Кинематика субдукции

Разнообразие рельефа, глубинного строения, напряженного состояния и магматизма зон субдукции, их латеральных структурных рядов определяется взаимодействием многих факторов, среди которых, как отмечалось выше, велика роль кинематических параметров субдукцин. Несмотря на то что под субдукцией подразумевается прежде всего конвергентное взамодействие плит, важно учитывать всю совокупность этих параметров. Среди них скорость конвергенции во многих случаях не имеет решающего значения.

Кинематические параметры субдукции. В основе кинематических моделей субдукции лежат векторы скорости «абсолютных» движений: горизонтального скольжения двух взаимодействующих литосферных плит, а также гравитационного опускания одной из них при ее отрицательной плавучести на астеносфере. В последнем случае учитывается и соответствующее откатывание шарнира субдудирующей плиты (линии ее перегиба у желоба). Исходя из векторов «абсолютных» скоростей, определяют относительные движения плит вдоль сместителя зоны субдукции, а также дополняющие их деформации (складчатость и разрывные смещения: сдвиги, взбросы и надвиги, рифтинг и спрединг) в надвигающейся литосферной плите.

На рис. 6.19 представлена кинематическая модель субдукции Дж. Дьюи (1980), развивающая более ранние построения Р. Хиндмана, К. Чейса, П. Молнара, Т. Атуотер и др. В эту модель заложена механическая обособленность не только пододвигающейся (U) и надвигающейся (О) литосферных плит, но и фронтальной части (F) надвигающейся плиты, что важно для случаев, когда происходят разрыв и горизонтальные смещения литосферы по ослабленной зоне под субдукционным вулканическим поясом или в тылу этого пояса.

Три главных для рассматриваемой модели вектора выражают скорости «абсолютных» движений: направленные горизонтально векторы v_u (скорость скольжения пододвигающейся плиты) и v₀ (скорость скольжения надвигающейся плиты), а также направленный вертикально вниз вектор v_g (скорость гравитационного опускания пододвигающейся плиты в астеносферу). Для молодой океанcкой литосферы, «плавучей» в близповерхностных условиях (до уплотнения за счет фазовых переходов), эта последняя величина равна нулю. Она, вероятно, становится значимой для позднемеловой (или раннекайнозойской?) литосферы и увеличивается возрастом. Следствием такого гравитационного опускания и должно быть упоминавшееся выше откатывание шарнира субдуцирующей плиты со скоростью v_r=v_gctgΘ, где Θ — угол наклона плиты близ поверхности (табл. 6.1).

Таблица 6.1
Главные зоны субдукции (по Р. Жарару, 1986)

Рис. 6.19. Кинематическая модель субдукции, по Дж. Дьюи (1980): блок-диаграмма (I), взаимодействие векторов в горизонтальной (II) и вертикальной III) плоскости. Обозначения: U — пододвигающаяся (субдуцирующая) литосферная плита; О — надвигающаяся литосферная плита; F — фронтальная часть этой плиты. Векторы скорости «абсолютных» движений: V₀ — скольжение надвигающейся плиты; V_u — скольжение пододвигающейся плиты; V_g — гравитационное опускание этой плиты в астеносферу; V_m — «скорость субдукции», точнее, скорость погружения: суммарное движение пододвигающейся плиты (V_m=V_u+V_g); V_r — откатывание шарнира (линии перегиба) пододвигающейся плиты в сторону океана. Векторы скорости относительных движений: V — коннвергенция литосферных плит; V_b — смещение между надвигающейся плитой и ее фронтальной частью; V_s — смещение между этой фронтальной частью и пододвигающейся плитой; V_t — то же, с учетом скорости субдукционной акреции висячего крыла (V_a) или его субдукционной эрозии (V_e). Углы: Θ — наклон зоны субдукции: α — между азимутом скольжения пододвигающейся плиты и простиранием желоба; β — то же для надвигающейся плиты

Противоположному, наступательному смещению шарнира субдуцирующей плиты, как полагают, препятствует погруженная часть плиты, «заякоренная» в мантии. При таком смещении происходило бы ее подворачивание и опрокидывание, однако, насколько можно судить по геофизическим данным, этого не происходит. Не исключено наступательное перемещение субдуцирующей литосферы (и ее шарнира) вместе с окружающим ее астеносфсрным веществом. Как показал Р. Жарар, суммирование параметров движения плит дает смещение желоба в сторону субдукции для некоторых небольших отрезков западного обрамления Тихого океана, в их числе Палау, Яп, Новозеландский.

