Геологическое выражение зон субдукции

Изучение современных зон субдукции позволяет судить о выражении этого процесса в седиментации, тектонических деформациях, магматизме, метаморфизме. Это в свою очередь дает ключ для актуалистической реконструкции древних зон субдукции.

Субдукция и седиментация. Тектонический рельеф, создаваемый субдукцией, предопределяет закономерное размещение седиментационных бассейнов с характерными формациями. Особого внимания заслуживает специфика накопления осадков в глубоководном желобе, где проходит конвергентная граница литосферных плит и начинается субдукция.

Латеральные ряды седиментационных бассейнов варьируют в зависимости от тектонического типа зоны субдукции. В окраинно-материковой обстановке андского типа, начиная от океана, следуют глубоководный желоб, фронтальный и тыловой бассейны. Для желоба характерны флишоидные отложения, терригенные и туфогенные турбидиты. Слагающий их материал поступает с континентального склона и нередко содержит продукты размыва гранитно-метаморфического фундамента. Характерен продольный перенос вдоль желоба на большие расстояния. Фронтальный и тыловой бассейны (прогибы) служат местом накопления континентальных и мелководно-морских толщ молассового облика мощностью до нескольких километров. При этом фронтальный бассейн, размещаясь между береговым (невулканическим) и главным (вулканическим) хребтами, заполняется асимметрично: с одной стороны обломочным материалом, с другой — как обломочным, так и вулканогенным. В тыловой бассейн, который по своему положению является предгорным, передовым прогибом, также поступают продукты разрушения главного хребта и его вулканический материал. Туда же идет снос с внутриконтинентальных поднятий кратона.

В обстановке островных дуг латеральный ряд бассейнов и их заполнение видоизменяются. Флишоидные отложения глубоководного желоба содержат здесь меньше терригенного материала. Перед энсиматическими дугами появляются продукты разрушения габброидов, ультрабазитов и других пород океанской литосферы, если они выступают на островодужном склоне желоба. В качестве фронтального в островных дугах формируется преддуговой бассейн, который заполняется морскими, в том числе флишоидными, туфогенно-осадочными отложениями большой мощности. В качестве тылового развивается глубокий задуговой или междуговой бассейн, где на утоненном континентальном основании или на новообразованной океанской коре накапливаются мощные морские отложения, в том числе флишоидные. Таким образом, молассоидные мелководно-морские и континентальные формации окраинно-материковых систем сменяются в островодужных системах более глубоководными, преимущественно флишоидными. И для одних и для других характерно наличие вулканогенного материала, состав которого зависит от тектонического типа зоны субдукции, что будет рассмотрено ниже — в разделе о магматизме.

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.

Рис. 6.12. Центральноамериканский глубоководный желоб:
I - обновление продольных (параллельных линейным магнитным аномалиям) разрывов океанской коры эоценового возраста при изгибе, растяжении и образовании грабенов на краю желоба у берегов Гватемалы. По Ж. Обуэну и др. (1981).
II — просвечивание линейных магнитных аномалий субдуцирующей океанской коры миоценового возраста из-под аккреционного комплекса на континентальном борту желоба у берегов Мексики. По Д. Каригу и др., (1978).
1 — главный сместитель зоны субдукции; 2 — сбросы; 3 — осадки глубоководного желоба; 4 — рельеф континентального склона в горизонталях (м); 5 — линейные магнитные аномалии океанской коры; 6 — простирание этих аномалий; 7 — магнитные аномалии континентальной коры; 8 — аккреционный комплекс; 7 — его внутренняя граница; 10 — континентальная кора в акватории; 11 — то же на суше

В ходе субдукции грабены, образовавшиеся на океанском борту желоба, перемещаются в его осевую часть, где заполняются турбидитами. Некоторые грабены затем уходят в зону субдукции, скользя под ее главным сместителем вместе с находящимися в них осадками.

Гораздо более крупные разрывные смещения — взбросы, переходящие в надвиги, — обнаружены сейсмическими методами в океане на удалении в первые сотни километров от оси желоба. Они направлены от конвергентной границы и, по-видимому, формируются у тех ее отрезков, где высоки силы сцепления и в субдуцирующей плите создаются большие сжимающие напряжения. Происходят скол и сдваивание стратифицированных верхов литосферы по надвигу (см. рис. 6.11).

Под плоским днищем осевой части глубоководного желоба свежие осадки, главным образом турбидиты, обычно сохраняют ненарушенное, почти горизонтальное залегание, несмотря на близость активной конвергентной границы. Это объясняют неспособностью пластичных отложении передавать по латерали сжимающие напряжения со стороны висячего крыла зоны субдукции. Между тем рядом, непосредственно в основании континентального (или островодужного) склона, под «бульдозерным» воздействием этого висячего крыла осадки желоба сминаются в сжатые опрокинутые складки вплоть до появления разрывов, формирования изоклинально-чешуйчатой структуры и тектонических меланжей. В других желобах, где аккреции нет и, как мы уже отмечали, происходит пододвигание недеформированных осадков под висячее крыло, отсутствует и сам источник сжимающих напряжений.

Если субдукция не сопровождается образованием аккреционного клина с его сложной деформационной структурой, то вблизи главного сместителя в висячем крыле появляются многочисленные разрывы со взбросовым или сбросовым смещением.

