Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Уникальна тектоническая обстановка накопления осадков в глубоководном желобе. Независимо от длительности существования зоны субдукции в нем находятся лишь очень молодые, плейстоценовые и голоценовые отложения, мощность которых обычно не превышает нескольких сотен метров. В этом отношении они контрастируют с осадочным заполнением соседних прогибов континентальной окраины или островной дуги, где и возрастной диапазон, и мощности гораздо больше. Залегая почти горизонтально, осадки глубоководного желоба прислоняются к его океанскому борту, а на континентальной (или островодужной) его стороне соотношения зависят от тектонического режима субдукции. В одних случаях, как, например, в Центральноамериканском желобе у берегов Гватемалы, они пододвигаются под висячее крыло и вовлекаются в субдукцию, почти не испытывая деформаций. В других случаях, напротив, близ конвергентной границы осадки глубоководного желоба приобретают все более сложную структуру (в конечном результате - складчатую изоклинально-чешуйчато), причленяясь к так называемому аккреционному клину (см. рис. 6.23). Таковы соотношения на северном отрезке того же Центральноамериканского желоба у берегов Мексики.
Таким образом, специфика накопления осадков в глубоководном желобе в любом случае состоит в том, что находящийся в движении, субдуцирующий под континентальную окраину (или островную дугу) коровый субстрат, подобно ленте транспортера, удаляет поступающий в желоб осадочный материал, освобождая место для всё более молодых осадков. Эти соотношения весьма выразительны в Японском желобе у берегов Хонсю, где они картировались с погружаемых аппаратов при исследованиях по программе "Кайко". В частности, там подводно-оползневые массы, поступающие с островодужного склона, вовлекаются в субдукцию и не образуют на дне желоба сколько-нибудь значительных скоплений.
Если в обычных бассейнах седиментации мощность осадков в значительной степени зависит от опусканий дна, то в глубоководных желобах на первое место выступают физико-географические факторы, контролирующие поступление терригенного материала. И этом отношении показателен Чилийско-Перуанский желоб, практически лишенный осадков на отрезке, прилегающем к пустыне Атакама, и постепенно обретающий обычное заполнение к северу и югу, где климат становится гумидным, а снабжение обломочным материалом с континента нормализуется (см. рис. 11.6). Другой яркий пример - желоб Пуэрто-Рико, крайняя южная часть которого перекрыта мощными осадками, поскольку сюда направляются обильные выносы дельты Ориноко. В северном направлении, по мере удаления от этого мощного источника, мощность осадков в желобе убывает.
При обильном поступлении терригенного материала и не самых высоких скоростях субдукции глубоководный желоб заполняется осадками настолько, что теряет батиметрическое выражение и вырисовывается только на геофизических профилях. Таков желоб Пипингтон-Орегон (рядом с Каскадными горами и Ванкувером), где скорость субдукции около 4,5 см/год. Погребены осадками Панамский желоб (и его продолжение у берегов Колумбии), самый южный сегмент Чилийско-Перуанского желоба (к югу от пересечения с Чилийским спрединговым хребтом), желоб Хикуранги у о. Северный Новой Зеландии. Конусы выноса иногда пересекают такой погребенный желоб и выходят в океан.
Субдукция и тектонические деформации. Взаимодействие литосферных плит при субдукции сопровождается тектоническими деформациями, которые особенно выразительны вблизи конвергентной границы, но проявляются и по обе стороны от нее, особенно на висячем крыле. Многие из этих деформаций сейсмогенны (см. выше).
Рис. 6.11. На верхнем профиле - структуры растяжения (сбросы и грабены) на океанском борту Чилийско-Перуанского желоба у северных берегов Чили, 23°15' ю.ш. (по У. Швеллеру и Л. Кульму, 1978). На нижнем сводном профиле - структуры сжатия (надвиги) в океанской литосфере вблизи того же желоба (и под ним?) у берегов Перу, 8-12° ю.ш. (по Д. Хуссонгу и др., 1976)
На субдуцирующей океанской плите чаще всего наблюдаются ступенчатые сбросы и грабены, выражающие растяжение верхов литосферы в связи с ее упругим изгибом перед началом субдукции (рис. 6.11). Они размещаются на океанском борту желоба и реже на обрамляющем его краевом валу. При образовании сбросов может происходить и обновление уже существовавших продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям) разрывов, изначально заложенных в структуру океанской коры при сбросовых смещениях в осевой рифтовой зоне срединно-океанского хребта. Такое обновление заметно на участках, где субдуцирует сравнительно молодая океанская литосфера, прикрытая маломощным осадочным чехлом. Так, при погружении в Центральноамериканский желоб у берегов Гватемалы на плите Кокос, имеющей здесь эоценовый возраст, образуются многочисленные грабены СЗ-ЮВ простирания, ориентированные вдоль линейных магнитных аномалий, но под острым углом к оси желоба. Есть здесь и грабены ромбовидных очертаний, ограниченные двумя системами сбросов: как обновленными разрывами океанской коры, так и новообразованными сбросами, параллельными желобу (рис. 6.12). Подобным образом у беретов Перу на океанском борту глубоководного желоба активизируется разрывная структура плиты Наска.