Векторы горизонтального движения литосферных плит могут быть ориентированы как под прямым, так и под острым углом к желобу. В последнем случае направленные вкрест простирания желоба составляющие этих векторов равны: v_u sinα, v₀ sinβ где α, β — углы между вектором и простиранием желоба. Сумма этих двух составляющих представляет собой скорость конвергенции плит вкрест простирания желоба. Полная величина скорости конвергенции плит определяется вектором v, полученным от сложения v_u с v₀ и ориентированным под соответствующим углом к простиранию желоба. Прочие векторы смещения (v_s, v_t, v_b) поясняются в подрисуночной подписи и выражают относительные горизонтальные движения у главного контакта в желобе и на границе, отделяющей надвигающуюся литосферную плиту от ее фронтальной части. При косоориентированной субдукции вдоль этой границы развиваются продольные сдвиги, как это происходит, в частности, вдоль Зондской дуги.

При высоких скоростях движения верхней плиты, а также там, где субдуцирует относительно легкая или утолщенная океанская литосфера, верхняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает ее (v₀ sinβ > v_r). Образуется очень пологая приповерхностная часть зоны Беньофа, характерно выраженная центральным отрезком Анд. В обеих литосферных плитах появляются напряжения и структуры сжатия.

Напротив, там, где субдуцирует древняя и тяжелая литосфера, возможны условия, при которых висячее крыло отстает в своем движении от откатывания шарнира (v₀ sinβ < v_r). Соответствующее зияние реализуется по ослабленным зонам над поверхностью субдукции, где раскрываются задуговые или внутридуговые бассейны. Это определяется вектором относительного смещения фронтальной части надвигающейся литосферной плиты (v_b). Рассмотренная кинематическая модель предусматривает, наряду с понятием скорость конвергенции (v), также и понятие скорость субдукции (v_m) как результат суммирования в вертикальной плоскости двух векторов, упоминавшихся выше: v_u (скорость скольжения пододвигающейся плиты на наклонном отрезке траектории, т. е. за линией шарнира) и v_g (скорость гравитационного опускания этой плиты в астеносферу). Следовательно, вектор скорости субдукции ориентирован под большим углом к горизонту, чем наклон погружающейся плиты. Такая скорость субдукции (v_m=v_u+v_g) определяет направление и скорость погружения нижней литосферной плиты в мантию (т. е. ее «абсолютное» движение) и вычисляется без учета движений верхней литосферной плиты.

Между тем в работах по геотектонике под скоростью субдукции обычно понимают один из параметров относительного движения литосферных плит, а именно скорость их конвергенции вкрест простирания желоба (см. табл. 6.1). Величину v_m в отличие от скорости субдукции лучше называть скоростью погружения.

Правило ортогональности субдукции. Давно замечено, что конвергенция литосферных плит при субдукции происходит в направлении, секущем простирание желоба под большим углом. К. Скотиз и Д. Роули уточнили это статистически. Оказалось, что угол относительно желоба в 80% случаев превышает 60° (рис. 6.20). Если определять направление конвергенции не по координатам полюса вращения, а непосредственно по решениям фокального механизма сейсмических очагов в верхах зоны Беньофа. то угол, превышающий 60°, наблюдается более чем в 90% случаев. Таким образом, эмпирически установлена приблизительная ортогональность субдукции относительно конвергентной границы. Расчетами показано, что фрикционное сопротивление субдукции минимально при относительном угле 90° и нарастает по мере уменьшения угла до 45°. В этом усматривают динамическое обоснование ортогональности субдукции. Как полагают, при постепенном повороте висячего крыла зоны субдукции (а значит, и конвергентной границы плит) должно соответственно изменяться и направление субдукции, что документируется формированием океанской литосферы с веерообразным рисунком линейных магнитных аномалий (например, на отрезке Восточно-Тихоокеанского хребта между разломами Ривера и Клиппертон, где шло приспособление к ориентировке Центральноамериканского желоба).