Сложное поле напряжений в обширной области над зоной субдукции реализуется главным образом относительно простыми изгибами земной коры и осложняющими их крутыми разрывами. В островных дугах наряду с продольными взбросами и сбросами развиваются многочисленные поперечные разрывы, в том числе сдвиги, выражающие дробную сегментацию висячего крыла зоны субдукции. На активных окраинах андского типа рядом со структурами растяжения (в Андах это грабены по обе стороны береговых хребтов и в своде горного сооружения на Альтиплано) нередко формируются структуры сжатия, приуроченные к зоне взбросов, надвигов и изоклинальной складчатости, протянувшейся в тылу горного сооружения. Перемещения направлены в глубь континента — в пределы передового прогиба, молассовое заполнение которого тоже вовлекается в складчатость. Такие системы интенсивных и сложных деформаций маркируют выход зоны А-субдукции, сопряженной на глубине с главной зоной субдукции.

Субдукция и магматизм. Магматизм — одно из наиболее ярких проявлений глубинных процессов в зонах субдукции. По мере изучения современного вулканизма островных дуг и активных континентальных окраин выясняются все новые закономерности в зависимости от строения и развития той или иной зоны субдукции. Именно поэтому магматические комплексы древних зон субдукции наиболее информативны при палеотектонических реконструкциях. Вместе с тем на многих отрезках активных зон субдукции в настоящее время нет вулканизма. Выявление тектонических причин прекращения вулканизма на этих отрезках позволяет интерпретировать для палеореконструкций и такую авулканическую субдукцию.

Еще в 50-х годах Г. Штилле связал вулканизм «андезитового кольца» Тихого океана с плавлением океанской коры при ее пододвигании в мантию. С появлением представлений о литосферной субдукции Э. Оксбург, Д. Таркот, У. Гамильтон интерпретировали магматизм островных дуг и активных континентальных окраин как одно из ее проявлений. По сравнению с магматическими комплексами зон рифтогенеза субдукционные намного разнообразнее, особенности их строения и состава зависят от сочетания гораздо большего числа условий, что усложняет выявление закономерных связей магматизма и геодинамики зон субдукции.

Размещение вулканических поясов относительно зон субдукции. Пространственная взаимосвязь мощных поясов современного вулканизма с глубоководными желобами, зонами Беньофа и другими проявлениями субдукции вполне отчетлива, так что традиционное представление об «огненном», или «андезитовом», кольце Тихого океана обрело новый смысл.

Еще К. Вадати, впервые обнаружив сейсмофокальную зону, обратил внимание на то, что цепи активных вулканов Японии размещаются над ее среднеглубинной частью. В дальнейшем стало ясно, что это закономерность, которая прослеживается во всех зонах субдукции. Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 80 до 350 км, но максимум магматической активности наблюдается над интервалом 100—200 км. В соответствии с этим выдерживается и размещение вулканических поясов по отношению к смежным глубоководным желобам, маркирующим выход зоны Беньофа на поверхность: удаленность вулканов от желоба находится в обратной зависимости от наклона зоны. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм, такая закономерность выдерживается глобально. Линию, ограничивающую вулканический пояс со стороны желоба А. Сугимура назвал вулканическим фронтом (см. рис. 6.10). Расстояние от края глубоководного желоба (arc—trench gap, по V. Дикинсону) варьирует от 50 до 300 км, чаще всего это 200 км. С противоположной стороны граница вулканических зон не столь резкая, она удалена от желоба на расстояние до 400 км, а местами, как, например, в Центральных Андах, — до 500 км и более. Ширина субдукционных вулканических поясов от первых десятков километров до 175— 200 км, местами даже несколько больше.

Глубинные корни вулканических поясов над зонами субдукции. Судя по столь отчетливой пространственной корреляции, вулканизм островных дуг и континентальных окраин инициируется а уходящих на глубину зонах субдукции. О том же свидетельствуют и разнообразные геофизические данные. Как показали В. Хануш и И. Ванек, под активными сегментами вулканических поясов наблюдается асейсмичный пробел в зонах Беньофа (рис. 6.13), в то время как под вулканически пассивными сегментами такого пробела нет. Поскольку на соответствующих глубинах субдуцирующая плита движется среди астеносферного вещества, сейсмические очаги находятся внутри нее. Поэтому асейсмичный пробел под вулканами скорее всего означает снижение упругих свойств погружающейся литосферы вследствие разогрева или даже частичного плавления.

Таким образом, асейсмичный пробел маркирует магмогенерирующий отрезок зоны субдукции. Его понимают как область, где процессы магмогенеза только начинаются, чтобы продолжиться над субдуцирующей плитой, вплоть до близповерхностных магматических камер в фундаменте вулканов. Глубинность магмогенерирующего отрезка, судя по данным сейсмологии, варьирует не только от одной зоны субдукции к другой, но и по простиранию зоны, от сегмента к сегменту. От нее зависит состав вулканического материала, поступающего на поверхность. По мере развития зоны субдукции магмогенерирующий отрезок, зародившись на глубине нескольких десятков километров, постепенно мигрирует по падению зоны до глубин в первые сотни километров. Там в дальнейшем возможны его смещения вверх и вниз.

