Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Зоны субдукции нередко возникают и на окраинах крупных задуговых бассейнов. Такие зоны наблюдаются в настоящее время в западном обрамлении Филиппинской дуги в Южно-Китайском море - это желоба Манильский, Негрос и Котубату, в юго-западном обрамлении Новогебридской дуги и южном обрамлении дуги Соломоновых островов, а в недавнем прошлом зона субдукции существовала на северо-востоке Японского моря. С несколько иным, но сходным явлением мы встречаемся на окраинах таких морей, как Черное море и Венесуэльская впадина Карибского моря. Оба этих бассейна имеют докайнозойский возраст, спрединг в них давно прекратился, но по их периферии происходит надвигание смежных складчатых сооружений в сторону оси бассейна, что приводит к образованию структуры, вполне подобной структуре аккреционных клиньев типичных зон субдукции. Но в этих случаях активной субдукции, т. е. поддвига океанской плиты под континентальную (или островодужную), не происходит, ь идет обратный процесс надвигания континентальных плит на океанские микроплиты. Он был назван французским геологом Ф. Бунссом, изучавшим Карибский регион, псевдосубдукцией. Впрочем, и в таких классических зонах субдукции, как по периферии американских континентов, фактически имеет место встречное движение конвергирующих плит, ибо обе Америки активно продвигаются к западу разрастающимся Атлантическим океаном.
Выше отмечалось, что типичные зоны субдукции могут располагаться с разных сторон вулканических дуг - и со стороны, обращенной к океану, и со стороны, обращенной к континенту, и даже одновременно с двух сторон, как это наблюдается в случае с Филиппинской дутой. При этом может происходить перескок зоны субдукции с одной стороны дуги на другую в случае заклинивания одной из этих зон.
Интересные соотношения наблюдаются в настоящее время в районе Молуккского моря, отделяющего островодужную окраину Азии от такой же окраины Австралии. Это море, подстилаемое океанской корой и на северо-востоке открывающееся в Тихий океан, ныне постепенно суживается вследствие того, что его кора субдуцируется, с одной стороны, под дугу Сангихе, принадлежащую азиатской окраине, а с другой стороны, под дугу Хальмахера, относящуюся к австралийской окраине. В дальнейшем может произойти столкновение этих дуг - явление, наблюдавшееся и в подвижных поясах геологического прошлого.
Процессы, развивающиеся на активных окраинах островодужного типа, находят своих аналогов и на окраинах приконтинентального, андского, типа. Предшественниками столь характерных для последних вулканоплутонических поясов являются возникшие на краю континента энсиалические вулканические дуги с преимущественно андезитовым вулканизмом, а в их тылу морские бассейны, отличающиеся от занимающих аналогичное положение окраинных морей западно-тихоокеанского типа своим мелководным характером и расположением на переработанной континентальной коре. В дальнейшем вулканические дуги перерождаются в вулкано-плутонические пояса, состав вулканитов которых отличается от состава островодужных вулканитов повышенным содержанием кремнекислоты и щелочей и повышенным отношением 87Sr/86Sr.
На более поздней стадии эволюции этих поясов щелочность повышается еще больше. Именно к вулканоплутоническим поясам бывают приурочены самые крупные гранитные батолиты, примеры чего мы и видим в Андах. Подобно вулканическим дугам, вулканоплутонические пояса на зрелой стадии своего развития испытывают в осевой зоне некоторое растяжение и здесь возникают рифты, примеры чего мы наблюдаем тоже в Андах, в частности в Эквадоре (грабен Кито) и Чили (грабен Сантьяго).
Рифтогенез и свойственный ему щелочно-базальтовый или бимодальный вулканизм проявляются и в тылу вулканоплутонических поясов, например в Патагонии, опять-таки напоминая процессы формирования окраинных морей, протекающие на окраинах западно-тихоокеанского типа. Хорошие ископаемые примеры того же известны в позднем палеозое и триасе Монголии и Забайкалья.
В истории подвижных поясов установлены многочисленные факты перехода одного типа активной окраины в другой. Так, Тихоокеанская окраина Азии к концу юры-середине мела приобрела характер окраины андского типа с мощным краевым вулкано-плутоническим поясом, протянувшимся от Чукотки до Калимантана. В кайнозое произошел распад этого пояса и окраина Азии получила современный вид типичной островодужной окраины. Напротив, тихоокеанская островодужная окраина Северной Америки начиная с конца юры стала превращаться в окраину Андского типа.
В геологической истории известны и случаи превращения активных окраин андского типа в пассивные, например восточная окраина Австралии после триаса, и пассивных окраин в активные западно-тихоокеанского типа. Последнее связано с появлением в океане по соседству с пассивной окраиной энсиматической вулканической дуги, как это произошло в районе Омана в конце мела.
Изучение современных активных окраин имеет первостепенное значение для понимания средних стадий эволюции внутренних зон складчатых поясов, также характеризовавшихся развитием многочисленных островных дуг, энсиматических и знсиалических, вулканических и невулканичсских, окаймлявших их желобов и прогибов, преддуговых, тыльно-дуговых, междуговых, окраинноморских бассейнов. В традиционной "геосинклинальной" терминологии эти области именовались эвгеосинклиналями, островные дуги - геоантиклиналями (в работах В.В. Белоусова и его последователей - интрагеоантиклиналями), а разделяющие и окаймляющие прогибы и впадины - частными геосинклиналями (интрагеосинклиналями).
