской дуге,Малых Антильских островов в Атлантике и Андаманских островов в Индийском океане.За счет диссипации энергии вязкого трения попавшие в зазор между трущимисяплитами осадки постепенно разогреваются и даже начинают подплавляться. В результатеих вязкость в зонах поддвига плит резко (на много порядков) уменьшается и существенносокращается предельная мощность осадков, еще способных сохраняться в этих зонах набольших глубинах.
Именно по этой причине обычные осадки, с плотностью меньшей, чемплотность литосферы, не могут затягиваться в зоны поддвига плит на глубины большие20–30 км и обычно выжимаются по разломам вверх, внедряясь в виде мигматитовыхгранитогнейсовых куполов или гранитоидных батолитов в тело островодужных структурили активных окраин континентов над такими зонами субдукции.216На большие глубины и под континентальные литосферные плиты осадки могутзатягиваться лишь в одном случае – когда их плотность превышает плотность литосферы.В этом случае средняя скорость затягивания осадков в зоны субдукции всегда оказываетсядаже выше скорости поддвига самих плит и, следовательно, тяжелые осадки должны сами“проваливаться” в зоны поддвига плит (Монин, Сорохтин, 1986).
Плотность любыхсовременных осадков всегда меньше плотности литосферы (ρl ≈ 3,3 г/см3), поэтому они ине могут затягиваться на большие глубины под островные дуги или активные окраиныконтинентов. Однако известно, что в докембрийской истории Земли существовали эпохи,когда на дне океанов и континентальных шельфов в изобилии отлагались железорудныеформации (джеспилиты), плотность которых достигала 4–4,5 г/см3 и заметно превышалаплотность литосферы.
Но такие осадки уже могли беспрепятственно затягиваться(“проваливаться”) на большие глубины под континенты. После расплавления этихосадков, их дифференциации и отделения от силикатно-карбонатных расплавовсоединений железа (уходивших в мантию) в низах континентальной литосферы наглубинах от 100 до 220–250 км могли формироваться очаги кимберлитовых,лампроитовых, щелочно-ультраосновных или карбонатитовых магм.
В дальнейшем присмене тектонических режимов сжатия на растяжение эти магмы (уже более легкие послеликвации расплавов и отделения от них железа) могли вновь подниматься на поверхностьи внедряться в континентальную кору (см. раздел 11.4).7.4. Происхождение земной корыПри раздвижении литосферных плит в океанических рифтовых зонах возникаютоткрытые трещины растяжения, через которые из астеносферы поднимаются базальтовыерасплавы.
Изливаясь на поверхность океанического дна в форме подушечных лав, этибазальты постепенно формируют верхнюю часть второго (базальтового) слояокеанической коры (первый сложен осадками). Состав базальтов обычно определяетсяглубиной их выплавления и дифференциации. Под рифтовыми зонами очаги базальтовыхрасплавов обычно формируются на небольших глубинах от 10–15 до 2–3 км, поэтомуизливающиеся там базальты обычно имеют толеитовый состав. Под подушечными лавамирасполагается так называемый дайковый комплекс, образующийся за счет заполнениявозникающих в рифтовых зонах трещин базальтовыми магмами.
Обычно этот комплекссостоит из прижатых друг к другу даек (по типу “дайка в дайку”) долеритов (мелко- исреднекристаллическая порода) толеитового состава и слагает собой нижнюю частьбазальтового (второго) слоя океанической коры.Ниже располагается третий слой океанической коры, сложенный вверху габбро,также толеитового состава, а внизу – серпентинитами, образованными по ультраосновнымпородам – гарцбургитам и лерцолитам. Габбро формируются за счет медленнойкристаллизации базальтовых расплавов в магматическом очаге, питавшем до этогобазальтовый вулканизм рифтовых зон, а серпентинитовый слой обычно возникает толькона некотором удалении от этих зон благодаря проникновению океанической воды потрещинам под слой габбро, т.
е. за счет гидратации ультраосновных пород собственнолитосферы. Глубина проникновения воды ограничивается литостатическим давлениемоколо 2,3 кбар, выше которого серпентинит становится настолько пластичным, чтоглубже все трещины и поры в нем полностью заплывают, закрывая тем самым и доступводе на более глубокие горизонты (см. рис. 2.5). Общая мощность океанической коры,оцениваемая по данным сейсмических исследований, приблизительно равна 6,5–7 км, поэтим же данным мощность осадков меняется от 0 до 1000 м (в среднем 500 м), толщинабазальтового слоя 2–2,5 км и габбро-серпентинитового слоя 4–4,5 км.Породы всех трех слоев океанической коры (первого – осадочного, второго –базальтового и третьего – габбро-серпентинитового) существенно гидратированы. Так,217только в серпентинитах содержится до 10–11% связанной воды, а всего в гидросиликатахкоры связано не менее 5% воды от ее массы.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