Рис. 6.13. Асейсмичные пробелы в зоне Беньофа под современными вулканами Андской активной окраины.
I—VI — профили на отрезке 21—24° ю. ш., по В. Ханушу и И. Ванеку (1978). Стрелкой обозначен глубоководный желоб, вертикальным штрихом — проекция активных вулканов на асейсмичный пробел. Внизу — схема магмообразования под Курильской островной дугой, по Г. П. Авдейко (1993), упрощена.
1 — континентальная литосфера; 2 — субдуцирующая океанская литосфера; 3 — отделение флюидов; 4 — частичное плавление и подъем магмы в астеносфере мантийного клина; 5 — подводящие каналы и промежуточные магматические очаги в литосфере; 6 — изотермы, град

В Центральных Андах, где на океанскую плиту по пологой поверхности надвигается мощная континентальная литосфера, магмогенез и вулканизм, согласно И. Саксу, развиваются только при наличии апофизы астеносферного вещества между контактирующими плитами. На соседних сегментах, где нет такой апофизы, нет и вулканизма.

Структурная связь магмогенерирующего отрезка зоны субдукции с наблюдаемыми на поверхности вулканическими постройками Структурная связь магмогенерирующего отрезка зоны субдукции с наблюдаемыми на поверхности вулканическими постройками иногда трассируется сейсмическими явлениями, которые предшествуют очередной вспышке вулканизма. Непосредственно над зоной Беньофа появляются слабые сейсмические очаги, которые затем в течение нескольких месяцев образуются все выше и приближаются к вулканической постройке перед началом извержений. Такую последовательность установили К. Бло и Р. Приам для Новогебридской и Зондской зон субдукции, сходные наблюдения велись и для некоторых других зон. Природа этих сейсмических явлений неясна, их, по-видимому, нельзя рассматривать как след продвижения уже сформировавшегося магматического расплава, поскольку по геофизическим данным скопления магмы находятся выше. Более вероятно, что такие землетрясения намечают ослабленные зоны, контролирующие подъем флюидов или наиболее глубинных продуктов парциального плавления, а вместе с ними и приток тепловой энергии для магмообразования на более высоких уровнях. Активизация такой зоны, получившая импульс на глубине, продвигается вверх, где способствует разгрузке магматических флюидов и выражается вулканическими извержениями.

Появляется все больше наблюдений о тектономагматических условиях в этой области, соединяющей глубинную зону субдукции с вулканами на поверхности. Значительные объемы в ее нижней части отличаются от окружающих пород пониженными скоростями и сильным затуханием упругих волн. Метод обменных волн характеризует их как область «отсутствия обменов», т.е. повышенной однородности среды. В частности, под вулканами о. Кунашир (Курильская гряда) Т. К. Злобин проследил такие области начиная от глубин 120—100 км. Сейсмология фиксирует те же объемы пород как «области сейсмического молчания», окруженные «сейсмоактивной рубашкой» слабых вулканических землетрясений. С.А. Федотов и А.И. Фарберов описали подобную область (до 40 км в поперечнике) под Авачинской группой вулканов на Камчатке. Указанные отклонения физических характеристик согласуются с представлением петрологов о том, что в породах мантийного клина (над магмогенерирующим отрезком зоны субдукции) происходит частичное плавление, отжим жидкой фазы из межзернового пространства и ее перемещение вверх.

На глубине 60—30 км появляются линзовидные магматические очаги, происходят обособление и накопление расплава, что создает новые возможности его эволюции. Такие очаги, экранирующие прохождение поперечных волн, обнаружены методом сейсмического просвечивания под Ключевской и Авачинской вулканическими группами на Камчатке. Очаги меньших размеров размещаются выше — это промежуточные очаги (например, очаг на глубине 10—8 км под вулканом Менделеева на о. Кунашир) и близповерхностные очаги, находящиеся непосредственно в фундаменте вулканических построек, где завершаются становление и фракционирование магматических расплавов. Эти близповерхностные камеры хорошо известны как по данным сейсмической томографии, так и по результатам гравиметрии и магнитометрии. Все эти методы дали близкий результат при оконтуривании очага под Авачинским вулканом, где он находится на глубине 2—5 км.

Таким образом, в островных дугах и на активных континентальных окраинах прослеживается непрерывная связь между действующими вулканами и уходящей под них сейсмофокальной зоной Беньофа. Последняя маркирует субдукцию до тех пор, пока литосфера, погружаясь в область все более высоких температур, не теряет упругие свойства, необходимые для образования в ней сейсмических очагов. Глубина, до которой субдукция проявляет себя сейсмичностью, зависит, как уже отмечалось, от возраста погружающейся океанской литосферы (т.е. от ее толщины и температуры). Это объясняет соотношения, наблюдаемые там, где гона субдукции находится вблизи оси спрединга и поэтому поглощает еще совсем молодую, тонкую и относительно высокотемпературную литосферу.