Рис. 6.20. Правило ортогональности субдукции к простиранию глубоководного желобa. Слева — система активных зон спрединга и трансформных разломов востоке Тихого океана, обеспечивающая приблизительную ортогональность субдукции: она формировалась и перестраивалась в соответствии со сложной, менявшейся конфигурацией и ориентировкой активных континентальных окраин Америки. Справа — гистограммы, по К. Скотизу и Д. Роули (1985), позволяющие судить об углах между направлением конвергенции литосферных плит и простиранием глубоководного желоба в большинстве современных зон субдукции. Для гистограммы I направления конвергенции определены по координатам полюсов вращения, для гистограммы II — непосредственно по решениям фокального механизма сейсмических очагов верхней части зон Беньофа.
1 - глубоководные желоба (зоны субдукции); 2 — направление и скорость (см/год) конвергенции литосферных плит в зонах субдукции, представленные вектором движения океанской плиты относительно континентальной окраины; 3 - активные зоны спрединга; 4 — отмершие зоны спрединга; 5 — трансформные разломы и сдвиги. Литосферные плиты: Т — Тихоокеанская; Р — Ривера; К - Кокос; Н — Наска; А — Антарктическая; СА — Северо-Американская; Кб — Карибская; ЮА — Южно-Американская

Следствием может быть даже распад единой субдуцирующей плиты на части, движущиеся в различных направлениях. С таких позиций объясняют, в частности, дробление плиты Фаральон в позднем кайнозое. В течение палеогена ее субдукция происходила под все более острыми углами к Кордильерской и Андской континентальным окраинам, что привело в неогене к обособлению плит Хуан-де-Фука, Кокос, Наска (и ряда более мелких плит), каждая из которых субдуцируст под свой участок континентальной окраины почти ортогонально.

Первичность ориентировки глубоководных желобов и приспособление к ним (вторичность) ориентировки вектора субдукции наиболее очевидны для активных континентальных окраин. Для островодужных систем, особенно океанских, во многих случаях более вероятны обратные соотношения. Если внешнее воздействие резко меняет направление, в котором перемещается субдуцирующая плита, то происходит отмирание прежней зоны субдукции и заложение новой, с использованием какой-нибудь ослабленной зоны в океанской литосфере, вытянутой поперек движения плиты. При зарождении океанских зон субдукции, вероятно, используются благоприятно ориентированные трансформные разломы. Таким представляют механизм заложения островодужных систем: Алеутской, Кюсю — Палау, Идзу-Бонинской и ряда других.

В целом есть основания полагать, что ортогональные системы субдукции устойчивы благодаря своим энергетическим преимуществам, а будучи нарушенными имеют тенденцию восстанавливаться. В этом, по-видимому, не только один из механизмов, но и одна из причин происходившей время от времени реорганизации систем спрединга—субдукции.

Правило ортогональности субдукции используют при лалеотектонических реконструкциях для решения обратной задачи: по простиранию древней зоны субдукции определяют наиболее вероятное направление сближения литосферных плит.

Хотя, как это видно на гистограммах, косоориентированвая к глубоководному желобу субдукция наблюдается в сравнительно небольшом числе зон (или их отрезков), она находит заметное отражение в тектонике активной континентальной окраины или островной дуги и задуговой области, что предусматривает кинематическая модель Дж. Дьюи. Для структурного парагенеза в таких случаях характерны продольные сдвиги и ориентированные кулисообразно системы структур сжатия или растяжения, подобных рифтовым расщелинам трога Окинава над зоной субдукции Рюкю (см. рис. 11.7). Образуются и эшелонированные системы разрывов, контролирующих вулканизм. В тылу вулканического пояса косоориентированные напряжения реализуются раскрытием задуговых спрединговых бассейнов типа pull-apart; так образовалась впадина Андаман над Зондской зоной субдукции (см. рис. 11.7).

