Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Рис. 6.16. Латеральная миграция вулканоплутонических поясов над зоной субдукции и ее главные причины, по М.Г. Ломизе (1980): вследствие изменения наклона субдуцирующей плиты (?); Б - вследствие иснсния глубины h магмогенерирующего отрезка зоны субдукции; В - в обстановке субдукционной аккреции; Г - в обстановке тектонической эрозии. В двyx первых случаях (А, Б) - миграция относительно желоба; в двух последних (В, Г) - относительно корового субстрата. I-III - последовательность миграции
С. Кейт (1978) предложил учитывать, кроме того, и петрохимические признаки смещения магмогенерирующего отрезка вниз или вверх по наклонной зоне субдукции, поскольку известна зависимость состава вулканитов от глубины до этой зоны (Рис. 6.16, Б). Он исследовал условия латеральной миграции вулканизма на южном отрезке Северо-Американской активной окраины, где с середины мела до палеоцена смещение шло от желобa со скоростью 3 см/год, а в олигоцене - раннем миоцене в обратном направлении со скоростью 4 см/год. Оказалось, что в начале (120-80 млн лет) миграция протекала без значимого изменения угла наклона зоны субдукции и, судя по изменению состава лав, могла быть полностью обусловлена нарастанием инициальных глубин магмогенеза. В последующее время миграция определялась суммированием этого процесса с изменением наклона субдуцирующей плиты, который сначала становился все менее пологим, а затем резко нарастал.
Увеличение глубин магмогенеза особенно характерно для начальных фаз субдукции, поскольку продвижение в мантию холодной литосферы смещает геоизотермы вниз. Соответствующая эволюция состава лав от толеитовых базальтов и бонинитов к известково-щелочным, обычная для низов разреза островных дуг. сопровождается латеральной миграцией вулканической оси от желоба.
М.Г. Ломизе (1980) включил в рассмотрение также и вероятные факты субдукционной аккреции и эрозии (рис. 6.16, В, Г). При сохранении постоянными прочих условий (и соответствующего им расстояния вулкан - желоб) аккреция островодужной или континентальной окраины сопровождается отодвиганием вулканических построек от желоба и от питавшей их глубинной зоны магмогенеза, над которой образуются новые центры извержения. Подобным образом при тектонической эрозии висячего крыла зоны субдукции отмирание вулканических построек и их отрыв от глубинных корней обусловлены смещением в сторону желоба. В обоих случаях, таким образом, глубинный источник магмы и расположенный над ним активный вулканический пояс остаются на месте (относительно желоба), а движется литосфера висячего крыла, смещая в сторону отмирающие вулканические постройки - от желоба при аккреции к желобу при эрозии.
Относительная роль этих факторов обычно невелика. Одним из наглядных примеров служит центральный отрезок Андской активной окраины. Там происходила устойчивая, хотя и неравномерная, миграция вулканизма от желоба, которую можно проследить с начала юры до настоящего времени. Особенно резкая миграция произошла в поздней юре и позднем миоцене, общая величина смещения составила 150-200 км, что соответствует средней скорости около 1 мм/год. Учитывая неравномерность процесса, реальные скорости могли временами достигать и гораздо больших значений. По изменению содержаний стронция в андезитах (от юрских до современных) была дана оценка все возраставших глубин до зоны Беньофа. Оказалось, что магмогенерирующий участок скользил по ее падению (сверху вниз и с запада на восток) в хорошем соответствии с наблюдаемой латеральной миграцией и в основном определял этот процесс. Подчиненным по своему значению фактором была коррозия края континента, выразившаяся срезанием крайних элементов латерального структурного ряда, что могло обусловить не более чем одну пятую всего смещения вулканического пояса.
Так же невелика относительная роль малых аккреционных призм, таких, как на перуанском отрезке Андской активной окраины. Иной случай представлен эквадорско-колумбийским отрезком той же окраины, где мощная аккреция конца палеогена имела определяющее значение и привела к относительному смещению вулканического пояса далеко на запад.
Таким образом, можно полагать, что наблюдаемая латеральная миграция вулканизма над зонами субдукции выражает суммарный эффект целого ряда тектонических и магматических процессов, относительная роль которых в разных случаях различна.
Рис. 6.17. Выполаживание зоны Беньофа и прекращение вулканизма при субдукции утолщенных и относительно низкоплотностных (более "плавучих") участков океанской литосферы:
I - сводный профиль зоны Беньофа под лишенным современного вулканизма фрагментом Анд (3-15° ю. ш.), где субдуцировало продолжение хр. Наска (по Баразангн и Б. Айзексу, 1979); II (А, В, С) - палеореконструкции последовательного расширения и отмирания вулканического пояса на другом лишенном современного вулканизма сегменте Анд (28-33° ю. ш.), где с начала неогена субдуцировало продолжение хр. Хуан-Фернандес и наблюдается аномально пологая зона Беньофа (по С. Кэю и др., 1987); III - изменения углов наклона зоны субдукции под вулканическим поясом Северо-Американской активной окраины (30-38° с. ш.), реконструкции С. Кейта (1978). Выполаживание зоны субдукции привело к перерыву вулканизма в эоцене.