Субдуцирующая плита с такими характеристиками перестает генерировать сейсмические очаги уже на глубине 100—150 км (а иногда и несколько десятков километров), она достигает глубин магмогенеза в асейсмичном режиме. Развивается субдукционный вулканический пояс, под которым нет зоны Беньофа. Так, на мексиканском отрезке Центральноамериканской зоны субдукции, где погружается литосфера с возрастом 8—20 млн. лет (при скорости около 7 см/год), сейсмофокальная зона теряется в нескольких десятках километров от Трансмексиканского вулканического пояса. Еще ближе к оси спрединга (к хребтам Горда и Хуан-де-Фука) находится субдукционная окраина у Каскадных гор, поэтому там погружается литосфера с возрастом 2—8 млн. лет (при скорости около 3, 5 см/год), зона Беньофа почти не выражена и субдукция под вулканической цепью также происходит асейсмично. В сходных условиях проявляется вулканизм в той части Андского пояса (40—43° ю. ш.), где к континентальной окраине приближается Чилийский спрединговый хребет и субдуцирует молодой (миоцен—квартер) южный край плиты Наска.

Специфика состава магм над зонами субдукции. В формировании магм, питающих субдукционный вулканизм, участвует вещество, которое отделяется от погружающейся океанской литосферы, от пород находящегося над ней астеносферного клина, а также от мантийных и коровых пород литосферы висячего крыла, которая служит фундаментом вулканического пояса. Важной специфической чертой магмообразования при субдукции считают перемещение вещества океанской коры, в том числе ее осадочного чехла, глубоко в мантию, что придает соответствующие геохимические особенности мантийным магмам. Кроме того, большое количество воды, которое привносится при этом, коренным образом меняет условия частичного плавления перидотитов над зоной субдукции. Судя по лабораторным экспериментам, из «обводненной» мантии возможно прямое отделение не только базальтового, по и андезитового расплавов. Несмотря на разнообразие субдукционных вулканитов, среди которых представлен широкий спектр пород толеитовой, известково-щелочной и шошонитовой серий, их геохимическая специфика во многих случаях позволяет отличить эти породы от сходных вулканитов иного происхождения (рис. 6.14).

Рис. 6.14. I, II — геохимические особенности известково-щелочных базальтов островных дуг (CAB) в сравнении с базальтами срединно-океанских хребтов (MORB); III — редкоземельные спектры толеитовых (IAT) и известково-щелочных (CAB) базальтов островных луг; IV — субдукционное обогащение некоторых мантийных источников магмы бериллием атмосферного происхождения (Ц — вулканиты Центральной Америки; П — Перу; А — Алеутской дуги; Я — Японской дуги; М — Марианской, Новобританской, Зондской и Малоантильской дуг; MORB, OIB — базальты срединно-океанских хребтов и океанских островов). По М. Уилсон (1989)

Выразительны и изотопные характеристики вулканитов зон субдукции. Нормальная для других геодинамических обстановок комплементарность «мер изотопного состава» Nd и Sr здесь нарушается, как полагают, за счет привноса стронция морской воды имеете с океанской корой. Вулканитам зон субдукции свойственны значения Nd около +8.

В тех зонах субдукции, где динамика взаимодействия литосферных плит благоприятна для поглощения свежих, еще не литифицированных океанских осадков, они могут быть затянуты до глубин магмообразования. Это показали исследования изотопа Bе, которые в 80-х годах начал Ф.Тера. ¹⁰Ве образуется в атмосфере при воздействии космических лучей на кислород и азот, оттуда он попадает в океанские осадки, а с ними — в зону субдукции. В лавах Центральноамериканской, Алеутской и ряда других зон субдукции содержания этого изотопа оказались во много раз выше фоновых (см. рис. 6.14). Сравнительно короткий период полураспада ¹⁰Ве (около 1, 5 млн. лет) указывает на его поступление в глубинную область магмогенеза именно со свежими океанскими осадками. Вместе с тем длительность существования изотопа достаточна для перемещения на нужную глубину, что требует нескольких миллионов лет. Первичная (субдукционная) природа контаминации расплава изотопом ¹⁰Ве проверяется составлением его содержаний в темноцветных минералах, плагиоклазе и стекловатом матриксе вулканической породы, так как более поздний привнос в близповерхностных условиях нарушил бы наблюдаемую корреляцию содержаний, соответствующую кристаллизации в замкнутой системе.

Состав вулканитов и глубина залегания зоны Беньофа. Сложный многоступенчатый процесс формирования магматических расплавов над зонами субдукции берет начало в погружающейся литосфере и зависит от глубины нахождения этой литосферы под вулканом. Поэтому наклон зоны субдукции предопределяет асимметрию формирующегося над ней вулканического пояса, его поперечную (латеральную) геохимическую зональность, полярность, наличие которой давно уже было замечено в островных дугах, и в Андах. В 60-х годах А. Сугимура и X. Куно показали, что по мере удаления от глубоководного желоба, т.е. по падению зоны Беньофа, нарастают содержания К, Rb, Sr, Ва и других литофильных элементов с большими ионными радиусами. Соответственно нарастают отношения калия к натрию, легких редкоземельных элементов к тяжелым. В том же направлении убывает отношение железа к магнию, нормативная насыщенность пород кремнезёмом. В полном виде эта латеральная зональность выражается фациальным замещением одних вулканических серий другими вкрест простирания пояса. Согласно схеме X. Куно, уточненной П.Якешем, А.Уайтом и Дж.Гиллом, в направлении от желоба толеитовая серия (толеитовый базальт — железистый дацит) сменяется известково-щелочной (высокоглиноземистый базальт — риолит), а затем, в тылу вулканического пояса, — шошонитовой (шошонитовый базальт — трахит).

