Материал: геотектоника
41
ности
существования
желоба
,
в
нем
находятся
лишь
четвертичные
от
-
ложения
,
мощность
которых
не
превышает
нескольких
сотен
метров
.
Во
фронтальном
бассейне
,
размещающимся
между
береговым
и
главным
(
вулканическим
)
хребтами
,
накапливаются
мелководно
-
мор
-
ские
и
континентальные
мощные
молассоидные
отложения
с
примесью
вулканогенного
материала
(
со
стороны
главного
хребта
).
Тыловой
бассейн
,
который
в
структуре
соответствует
предгорному
прогибу
,
заполняется
обломочным
и
вулканогенным
материалом
,
а
так
-
же
материалом
,
поступающим
из
прилегающих
поднятий
платформы
.
Мощность
всех
этих
отложений
может
достигать
многих
километров
.
В
обстановках
островных
дуг
флишоидные
отложения
глубоко
-
водного
желоба
содержат
меньше
терригенного
материала
.
Перед
эн
-
симатическими
дугами
появляются
продукты
разрушения
габброидов
,
ультрабазитов
и
др
.
пород
океанической
литосферы
.
Преддуговой
бас
-
сейн
заполняется
морскими
флишоидными
туфогенно
-
осадочными
от
-
ложениями
большой
мощности
,
в
междуговом
и
задуговом
бассейнах
накапливаются
мощные
морские
отложения
.
Тектонические
деформации
особенно
ярко
проявляются
в
висячем
крыле
зоны
субдукции
.
На
погружающейся
литосферной
плите
(
на
оке
-
анском
крыле
желоба
)
чаще
всего
формируются
ступенчатые
сбросы
и
грабены
,
являющиеся
следствием
растяжения
в
процессе
изгиба
перед
началом
субдукции
.
В
океане
,
в
нескольких
сотнях
километров
от
оси
желоба
,
в
условиях
горизонтального
сжатия
образуются
взбросы
и
над
-
виги
,
сместители
которых
наклонены
в
сторону
желоба
.
По
надвигам
происходит
скол
и
сдваивание
разрезов
.
Под
плоским
днищем
желоба
осадки
обычно
находятся
в
ненарушенном
залегании
.
В
основании
кон
-
тинентального
или
островодужного
крыла
глубоководного
желоба
под
динамическим
воздействием
висячего
крыла
осадки
желоба
сминаются
в
сжатые
опрокинутые
складки
,
осложненные
разрывными
нарушени
-
ями
.
В
результате
формируются
сложно
построенные
изоклинально
-
чешуйчатые
аккреционные
структуры
и
тектонические
меланжи
.
Если
субдукция
не
сопровождается
образованием
аккреционного
клина
,
то
вблизи
главного
сместителя
в
висячем
крыле
появляются
многочислен
-
ные
сбросы
и
взбросы
.
В
островных
дугах
наряду
с
взбросами
и
сбро
-
сами
развиваются
поперечные
разрывы
,
в
том
числе
сдвиги
.
Глубина
залегания
сейсмофокальной
зоны
под
вулканами
изменя
-
ется
от
60
до
350
км
,
а
максимум
магматической
активности
наблюдает
-
ся
на
глубинах
100–200
км
.
Чем
больше
угол
наклона
сейсмофокальной
зоны
,
тем
ближе
к
желобу
проявляется
вулканизм
.
Преобладающие
рас
-
стояния
от
оси
желоба
125–250
км
.
Ширина
субдукционных
вулкани
-
42
ческих
поясов
изменяется
от
нескольких
километров
до
200
км
и
боль
-
ше
.
Глубинные
корни
вулканического
пояса
отчетливо
прослеживаются
сейсмической
томографией
вплоть
до
поверхности
слэба
.
Над
магмо
-
генерирующим
отрезком
зоны
субдукции
в
породах
мантийного
клина
происходит
частичное
плавление
,
отжим
жидкой
фазы
из
межзернового
пространства
и
ее
перемещение
вверх
.
На
глубине
30–60
км
появляются
линзовидные
магматические
очаги
.
Очаги
меньших
размеров
,
проме
-
жуточные
,
располагаются
выше
(
глубины
около
10
км
).
Выделяются
и
близповерхностные
очаги
(
глубина
2–5
км
),
находящиеся
в
фундаменте
вулканических
построек
.
В
них
завершается
фракционирование
магма
-
тических
расплавов
.
В
формировании
магм
участвует
вещество
,
кото
-
рое
отделяется
от
погружающейся
литосферы
,
от
пород
находящегося
над
ней
астеносферного
клина
,
а
также
от
мантийных
и
коровых
по
-
род
литосферы
висячего
крыла
.
Важное
значение
имеет
перемещение
вещества
океанической
коры
,
включая
и
ее
осадочный
слой
,
глубоко
в
мантию
,
что
отражается
на
геохимических
особенностях
мантийных
магм
.
Большое
количество
воды
,
которое
привносится
в
этом
процессе
,
обусловливает
прямое
отделение
не
только
базальтового
,
но
и
андези
-
тового
расплавов
.
