Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
1 - континентальная кора на суше (а) и в акваториях (б), показана условно, изобаты 2000 м; 2 - спрединг позднего олигоцена - раннего миоцена; 3 - спрединг среднего миоцена; 4 - трансформные разломы; 5 - выходы зон субдукции (глубоководные желоба): Курило-Камчатской (КК), Японской (Яп), Идзу-Бонинской (ИБ), Нанкай (Н); 6 - палеомагнитные векторы по породам мелового возраста; 7 - изгибы юрской зоны метаморфизма высоких давлений - средних температур. Массивы континентальной коры: Я - Ямато; О - Окинава
Как видно из изложенного, метаморфиты высокой температуры/низкого и умеренного давления, с одной стороны, и высокого давления/низкой температуры - с другой, как впервые установил японский геолог А. Миясиро, образуют параллельные, парные пояса, из которых первые простираются ближе к континенту, вторые - ближе к океану. Это дает возможность при налеотсктонических реконструкциях устанавливать направление наклона зоны субдукции и по расстоянию между этими поясами судить о крутизне этого наклона. Другим таким признаком является петрохимическая полярность вулканических поясов (см. гл. 6).
Задуговые (тыльно-дуговые) окраинные моря, располагаются между островными дугами и континентом. Они могут обладать значительной глубиной (более 4000 м) и подстилаются в своей глубоководной части корой океанского типа, но нередко с повышенной мощностью осадочного слоя. Целая цепь таких бассейнов протягивается в западной части Тихого океана, вдоль окраин Азии и Австралии. Многие из этих бассейнов образовались в обстановке растяжения, о чем свидетельствуют и утонение литосферы, и повышенный тепловой поток, и в особенности появление спрединговых линейных магнитных аномалий. Наиболее отчетливо они выражены в Филиппинском, Южно-Китайском морях, а также в море Скотия.
Начальную стадию образования окраинных морей можно наблюдать на примере трога Окинава, возникшего в конце миоцена- начале плиоцена в тылу дуги Рюкю в Восточно-Китайском море. В этом троге произошла явная деструкция континентальной коры, проявился базальтовый вулканизм, но лишь на небольшом участке дело дошло до спрединга и новообразования океанской коры (рис. 11.7).
В Японском море в начале миоцена, а затем в среднем миоцене образовались две оси спрединга, к северо-западу и юго-востоку от микроконтинента - банки Ямато (рис. 11.8). Это явление получило название диффузного, или рассеянного, спрединга; оно, по-видимому, характерно для ряда бассейнов, в которых отсутствуют симметрично расположенные линейные магнитные аномалии. Нечто подобное происходило, в частности, в позднем миоцене - плейстоцене в Тирренском море, расположенном к западу от Апеннинского полуострова (между ним, Сардинией и Сицилией) в тылу Калабрийской энсиалической дуги. Здесь после фазы континентального рифтинга сначала одновременно раскрылось два узких трога (диффузный спрединг), сливающихся на юге в один, и затем произошел перескок оси спрединга к востоку, с раскрытием нового такого трога.
Осадки, накапливающиеся на дне окраинных морей, имеют различное происхождение. На склоне, обращенном к вулканической дуге, накапливаются пpeимyщecтвенно островодyжными породами т.е. вулканогенно-обломочные образования и пирокластика; градационная, турбидитовая текстура придает им характер туфогенного флиша. Иногда они достигают значительной мощности и выполняют прогибы, называемые тыльно-дуговыми (back-arc troughs). На противоположном склоне, обращенном к континенту, формируются подводные конусы выноса. Здесь также бывают развиты турбидиты и может формироваться флиш, но состав песчаников и алевролитов в этом флише кварцевый, в отличие от придугового флиша. В центральных, глубоких частях бассейнов отлагаются глины, преимущественно монтмориллонитовые, биогенные илы и эоловые осадки, принесенные с суши. В широких бассейнах максимальные мощности осадков накапливаются по краям, в более узких - в осевых их частях. Местами проявляется базальтовый вулканизм.
Механизм образования задуговых впадин окраинных морей еще не понят до конца. Растяжение литосферы должно быть непосредственно вызвано восходящим конвективным потоком в мантии, о котором свидетельствует высокий тепловой поток. Расположение этих окраинных морей в тылу островных дуг, а значит, и зон субдукции, указывает на связь задугового спрединга с субдукцией, но характер этой связи может быть истолкован по-разному. Одна из возможных моделей была предложена Д. Каригом получила широкую известность. Согласно этой модели, разогрев вследствие трения висячего крыла сейсмофокальной зоны вызывает вторичную конвекцию в тылу островной дуги, восходящая ветвь которой и приводит к утонению и разрыву литосферы и образованию впадины окраинного моря. Из этой модели следует, что усиление субдукции должно вызывать усиление задугового спрединга и одновременно островодужного вулканизма. Однако данные по Филиппинскому региону не подтверждают существование такой зримой связи, скорее наблюдается чередование фаз вулканизма и задугового спрединга. Можно заметить далее, что данные томографии указывают на значительно более глубинное зарождение восходящей конвекции, чем это следует из модели Карига. И, наконец, неизвестно, достаточно ли фрикционного разогрева висячего крыла сейсмофокальной зоны для возникновения вторичной конвекции в тылу островной дуги, поскольку этот разогрев затрачивается на ее вулканическую активность.