Зависимость между содержанием в лавах калия и глубиной залегания под вулканом зоны Беньофа исследовали У. Дикинсон и Т Хазертон. Данные по большинству современных зон субдукции они суммировали на диаграммах, построенных для определенных содержаний кремнекислоты, а именно для 55; 57, 5; 60%, что отражает относительно широкое распространение в субдукционных поясах андезитовых пород (рис. 6.15). В последующие десятилетия эти диаграммы нашли широкое применение при реконструкции зон Беньофа в древних субдукционных поясах по составу вулканитов.

Рис. 6.15. Зависимость состава лав от глубины до зоны Беньофа и от природы корового фундамента под вулканами современных зон субдукции.
I — нарастание содержаний K₂О (при 60% SiO₂) с увеличением глубины h, по Т. Хазертону и У. Дикинсону (1969); II — нарастание отношения легких редкоземельных элементов к тяжелым с удалением от вулканического фронта, Японская островная дуга, по А. Ю. Антонову и др. (1987); III — изотопные отношения стронция в андезитах внутриокеанских островных дуг (А) и Андской активной континентальной окраины (Б), по С. Малфи и Т. Петерсену (1981); IV — значения меры изотопного состава неодима в породах энсиматических (А) и энсиалических (Б) субдукционных вулканических поясов, по С Нохда (1984)

Латеральная геохимическая зональность над зонами субдукции отчетливо проявляется и в размещении связанного с магматизмом оруденения. В частности, на центральном отрезке Андской активной окраины, согласно Р. Силлитое (1976), преимущественно медное оруденение сменяется по падению зоны Беньофа полиметаллическим (главным образом свинцово-цинковым, со значительным количеством серебра), далее следуют месторождения олова и вольфрама. Замечена и более дробная связь оруденения с зональностью субдукционных вулканоплутонических поясов и латеральной миграцией.

Состав вулканитов и строение висячего крыла зоны субдукции. Состав вулканитов над современными зонами субдукции зависит также от строения и мощности земной коры в их висячем крыле, где в фундаменте вулканического пояса завершается формирование магматических расплавов. Наибольшие различия наблюдаются между энсиалическими (японского типа) островными дугами и континентальными окраинами, с одной стороны, и энсиматическими (марианского типа) островными дугами — с другой. В первом случае происходит не только контаминация глубинных, преимущственнo базальтовых расплавов веществом сиалической коры, поступление последней с образованием дополнительных внутрикоровых очагов, питающих риолитовые, в том числе игнимбритовые, извержения. Контаминация наглядно проявляется увеличением содержания «легких» литофильных элементов (К, Rb, Sr) в прямой зависимости от мощности континентальной коры, ростом отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (до 705—707× 10^-3), ²⁰⁷РЬ/²⁰⁴Рb; ¹⁸О/¹⁶О и снижением C_Nd до -5 и даже -10 (см. рис. 6.15).

Влияние корового субстрата — одна из причин петрологического различия вулканических поясов, формирующихся над зонами субдукции разного типа. Как показал А. Миясиро, в энсиматических островных дугах представлены породы толеитовой и известково-щелочной серий, с преобладанием толеитовой (до 90% в Марианской дуге и почти 100% в дуге Тонга). В энсиалических островных дугах к ним прибавляется шошонитовая серия, преобладает известково-щелочная. При этом в соответствии с латеральной геохимической зональностью островной дуги вулканические серии образуют фациальный ряд. Наконец, на активных континентальных окраинах из латерального ряда выпадает толеитовая серия, среди оставшихся и здесь господствует известково-щелочная. Поскольку в толеитовых сериях преобладают их базальтовые члены, а в известково-щелочных — андезитовые, в Тихоокеанском кольце представлены как преимущественно базальтовые, так и преимущественно андезитовые вулканические пояса.

Состав вулканитов и скорость субдукции. По сравнению с зонами спрединга в зонах субдукции зависимость состава вулканитов от скорости относительного движения плит выражена гораздо менее отчетливо, она завуалирована воздействием других факторов, иногда даже более значимых. Исследуя эту зависимость, Р. Сутисаки пришел к выводу, что с увеличением скорости конвергенции становится все больше базальтов и меньше андезитов, н тех и других снижается содержание щелочей, а также, как покмзал А. Миясиро, возрастает отношение железа к магнию. К близким выводам пришел А.А. Цветков, который к тому же связал наблюдающиеся различия с эволюцией островных дуг, полагая, что от «юных» дуг к «развитым» и «зрелым» скорости конвергенции снижаются. Отметим, однако, что дуги, принятые при этом в качестве зрелых (Японская, Новозеландская, Зондская и др.), скорее представляют собой изначально энсиалические структуры, заложившиеся на коре континентального типа. Скорости конвергенции в них широко варьируют (от 2, 1 до 9, 9 см/год; см. табл. 6.1) и определяются в первую очередь параметрами движения крупных литосферных плит, не зависящими от возраста того или иного отрезка субдукционной границы.

