Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
При протяженности до нескольких тысяч километров ширина желобов обычно не превышает 50-100 км. Как правило, они дугообразно изогнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плиты, реже прямолинейны. Современные, глубоководные желоба простираются перпендикулярно направлению субдукции (ортогональная субдукция) или под острым углом к этому направлению (косоориентированная субдукция), установлено господство ортогональной и близких к ней ориентировок.
Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен: субдуцирующее крыло пологое (около 5°), висячее крыло более крутое (до 10 и даже 20°). Детали рельефа варьируют в зависимости от напряженного состояния литосферных плит, от режима субдукции и других условий. На многих пересечениях океанский склон желоба бывает осложнен продольными грабенами и горстами, а противоположный склон - ступенчатой системой крутых разломов. Узкое и плоское дно желоба шириной иногда всего лишь в несколько сотен метров сложено осадками.
Асимметрично и размещение форм рельефа на обрамлении глубоководных желобов. Со стороны океана это пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200-1000 м. Судя по геофизическим данным, краевые валы представляют собой антиклинальный изгиб океанской литосферы, который не уравновешен изостатически и поддерживается ее горизонтальным сжатием. Там, где фрикционное сцепление литосферных плит велико, высота краевого вала находится в прямом соответствии с относительной глубиной соседнего отрезка желоба.
С противоположной стороны, над висячим ("надвигающимся") крылом зоны субдукции, параллельно желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды, имеющие, как будет показано ниже, иное строение и происхождение. Если субдукция направляется непосредственно под окраину континента (и глубоководный желоб примыкает к этой окраине), обычно образуются береговой хребет и отделенный от него продольными долинами главный хребет, рельеф которого бывает осложнен вулканическими постройками. Последние тоже связаны с субдукцией, размещаясь на определенном удалении от глубоководного желоба. Анды - наиболее мощная и представительная из современных горных систем такого происхождения.
Там, где зона субдукции не находится на краю континента, сходная по происхождению пара положительных форм рельефа представлена островными дугами. Это невулканическая внешняя дуга (непосредственно рядом с желобом) и отделенная депрессиями, параллельная ей главная, вулканическая внутренняя дуга. Иногда внешняя островная дуга не образуется и ей соответствует резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного желоба. Большинство современных островных дуг находится на западном обрамлении Тихого океана: от Алеутской и Курило-Камчатской дуги на севере до дуги Кермадек на юге. Последняя простирается почти прямолинейно: дугообразная форма вулканических и невулканических гряд, глубоководных желобов и иных проявлений выхода зон субдукции на поверхность широко распространена, неслучайна, но не обязательна.
Поскольку любая зона субдукции уходит на глубину наклонно, ее воздействие на висячее крыло и его рельеф может распространяться на 600-700 км и более от желоба, что зависит прежде всего от угла наклона. При этом в соответствии с тектоническими условиями образуются различные формы рельефа, о которых речь пойдет ниже, при характеристике латеральных структурных рядов над зонами субдукции.
6.1.2. Тектоническое положение и основные типы зон субдукции
Современное размещение зон субдукции весьма закономерно (см. рис. 5.1.). Большинство из них приурочено к периферии Тихого океана. Субдукционные системы Малых и Южных (Скотия) Антил, хотя и находятся в Атлантике, тесно связаны своим происхождением с эволюцией структур тихоокеанского обрамления, с их изгибом и проникновением далеко на восток в свободных пространствах, раскрывшихся между континентами Северной Америки, Южной Америки и Антарктиды. Более самостоятельна Зондская система субдукции, тем не менее и она тяготеет к структурному ансамблю Тихоокеанского кольца. Таким образом, в настоящее время все зоны субдукции, получившие полное и характерное развитие, так или иначе связаны с этим наиболее мощным поясом современной тектонической активности. Лишь несколько сравнительно небольших, малоглубинных и специфических по ряду характеристик зон субдукции (таких, как Эгейская, Эоловая) развиваются в Средиземноморском бассейне - этом реликте мезозойско-кайнозойского океана Тетис. Северную окраину Тетиса наследует и зона субдукции Мекран.
Рис. 6.4. Главные тектонические типы зон субдукции и их латеральные структурные ряды, по М.Г. Ломизе, с использованием схем Д. Карига, У. Дикинсона, С. Уеды.
I-III - окраинно-материковые зоны субдукции: андский, зондский и японский тектонотипы; IV - океанская зона субдукции, марианский тектонотип;
а - континентальная литосфера, б - океанская литосфера, в - островодужные вулканиты, г - вулканогенно-осадочные формации, д - откат перегиба субдуцирующей плиты, е - место возможного формирования аккреционной призмы.
В латеральных структурных рядах: 1 - краевые валы; 2 - глубоководные желоба; 3 - невулканические островные дуги, подводные террасы или береговые хребты; 4 - преддуговые или фронтальные прогибы; 5 - вулканические островные дуги (энсиалическне и энсиматические), а в орогенах андского типа - главный хребет и его вулканические цепи: 6 - тыловая система взбросово-надвиговых деформаций; в - задуговые и междуговые бассейны, а также тыловые (предгорные) прогибы орогенов андского типа: 7,9 - остаточные островные дуги; 8 - отмерший междуговой бассейн
