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

Историческая геология позволяет понять указанную выше закономерность современного размещения зон субдукции. В начале мезозоя они почти полностью обрамляли единый в то время суперконтинент Пангея, под который субдуцировала литосфера окружавшего его океана Панталасса (см. рис. 11.1). В дальнейшем, по мере последовательного распада суперконтинента и центробежного перемещения его фрагментов, зоны субдукции продолжили развиваться перед фронтом движущихся континентальных масс. Эти процессы не прекращаются до наших дней. Поскольку современный Тихий океан — это пространство, оставшееся от Панталассы, то оказавшиеся на его обрамлении зоны субдукции представляют собой как бы фрагменты субдукционного кольца, опоясывавшего Пангею. В настоящее время они находятся приблизительно на линии большого круга земной сферы, а с ходом геологического времени, по мере дальнейшего сокращения площади Тихого океана, вероятно, будут еще ближе сходиться на его обрамлении.

Зоны субдукции Средиземноморья не имеют сопряженных с ними систем спрединга и, судя по всему, поддерживаются закрытием океана Тетис — этого крупного ответвления Панталассы. Характер взаимодействующих участков литосферы определяет (различия между двумя главными тектоническими типами зон субдукции: окраинно-материковым (андским) и океанским (марианским). Первый формируется там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, второй — при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон разнообразны и зависят от многих условий. Для наиболее протяженной из них Андской (около 8 тыс. км) характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле (рис. 6.4, I). Зондскую дугу отличает отсутствие таких напряжений, что делает возможным утонение континентальной коры, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана; под нее субдуцирует более древняя океанская литосфера, уходящая на глубину под более крутым утлом (рис. 6.4,II).

Разновидностью окраинно-материкового можно считать и японский тип зоны субдукции, представление о котором дает пересечение, проходящее через Японский желоб — Хонсю—Японское море (рис. 6.4,III). Для него характерно наличие краевого морского бассейна с новообразованной корой океанского или субокеанского типа. Геолого-геофизические и палеомагнитные данные позволяют проследить раскрытие краевого Японского моря по мере того, как от азиатской окраины отчленялась полоса континентальной литосферы. Постепенно изгибаясь, она превратилась в Японскую островную дугу с сиалическим континентальным основанием, т.е. в энсиалическую островную дугу. Ниже мы вернемся к вопросу о том, почему в одних случаях развитие окраинно-материковой зоны субдукции приводит к раскрытию краевого моря, а в других этого не происходит.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа более древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую (рис. 6.4, IV), на краю которой (на симатическом основании) образуется энсиматическая островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить такие островодужные системы, как Идзу-Бонинская, Тонга — Кермадек, Южных Антил. Ни одна из подобных зон субдукции, по крайней мере в новейшее время, не формировалась посреди океана: они тяготеют к сложному парагенезу структур океанского обрамления.

Рис. 6.5. «Альпинотипная субдукция» («А-субдукция», «континентальная субдукция») как элемент структурного ансамбля над окраинно-материковой Андской зоной субдукции в Северном Перу, по Ж. Буржуа и Д. Жанжу (1981). ОС — «океанская субдукция»; КС — «континентальная субдукция»; 1 — докембрийско-палеозойский цоколь; 2 — лежащие на нем комплексы палеозоя и мезозоя; 3 — гранитоидные батолиты; 4 — заполнение кайнозойских впадин; 5 — океанская литосфера

Во всех рассмотренных случаях субдуцирует литосфера океанского типа. Иначе протекает процесс там, где к конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная литосфера. Она включает в себя мощную и низкоплотностную земную кору. Поэтому конвергенция развивается здесь как столкновение, коллизия, которая сопровождается тектоническим расслаиванием и сложной деформацией верхней части литосферы. Многие зоны коллизии асимметричны, в них происходят выраженные сейсмологически поддвиг и надвиг пластин континентальной коры. Некоторые исследователи рассматривают подобное тектоническое взаимодействие как особую разновидность субдукции, которую А. Балли предложил называть альпинотипной субдукцией (А-субдукцией). Такова современная тектоническая активность Гималаев на стыке континентальных плит Евразии и Индостана. Эта категория конвергентных границ будет рассмотрена нами как разновидность коллизии.

Однако в большинстве случаев А-субдукция имеет иную тектоническую природу и, как отмечал А. Балли, связана с направленной навстречу более глубинной субдукцией океанской литосферы. Она развивается в тылу окраинно-материковых горных сооружений там, где субдуцирующая со стороны океана литосфера способна оказать на континент давление, порождающее взбросы и надвиги, направленные от океана. Примером могут служить надвиги Субандийских цепей, Скалистых гор. Не исключено, что под влиянием глубинной субдукции происходит и некоторое затягивание вниз континентального автохтона таких сопряженных с ней надвигов (рис. 6.5). Подобные зоны А-субдукции, размещаясь над мощными окраинно-материковыми зонами субдукции, скорее всего вторичны по отношению к ним. Они вписываются в структурный парагенез континентальной окраины.