Таким образом, соотношения сложны. Различия корового субстрата над зонами субдукции, по-видимому, оказывают на состав вулканитов большее воздействие, чем вариации скоростей. Свидетельством служит сходство продуктов вулканизма энсиалических островных дуг и окраинно-материковых поясов даже при разнообразии скоростей конвергенции. При палеореконструкциях это затрудняет определение скорости субдукции по петрохимическим данным. Как показал С. Кейт (1982), полуколичественная оценка может быть получена также исходя из корреляционной зависимости между этой скоростью и углом наклона зоны Беньофа (Рис. 6.9), который восстанавливается по составу вулканитов.

Состав вулканитов и эволюция зоны субдукции. Вариации состава вулканитов, обусловленные непостоянством конвергентного взаимодействия в зоне субдукции, накладываются на длительные направленные изменения, происходящие от момента зарождения вулканического пояса ко все более зрелым фазам его развития. Особенности состава современных вулканитов соотносятся, таким образом, с определенной фазой эволюции, которую проходит в настоящее время та или иная зона субдукции.

Общая тенденция состоит в нарастании щелочности вулканитов, в убывании роли базальтов, увеличении количества андезитовых и дацит-риолитовых пород. Это объясняют тем, что на начальной фазе субдукции магмогенез вероятен уже на глубине 50—75 км, а затем, по мере погружения литосферы, геоизотермы смещаются вниз, магмогенерирующий отрезок зоны субдукции мигрирует по ее падению. Соответственно увеличиваются глубинность и щелочность исходных выплавок. Одновременно наращивается мощность коры, что повышает роль внутрикоровых процессов в формировании магм, долю вулканитов среднего и кислого состава.

В зависимости от того, идет ли субдукция под океанскую или под континентальную кору, а также от мощности последней формируются разные эволюционные ряды вулканитов. В энсиматических островных дугах ряд начинают толеитовые базальты, а также бониниты, для которых характерна высокая материальность при низкой титанистости. На примере дуги Фиджи Дж. Гилл показал, что от этих пород эволюция ведет к известково-щелочному и субщелочному шошонитовому магматизму. В Марианской дуге представлены две первые стадии: толеитовая и известково-щелочная. В дугах Тонга — Кермадек и Скотия подобный ряд находится все еще на стадии толеитового вулканизма, хотя уже появилось небольшое количество известково-щелочных пород. В вулканических поясах на континентальной коре, как это отмечают Т.И. Фролова и А.А. Цветков, ранние, толеитовые члены эволюционного ряда редуцированы или полностью отсутствуют, господствуют андезиты и более кислые породы известковощелочной серии с отчетливыми геохимическими признаками участия сиалической коры в их формировании. Более поздние члены ряда имеют субщелочной, а затем и щелочной состав.

Латеральная миграция вулканизма. Активный вулканизм над современными зонами субдукции обычно лишь продолжает длительное развитие того или иного вулканоплутонического пояса, образовавшегося в мезозое—кайнозое вслед за заложением самой зоны субдукции. Относительное размещение разновозрастных вулканитов в пределах такого пояса, как правило, указывает на смещение магматической оси от глубоководного желоба или в обратном направлении: латеральная миграция — характерная черта развития вулканизма над зонами субдукции. П. Коней и С Рейнольдс (1977) интерпретировали ее как свидетельство изменения угла наклона зоны Беньофа. Приняв некоторую постоянную глубину магмогенерирующего интервала этой зоны, они следовали тригонометрической зависимости между углом наклона и расстоянием вулкан — желоб (рис. 6.16, А).

Рис. 6.16. Латеральная миграция вулканоплутонических поясов над зоной субдукции и ее главные причины, по М.Г. Ломизе (1980): вследствие изменения наклона субдуцирующей плиты (Θ); 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.

Авулканическая субдукция и ее причины. Многие отрезки современных зон субдукции лишены вулканизма, несмотря на продолжающееся конвергентное взаимодействие, выраженное сейсмичностью. Почти третья часть общей протяженности субдукционных границ приходится на такие авулканические отрезки, тектоническая приуроченность которых, как оказалось, закономерна. В большинстве случаев (21 из 24, согласно С. Мак-Гири с соавторами, 1985) вулканизм прекратился там, где субдуцируют асейсмичные хребты и вулканические цепи, т. е. утолщения океанской литосферы. На примере Анд М. Баразанги и Б. Айзеке показали, что субдукция такой утолщенной, низкоплотностной и поэтому плавучей литосферы сопровождается резким выполаживанием зоны субдукции (I на рис. 6.17). На значительной части профиля пододвигающаяся плита перемещается почти горизонтально, прижимаясь к подошве литосферы висячего крыла. Между ними нет обычной прокладки астеносферного вещества, и это ухудшает условия, необходимые для магмообразования: на профилях зоны Беньофа здесь нет среднеглубинного асейсмичного («магмогенерирующего») пробела, а на поверхности нет вулканизма.

Пологая субдукция утолщенной океанской литосферы, повышая сцепление плит, способствует накоплению сжимающих напряжений и формированию структур сжатия, которые локализуются в тылу континентальной окраины. Это складчатость, взбросы и надвиги, в Андах они все еще продолжают развиваться, что видно по размещению сейсмических очагов и решению их фокального механизма. Тектоническую взаимосвязь между местом и временем проявления таких деформаций «ларамийского стиля» (по Ларамийским горам в Кордильерах) и прекращением субдукционного вулканизма рассмотрел У. Дикинсон.

