Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Пассивное заложение и развитие наиболее вероятно для большинства рифтовых зон, входящих в глобальную систему. Одно из свидетельств - наследование древних структур континентальной коры. Так, Восточно-Африканские рифты образовались по докембрийскому зеленокаменному поясу, где возможность растяжения коры, как показал А. В. Разваляев, была подготовлена многократным прогревом проницаемой зоны и магмообразованием. Раскол Северной Атлантики прошел по сутурам палеозойского складчатого пояса.
Можно полагать, что именно пассивный механизм рифтогенеза обеспечивает перестройку систем спрединга при их приспособлении к изменяющейся геометрии активных окраин согласно "правилу ортогональности субдукции". Ярким примером служит рассмотренный Г. Менардом распад единой плиты Фаральон в позднем кайнозое, когда новые оси спрединга заложились в ориентировке, обеспечивающей ортогональную субдукцию более мелких плит Наска, Кокос, Ривера, Хуан-де-Фука (см. рис. 6.20).
С концепцией пассивного рифтогонеза лучше согласуется и наблюдаемая миграция срединно-океанских хребтов, размеры которой находятся в полном соответствии со скоростью спрединга. Так происходит центробежное перемещение Срединно-Атлантической, Африкано-Антарктической, Юго-Западной Индоокеанской, Аравийско-Индийской и Красноморской осей спрединга относительно Африканской плиты, которую они окружают и наращивают (см. рис. 5.1). В целом распад Пангеи включает в себя центробежную миграцию не только все более дробных литосферных плит, но и разделяющих их осей спрединга (см. рис. 10.10).
Пассивный механизм вероятен и при образовании обособленных от глобальной системы рифтов, приуроченных к месту зигзагообразного излома или изгиба активных сдвигов, где происходит локальное растяжение (англ., pull-apart). Примером такого континентального рифта служит Байкальский на левостороннем сдвиге северо-восточного простирания, входящем в коллизионный структурный парагенез юго-восточной Евразии (см. рис. 14.2). К изгибу левостороннего Леваитинского сдвига приурочен рифт Мертвого моря, под которым уже образовалась астеносферная линза мощностью 5-8 км. В подобной структурной ситуации раскрываются и океанские рифты. В их числе детально исследованный поперечный трог Кайман длиной всего лишь 110 км на изломе левостороннего сдвига, который следует между Северо-Американской и Карибской плитами вдоль Кайманова желоба и зоны Полочик-Матагуа в Гватемале (см. рис. 6.20).
Активный способ заложения рифтовых зон имеет, по-видимому, подчиненное значение. Такие условия вероятны над зонами субдукции. Как полагают, термальное и механическое влияние субдуцирующей плиты формирует над ней конвективную систему, которая, в свою очередь, воздействует на литосферу висячего крыла, определяя место и время заложения задуговых рифтов (см. рис. 6.4).
ГЛАВА 6
СУБДУКЦИЯ, ОБДУКЦИЯ И КОЛЛИЗИЯ (ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ НА КОНВЕРГЕНТНЫХ ГРАНИЦАХ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ)
Взаимодействие литосферных плит при встречном движении (т. е. на конвергентных границах) порождает сложные и многообразные тектонические процессы, проникающие глубоко в мантию. Они выражены такими мощными зонами тектономагматической активности, как островные дуги, континентальные окраины Андского типа и складчатые горные сооружения. Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию. Субдукция развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская литосферы или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Коллизия, т.е. столкновение литосферных плит, развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, ее утолщением и "скучиванием" в складчатых горных сооружениях. Гораздо реже и на короткое время при конвергенции возникают условия для надвигания на край континентальной плиты фрагментов океанской литосферы: происходит ее обдукция. При общей протяженности современных конвергентных границ около 57 тыс. км 45 из них приходится на субдукционные, остальные 12 - на коллизионные. Обдукционное взаимодействие литосферных плит в наши дни нигде не установлено, хотя известны участки, где эпизод обдукции произошел в сравнительно недавнее геологическое время.
6.1. Субдукция: ее проявление, режимы и геологические последствия
Рис. 6.1. Первое изображение сейсмофокальных зон в районе Японских островов, по К. Вадати (1935). Изолинии глубины очагов в километрах
Рис. 6.2. Становление представлений о субдукции. Слева схема Б. Гутенберга и Ч. Рихтера (1939), справа схема Г. Штилле (1958); У - уровень плавления коры
Еще в начале 30-х годов, обнаружив вдоль глубоководных желобов Индонезии резкие отрицательные аномалии, Ф. Венинг-Мейнес пришел к выводу, что в этих активных зонах происходит затягивание в мантию складок легкого корового вещества. Тогда же Ф. Лейк, исследуя форму и размещение островных дуг, объяснил их образование пересечением земной сферы наклонными сколами, по которым Азиатский континент надвигается в сторону Тихого океана. Вскоре К. Вадати впервые установил наклонную сейсмофокальную зону, уходящую от глубоководного желоба, под вулканические цепи Японских островов, что свидетельствовало в пользу предположений о связи островных дуг с крупными поддвигами (или надвигами) по периферии Тихого океана (рис. 6.1).