При дугообразной конфигурации зоны субдукции может оказаться, что вектор косоориентированной конвергенции на одном из флангов дуги все больше приближается к касательному (относительно желоба) направлению, как это происходит вдоль Алеутского желоба с востока на запад, по мере приближения к Командорским островам (см. рис. 11.9). Субдукция перерождается в трансформное смещение, что отражается, в частности, на сейсмичности, деформациях, вулканизме.

Влияние глобальной ориентировки на кинематику зон субдукции. Как мы уже отмечали, большинство современных зон субдукции развивается на обрамлении Тихого океана. Асимметрия этого обрамления, давно привлекавшая внимание, трактуется сегодня как результат различия условий субдукции. На западе, где круто погружается в мантию наиболее древняя океанская литосфера, имеющая большую мощность и высокую среднюю плотность, субдукция сопровождается образованием системы островных дуг, междуговых и задуговых бассейнов. На востоке сравнительно молодая и низкоплотностная океанская литосфера («плавучая» относительно подстилающего астеносферного вещества) полого пододвигается непосредственно под континентальную окраину, где в тылу вулканического пояса вместо растяжения происходит сжатие, формируются направленные от океана взбросы, надвиги и изоклинальные складки. Зависимость тектонического типа зоны субдукции от ее географической ориентировки отчетливо видна на графике У. Дикинсона (рис. 6.21, II). График Т. Иококуры выражает подобную зависимость для углов наклона сейсмофокальных зон (рис. 6.21, III).

Рис. 6.21. Зависимость тектонических условий субдукции от глобальной ориентировки.
I — асимметрия в развитии процессов субдукции на обрамлении Тихого океана, по У. Дикинсону (1979), с изменениями; II — ориентировка современных зон субдукции с различной «задуговой» тектоникой: Р — со структурами растяжения, спрединга; С — со структурами сжатия (взбросами, надвигами); Н — «нейтральные». Азимуты определены навстречу субдуцирующей плите, вкрест простирания зон субдукции. По У. Дикинсону (1978); III — зависимость угла наклона сейсмофокальных зон от направления субдукции, по Т. Йококуре (1981).
1 — континентальная литосфера; 2 — океанская литосфера, толщина и средняя плотность нарастают с возрастом; 3 — смещение относительно литосферы, обусловленное воздействием сил приливного торможения и ротационных напряжений; 4 — «абсолютные» движения континентальных плит американского обрамления; 5 — то же для азиатского обрамления, широтная составляющая близка нулю; 6 — откатывание шарнира субдуцирующей плиты вследствие гравитационного опускания «зрелой» океанской литосферы.

Главной причиной различия условий субдукции на западном и восточном обрамлениях Тихого океана многие исследователи, и том числе С. Уеда и X. Канамори, считают глобальное смещение литосферы относительно астеносферы в западном направлении (рис. 6.21, I). Такое ротационное отставание литосферной оболочки может быть обусловлено воздействием приливного торможения (Г. Мур, 1973), а также режимом вращения Земли. Оно нашло подтверждение в распределении скоростей «абсолютного» движения литосферных плит (и их границ), исчисляемых относительно горячих точек (см. рис. 3.1). Согласно К. Чейзу, Дж. Минстеру и Т. Джордану, Атлантическая и Восточно-Тихоокеанская оси спрединга смещаются на запад, а скорость широтного движения литосферы на их западных крыльях больше, чем на восточных. Для континентальных плит обрамления Тихого океана такой западный дрифт суммируется с векторами их центробежного перемещения в системе распадающейся Пангеи. Это увеличивает скорость надвигания Северо-Американской и Южно-Американской плит на восточное крыло спрединговых поднятий. Для Евразийской плиты, напротив, векторы направлены навстречу друг другу и наблюдаемое широтное смещение близко к нулю.