Размеры авулканических отрезков андской окраины (2—15 и 28—33° ю. ш.) и последовательность отмирания вулканизма на этих отрезках Т. Кросс и Р. Пильгер объяснили с учетом диагональной ориентировки субдуцирующих хребтов Наска и Хуан-Фернандес относительно конвергентной границы, а также направления субдукции (рис. 6.18).

Для южного из этих двух авулканических отрезков Андской активной окраины С. Кэй восстановил постепенное выполаживание зон субдукции с миоценового времени, когда началось погружение хр. Хуан-Фернандес. Это выразилось расширением, а затем и распадом вулканического пояса, а также соответствующим изменением состава вулканитов (см. II на рис. 6.17). О другом примере дает представление график С. Кейта, где изображена кривая изменений угла наклона зоны субдукции под одним из отрезков Северо-Американской активной окраины (см. III на рис. 6.17). Резкое выполаживание субдукции в эоцене привело там к прекращению вулканизма, который впоследствии начал возобновляться по мере восстановления более крутого наклона зоны субдукции. И в этом случае выполаживание палеозоны Беньофа, перерыв в вулканизме и сопутствующие ему деформации сжатия в тылу активной окраины считают свидетельством субдукции хребта, существовавшего на океанской плите Фаральон. Полагают также, что этот хребет был ориентирован под углом к континентальной окраине, поскольку установлено, что авулканический пробел сместился вдоль нее на юг.

Рис. 6.18. Пробелы в цепи современных вулканов Андской активной окраины, сопряженные с выполаживанием зоны Беньофа (карта слева). На карте справа — реконструкции, объясняющие прекращение вулканизма субдукцией хребтов Наска и Хуан-Фернандес (для 4, 2, 9 и 19, 5 млн лет, на карте указаны номера соответствующих магнитных аномалий). По Т. Кроссу и Р. Пильгеру (1982). 1 — Чилийско-Перуанский желоб; 2 — глубины зоны Беньофа, км; 3 — современные вулканы; 4 — наиболее высокие участки хребтов Наска и Хуан-Фернандес; 5 — субдуцировавшая часть хр. Наска; 6 — направление субдукции

Локальным перерывом в вулканизме отмечена и субдукция подводных хребтов Теуантепек и Кокос (Центральноамериканская зона субдукции), а также Луисвиль (зона Тонга-Кермадек).

Прекращение вулканизма наблюдается, кроме того, на некоторых современных тройных сочленениях литосферных плит типа " хребет — желоб — желоб", где к зоне субдукции подходит и поглощается спрединговый хребет. Это происходило, в частности, по мере надвигания Северо-Американской плиты на Восточно-Тихоокеанскую ось спрединга начиная с конца палеогена (см. рис. 6.22). Завершается отмирание субдукционного вулканизма и в Антарктических Андах, где был поглощен спрединговый хребет Алук. В обоих случаях отмирание вулканизма выражает прекращение субдукции.

Однако при столкновении со спрединговым хребтом возможны кинематические соотношения, при которых и субдукция, и вулканизм позже возобновляются. Последовательные стадии такого взаимодействия, согласно С. Канде и Р. Лесли (1986), наблюдались вдоль Андской активной окраины начиная от места ее сочленения с Чилийским спрединговым хребтом и далее на юг. На 47—48° ю. ш., где два разделенных разломами сегмента субдуцировали соответственно 3 и 6 млн лет назад, ось спрединга оказалась сейчас под окраинно-материковым вулканическим поясом и там прекратились как нормальное субдукционное взаимодействие, так и вулканизм. На следующем отрезке (48—55° ю.ш.), где очередной сегмент Чилийского хребта был поглощен 10—14 млн лет назад и под вулканическим поясом находится уже западное крыло спредингового хребта, цепь активных вулканов появляется вновь. Полагают, что там возобновилась субдукция, поскольку скорость сближения с хребтом превышает скорость спредингового отодвигания его западного крыла. При этом скорость конвергенции у желоба (2 см/год), полученная как разность двух этих величин, там гораздо меньше, чем к северу от тройного сочленения (9, 7 см/год). Согласно изложенной схеме в будущем, после поглощения очередного отрезка Чилийского хребта, находящегося севернее трансформного разлома Тайтао, авулканический пробел сместится к нему, а на отрезке 47—48° ю. ш. тоже возобновится субдукционный вулканизм.

То обстоятельство, что субдукция может и не сопровождаться вулканизмом, создает дополнительные трудности при палеореконструкциях. Вместе с тем при достаточном количестве данных авулканический эпизод и развитии древней зоны субдукции может, как мы видим, получить актуалистическую интерпретацию.

