Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
По мере роста аккреционного клина обычно происходит его подъем, причем нередко более древняя, верхняя часть клина поднимается над уровнем океана в виде внешней, невулканической дуги. Такая дуга протягивается вдоль Зондского желоба против Суматры и Явы в виде о-вов Ментавай, элементом внешней дуги является о. Барбадос к востоку от Малых Антильских островов. Между внешней дугой и главной, вулканической, дугой простирается преддуговой прогиб, выполняемый осадками, сносимыми как с невулканической, так и в основном с вулканической дуги и представленными терригенными породами, в особенности граувакками. Эти отложения залегают резко несогласно на образованиях аккреционного клина и бывают в разной степени, но всегда менее интенсивно деформированными. При отсутствии морфологически выраженной внешней дуги ей может отвечать перелом, бровка в склоне желоба, а преддуговому прогибу - терраса на этом склоне. Но иногда встречаются и относительно ровные склоны.
Наблюдения с подводных аппаратов, в частности у берегов Японии, показали, что внутренние склоны желобов часто осложнены гравитационными сбросами и оползнями, которые как бы наложены на тектонику сжатия, характерную для аккреционных клиньев
Вулканические дуги протягиваются параллельно желобам на расстоянии порядка 200-300 км от их оси; это расстояние зависит от наклона сейсмофокальной зоны, как было показано в гл. 6. Ширина самой активной вулканической зоны составляет не более 50 км, но во времени она нередко мигрирует.
Вулканические дуги существуют двух типов: энсиматические и энсиалические. Энсиматические дуги закладываются на океанской коре, нередко на месте трансформных разломов, когда одно крыло, с более древней корой, начинает пододвигаться под другое, сложенное более молодой корой; такое происхождение приписывается, в частности, отмершей дуге Кюсю - Палау в Филиппинском море. Вулканиты юных энсиматических дуг обычно представлены толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних стадиях развития этих дуг начинают преобладать андезитобазальты или андезиты, но дело редко доходит до извержения более кислых магм. Примерами юных энсиматических дуг могут считаться дуги Южно-Сандвичева (Скотия), Тонга - Кермадек, более зрелых - Марианская, Алеутская.
Энсиалические дуги образуюуся на континентальной коре, обычно на коре микроконтинентов, отторгнутых от континента рифтингом и спредингом. Таковы Японская дуга, Камчатская, возможно с ее Курильским продолжением, частично Филиппинская и некоторые другие. Вулканиты энсиалических дуг принадлежат той же известково-щелочной серии, но среди них явно преобладают андезиты и достаточно часты более кислые породы - дациты и риолиты, что объясняется, как и повышенное содержание радиогенного Sr, контаминацией более древней континентальной коры. На поздних стадиях развития этих дуг повышается содержание щелочей.
В основании вулканических дуг образуются интрузии гранитоидов - преимущественно диоритов, тоналитов, гранодиоритов в энсиматических дугах, нормальных гранитов - в энсиалических; при последующем размыве они выходят на поверхность. Таким образом, вулканические дуги являются скорее магматическими дугами. Породы, слагающие основание и фланги этих дуг, на глубине испытывают региональный метаморфизм низких и умеренных давлений и средней и высокой температуры, т.е. зеленокаменной и амфиболитовой фации. В то же время отложения аккреционных призм, образуюшиеся в обстановке интенсивного сжатия, подвергаются метаморфизму высоких давлений и низких температур, для которого типично появление глаукофановых "голубых" сланцев. Давления, необходимые для образования этих метаморфитов, могут достигаться только на значительной глубине - порядка 30 км. Появление их на поверхности требует быстрого подъема, так как в противном случае они успевают превратиться в зеленые сланцы, что часто и наблюдается, - среди зеленых сланцев встречаются реликты "голубых". Условия для этого создаются выталкиванием пород верхней части аккреционного клина при заклинивании зоны субдукции вследствие столкновения с крупным внутриплитным поднятием, другой островной дугой или микроконтинентом. Сама зона субдукции и желоб могут сместиться при этом в новое положение.
Рис. 11.7. Тектонические последствия косоориентированной субдукции. Слева - продольные сдвиги и раскрытие задугового бассейна типа pull-apart в море Андаман, Зондская зона субдукции (по Т. Эгухи и др., 1979). Справа - кулисообразная система рифтовых расщелин в троге Окинава над зоной субдукции Рюкю (по М. Кимуре и др., 1988, с дополнениями по Ж.К. Сибуэ и др., 1987):
1 - глубоководные желоба (зоны субдукции); 2 - направление и скорость (см/год) конвергенции литосферных плит; 3 - область распространения континентальной коры; 4 - область задугового спрединга; 5 - сбросы на бортах трога Окинава; 6 - рифтовые расщелины в троге Окинава; 7 - ось островной дуги юкю и ее активные вулканы. Литосферные плиты: ЕА - Евразийская; А - Австралийская; Ф - Филиппинская
Рис. 11.8. Раскрытие Японского краевого моря, отчленение от континента и изгиб и налических островных дуг как результат нескольких фаз рассеянного спреппч По данным С. Лаллемана, Л. Жоливе (1986), М. Целайя, Р. Мак-Кабе (1987):