Тихоокеанская ось спрединга сближается, таким образом, с восточным обрамлением океана, где на участке южнее разлома Мендосино она уже скрылась под краем континента. Лишь другое, западное обрамление удалено настолько, что к нему подходит тяжелая и плотная океанская литосфера. Ее субдукция сопровождается гравитационным опусканием в астеносферу и, как следствие, откатом глубоководного желоба навстречу океанскойкоре, чему способствует ротационное смещение астеносферного вещества относительно литосферы (см. рис. 6.21, I). При стабильном положении континентальной окраины это создает условия для развития междуговых и задуговых бассейнов, формирующихся растяжения и спрединга над зоной субдукции, где, как полагают, образуются восходящие токи мантийного вещества.

О предполагаемой кинематике дугообразного изгиба зон субдукции. Тектонические условия, определяющие образование островных дуг и радиус их кривизны, стали предметом обсуждения задолго до того, как сложились представления о субдукции, однако и сегодня в этом вопросе остается много неясного. Идея Ф.Лейка о том, что форма островной дуги может быть получена пересечением земной сферы наклонной поверхностью скола (и зависит от угла ее наклона), вошла в противоречие с сейсмологическими и другими геофизическими данными последующих десятилетий. То же можно сказать о другой «геометрической» гипотезе, предложенной Ф. Франком, который рассмотрел кривизну линии перегиба тонкой сферы из нерастяжимого материала при продавливании и опускании ее участка, имитирующего погружающуюся литосферную плиту: радиус кривизны должен находиться в прямой зависимости от угла наклона, пропорционально синусу половины этого угла.

Еще в начале века У. Хоббс высказал предположение, что в ходе развития каждой дуги кривизна ее возрастает. Для некоторых островных дуг это подтвердилось. В частности, для Японской дуги установлен соответствующий поворот палеомагнитных векторов за послемеловое время: она изгибалась по мере спрединга, раскрывавшего впадины задугового бассейна: Японскую, Цусима, Ямато (см. рис. 11.8). Согласно известной модели Д. Карига, такой изгиб — следствие подъема мантийного диапира в тылу островной дуги над зоной субдукции.

На западе Тихого океана возможность подобного раскрытия задуговых бассейнов связывают, как отмечалось выше, с откатыванием шарнира субдуцирующей плиты. Формирующаяся «дуга» могла бы быть прямолинейной в случае равенства скоростей на всем ее протяжении. И наоборот, при неравенстве скоростей откатывания глубоководного желоба в океан одни его участки будут опережать другие, появятся изгибы. П. Фогт с соавторами показали, что сочленение островных дуг нередко находится там, где к линии глубоководных желобов подходит океанское поднятие, представляющее собой утолщение субдуцирующей плиты. Сравнительно мощная и легкая (плавучая) кора, по-видимому, сопротивляется субдукции и сдерживает встречное продвижение островодужной системы. Оно нарастает между узловыми участками, образуются дуги, обращенные выпуклостью навстречу субдуцирующей плите. Так, подходя к зоне субдукции, хр. Императорских гор разделяет Алеутскую и Курило-Камчатскую дуги, поднятие Огасавара — Идзу-Бонинскую и Марианскую, Каролинский хребет — Марианскую и Японскую, поднятие Торрес — дугу Соломоновых островов и Новогебридскую.

На восточном обрамлении Тихого океана, где субдукция направляется непосредственно под край континента, вместо дугообразных форм наблюдается сложная и ломаная линия с множеством почти прямолинейных отрезков: она повторяет контуры континентальных глыб.

Эдукция как возможный кинематический эффект на конвергентной границе. Судя по структурному рисунку линейных магнитных аномалий океанов, в течение позднего мезозоя и кайнозоя неоднократно происходило сближение некоторых осей спрединга («срединно-океанских хребтов») с зонами субдукции и их перекрытие в этих зонах. В Антарктических Андах поглощение спредингового хребта Алук завершилось только в плиоцене, на юге Андской окраины субдукция Чилийского хребта продолжается по настоящее время (см. 6.1.5 и рис. 6.29). В надвинутой на ось спрединга литосфере проявляются тепловые, магматические и деформационные последствия подъема и дивергенции астеносферного вещества на глубине. С этих позиций давно уже трактуются тектоника и магматизм области Бассейнов и Хребтов, плато Колорадо, которые с начала неогена постепенно перекрывали Восточно-Тихоокеанскую ось спрединга южнее разлома Мендосино (рис. 6.22).