Субдукция и метаморфизм. Термические и барические эффекты субдукции, так же как и обусловленное ею формирование и перемещение флюидов, магм и гидротерм, определяют вероятные масштабы метаморфических процессов в зонах субдукции и над ними. Однако в отличие от вулканизма эти породы недоступны прямому наблюдению. Тем не менее именно в современных активных зонах субдукции состав и размещение соответствующих метаморфитов, образовавшихся ранее и уже вскрытых эрозией, получают наиболее надежную геодинамическую интерпретацию. Согласно А. Миясиро, субдукция порождает парные метаморфические пояса: зона метаморфизма высоких давлений — низких температур находится вблизи глубоководного желоба, зона метаморфизма низких и умеренных давлений — высоких температур формируется на удалении от желоба под вулканическим поясом. Для первой характерна минеральная ассоциация глаукофана (фация «голубых сланцев»), примечательная тем, что необходимого для нее сочетания P/T условий нет в нормальном вертикальном разрезе литосферы, где соответствующее давление появляется только на глубинах с более высокими температурами (даже при минимальных градиентах). Полагают, что в зонах субдукции нужное сочетание параметров, достигается вблизи сместителя за счет опускания геоизотерм при поглощении холодной литосферы, а также благодаря высоким тектоническим напряжениям на конвергентной границе. По предположению А. Миясиро, важную роль в этом процессе играет скорость субдукции, вариации которой контролировали неравномерность проявления глаукофанового метаморфизма во времени. Глаукофановые сланцы вместе с зелеными сланцами и филлитами образуются по базальтоидам и морским осадкам, вовлеченным в субдукцию.

Вторая зона, для которой характерны метаморфизм амфиболитовой фации, образование гнейсов и палингенез, обусловлена подъемом флюидов и магм над субдуцирующей плитой, а вместе с ними и подъемом геоизотерм. Примером служит юрско-меловой парный метаморфический пояс о. Хонсю, состоящий из зоны Реке высокобарических метаморфитов и зоны Симанто высокотерыальных метаморфитов. В некоторых поясах между двумя зонами прослеживается полоса неметаморфизованных пород. Ширина парного пояса, в том числе расстояние между двумя образующими его зонами метаморфизма, находится в обратной зависимости от угла наклона субдуцирующей литосферы.

Латеральные структурные ряды. По мере пополнения знаний о глубинном строении и режиме зон субдукции становились понятными наблюдаемые на поверхности латеральные структурные ряды, черты их сходства и разнообразия (см. рис. 6.4). В окраинно-материковых зонах субдукции андского типа в латеральном ряду следуют: краевой вал — глубоководный желоб — береговой уступ (иногда подводное поднятие или терраса) — фронтальный бассейн (в наземных условиях — «продольная долина») — главный хребет (чаще всего вулканический) — тыловой бассейн (предгорный прогиб). В перекрытых морем окраинно-материковых зонах зондского типа и в островодужных системах (как энсиалических, так и энсиматических) сохраняется та же последовательность структурных элементов. Одако за исключением краевого вала глубоководного желоба все они заметно отличаются от андскиx и обозначаются другими названиями. Начиная от глубоководного желоба следуют: невулканическая (внешняя) островная дуга — преддуговой бассейн (прогиб) — вулканическая (внутренняя) островная дуга — задуговой бассейн (краевое, окраинное море). Последний может подстилаться как утоненной континентальной корой (Яванское море), так и океанской корой — относительно древней (Берингово море) или новообразованной (бассейн Лау, проливы Японского моря). В отличие от андских тыловых прогибов задуговым бассейнам свойственны обстановки растяжения — от сравнительно слабых до проявлений спрединга. Внешние островные дуги (а в системах андского типа соответствующие им уступы или террасы) бывают образованы аккреционной призмой (Барбадос в системе Малых Антил, внешняя дуга Зондской системы), а там, где нет такой призмы, представляют собой выступ фундамента на краю висячего крыла зоны субдукции. В одних случаях это континентальный цоколь (в береговых хребтах на юге Перу и в Чили), в других — океанская кора (в подводной террасе Марианской дуги).

В тех океанских системах, где над зоной субдукции геодинамические условия благоприятствуют раздвигу и разрастанию литосферы, латеральный структурный ряд наращивается. Раздвиг начинатся там в вулканической островной дуге по ослабленной зоне, образовавшейся под действием подымающихся к поверхности низкотемпературных флюидов и магматических расплавов. Происходит расщепление островной дуги посредством спрединга. Отчленившаяся тыловая часть дуги перемещается все дальше от глубоководного желоба, отрываясь от своих магматических корней и превращаясь в остаточную дугу. Спрединговьй бассейн, отделившийся от остальной, сохраняющей свою активность части вулканической дуги, называют междуговым бассейном. Примером может служить Марианский трог между Марианской (активной) и Западно-Марианской (остаточной) островными дугами, который заложился в плиоцене и продолжает разрастаться. На том же пересечении Филиппинского бассейна западнее следуют отмерший междуговой бассейн Паресе-Вела (раскрывался в олигоцене — миоцене) и остаточная островная дуга Палау — Кюсю (см. 8 и 9 на рис. 6.4), которые свидетельствуют о подобном же, но более раннем эпизоде расщепления островной дуги над Марианской зоной субдукции. Наконец, еще западнее размещается Западно-Филиппинский бассейн — краевое море, отсеченное от океана в эоцене при образовании палео-Марианской дуги (часть которой и сохранилась в виде хр. Палау-Кюсю). Общая ширина этого разросшегося латерального структурного ряда достигает 2, 5 тыс. км.