Рис. 6.22. Субдукция Восточно-Тихоокеанской зоны спрединга под Северо-Американскую континентальную окраину (по П. Мак-Крори, 1989) и соответствующая этой обстановке геодинамическая модель эдукции (по Дж. Диксону и Э. Феррару, 1980):
1 — зоны субдукции; 2 — оси спрединга; 3 — субдукционный вулканизм; 4 — сдвиги (С — Сан-Андреас); 5 — Тихоокеанская плита (Т); 6 — океанские плиты Фаральон (Ф), Хуан-де-Фука (X), Ривера (Р); 7 — Северо-Американская плита (СА); 8 — то же на модели; 9 — зона эдукции; А, В, С — обозначения трех литосферных плит на модели; R — ось спрединга; V₁, V₂ — векторы скоростей спрединга; V₃ — вектор движения континентальной плиты относительно оси спрединга. Эдукция происходит при V₁> V₃

Скорость спрединга исчисляется в одну сторону от оси хребта

В случае, если субдуцирующий хребет вытянут вдоль континентальной окраины и если свойственная ему скорость спрединга превышает скорость пододвигания хребта под континент, то продолжающаяся дивергенция может вынести оттуда обратно к поверхности тектониты и метаморфиты, образовавшиеся ранее в зоне субдукции (см. рис. 6.22, справа). Такой процесс рассмотрели на примере Калифорнии Дж. Диксон и Э. Феррар (1978), предложившие понятие и термин эдукция (англ. eduction — извлечение). Эти авторы выделили и соответствующий тип границы литосферных плит (имеющий подчиненное значение) как выражение временного и локального кинематического эффекта на конвергентной границе. Там, где скорость спрединга меньше скорости пододвигания хребта, эдукция не происходит, примером чему служит современное взаимодействие Чилийского хребта с Андокой окраиной.

Дж. Диксон и Э. Феррар полагают, что механизм эдукции наилучшим образом объясняет происхождение своеобразного и широко известного францисканского комплекса Калифорнии. Это в основном меланж из глубоководных осадочных пород (в том числе турбидитов) и офиолитов. Характерен метаморфизм в фации «голубых сланцев», т.е. с новообразованием глаукофановой минеральной ассоциации высоких давлений — низких температур. Эта ассоциация свойственна внешней части парных метаморфических поясов зон субдукции (см. 6.1.5). Предполагается, что эдукция меланжа и метаморфитов началась еще в раннем миоцене и по мере надвигания континентальной окраины на Восточно-Тихоокеанский хребет фронт ее расширялся, судя по распространению францисканского комплекса. В дальнейшем правосторонний сдвиг по почти продольному разлому Сан-Андреас сокращал протяженность эдукционной границы Тихоокеанской и Северо-Американской плит, и в настоящее время сохранился только небольшой отрезок от Кейп-Мендосино до Пойнт-Арена длиной около 150 км.

Полагают, что и в некоторых других субдукционных системах, особено молодых, не наземная эрозия, а эдукция вывела на поверхность «голубые сланцы» парных метаморфических поясов. Появление таких сланцев в Японской и Алеутской (о. Кодьяк) островных дугах, на активных окраинах юга Чили и Антарктического полуострова увязывают с палинспастическими реконструкциями, которые свидетельствуют о поглощении спрединговых хребтов в этих зонах субдукции.

Выдвигание из-под висячего крыла зоны субдукции возможно и без участия спредингового хребта в случае резкой перестройки относительного движения литосферных плит, если ортогональная конвергенция сменяется их косоориентированным или даже продольным относительным движением. При угловатой или извилистой конфигурации субдукционной границы такое продольное скольжение будет сопровождаться эдукцией небольших участков океанской плиты из-под висячего крыла зоны субдукции. Такой механизм эдукции рассмотрели К. Накамура с соавторами (1984) применительно к трогу Сагами на северной границе Филиппинской ллиты, где, согласно этим авторам, 1 млн лет назад меридиональная субдукция сменилась широтным правосторонним смещением.