Сложный
многоступенчатый
процесс
формирования
магматических
расплавов
над
зонами
субдукции
зависит
от
глубины
погружающейся
литосферы
под
вулканом
.
Поэтому
наклон
зоны
суб
-
дукции
предопределяет
асимметрию
формирующегося
вулканического
пояса
,
его
латеральную
(
поперечную
)
геохимическую
зональность
.
Она
выражается
в
том
,
что
по
мере
удаления
от
глубоководного
желоба
на
-
растает
содержание
калия
,
рубидия
,
стронция
,
бария
и
др
.
литофильных
элементов
с
большими
ионными
радиусами
.
Соответственно
,
увеличи
-
ваются
отношения
калия
к
натрию
,
легких
редкоземельных
элементов
к
тяжелым
.
Убывает
отношение
железа
к
магнию
,
снижается
норматив
-
ная
насыщенность
пород
кремнеземом
.
Эта
зональность
выражается
в
том
,
что
в
направлении
от
желоба
толеитовая
серия
(
толеитовый
ба
-
зальт
–
железистый
дацит
)
сменяется
известково
-
щелочной
(
высокогли
-
ноземистый
базальт
–
риолит
),
а
затем
–
шошонитовой
(
шошонитовый
базальт
–
трахит
).
Состав
вулканитов
зависит
также
от
строения
и
мощ
-
ности
коры
в
висячем
крыле
.
В
энсиалических
островных
дугах
происходит
не
только
контамина
-
ция
глубинных
,
преимущественно
базальтовых
расплавов
сиалической
коры
,
но
и
плавление
последней
с
образованием
дополнительных
вну
-
трикоровых
очагов
,
питающих
риолитовые
,
в
том
числе
игнимбритовые
извержения
.
В
энсиматических
дугах
преобладают
породы
толеитовой
серии
.
В
энсиалических
островных
дугах
–
известково
-
щелочная
серия
.
43
Общая
тенденция
эволюции
вулканизма
состоит
в
нарастании
ще
-
лочности
,
в
уменьшении
роли
базальтов
и
увеличении
количества
по
-
род
андезитового
и
дацитового
ряда
.
Это
объясняется
тем
,
что
по
мере
погружения
литосферы
увеличивается
глубинность
и
щелочность
ис
-
ходных
выплавок
на
фоне
наращивания
мощности
коры
,
что
повышает
роль
внутрикоровых
процессов
в
формировании
магм
.
В
энсиматиче
-
ских
островных
дугах
эволюционный
ряд
вулканитов
начинается
с
то
-
леитовых
базальтов
и
бонинитов
,
для
которых
характерна
высокая
маг
-
незиальность
при
низкой
титанистости
.
Субдукция
утолщенной
,
низкоплотностной
и
поэтому
плавучей
коры
сопровождается
выполаживанием
слэба
,
который
пододвигается
почти
горизонтально
,
прижимаясь
к
подошве
висячего
крыла
.
Вулка
-
низм
ослабевает
и
прекращается
на
некоторое
время
,
возникает
амагма
-
тическая
субдукция
.
Субдукция
порождает
парные
метаморфические
пояса
.
Зона
мета
-
морфизма
высоких
давлений
и
низких
температур
расположена
вблизи
глубоководного
желоба
.
Она
выражена
минеральной
ассоциацией
глау
-
кофана
(
фация
«
голубых
сланцев
»).
Глаукофановые
сланцы
вместе
с
зе
-
леными
сланцами
и
филлитами
образуются
по
базальтоидам
и
морским
осадкам
,
вовлеченным
в
субдукцию
.
Зона
низких
и
умеренных
давлений
,
но
высоких
температур
фор
-
мируется
под
вулканическим
поясом
.
Для
нее
характерен
метаморфизм
амфиболитовой
фации
,
выраженный
образованием
гнейсов
и
палинген
-
ных
пород
.
В
основе
кинематических
моделей
субдукции
лежат
векторы
«
аб
-
солютных
»
движений
.
Это
–
горизонтальный
вектор
скорости
скольже
-
ния
пододвигающейся
плиты
,
также
горизонтальный
вектор
скорости
надвигающейся
плиты
,
а
также
направленный
вертикально
вниз
вектор
скорости
гравитационного
погружения
пододвигающейся
плиты
.
Пол
-
ная
величина
скорости
конвергенции
определяется
сложением
указан
-
ных
векторов
.
Их
различные
соотношения
отражаются
в
строении
зон
субдукции
.
При
больших
скоростях
движения
верхней
плиты
,
а
также
там
,
где
субдуцирует
относительно
легкая
или
утолщенная
океаническая
литос
-
фера
,
верхняя
плита
наступает
за
линию
шарнира
нижней
плиты
и
пе
-
рекрывает
ее
.
Образуется
очень
пологая
приповерхностная
часть
зоны
Заварицкого
–
Беньофа
.
В
обеих
плитах
появляются
структуры
сжатия
.
Там
,
где
субдуцирует
древняя
тяжелая
литосфера
возникают
условия
для
откатывания
шарнира
,
формирования
структур
растяжения
–
заду
-
говые
,
внутридуговые
бассейны
.
44
Главным
механизмом
раскрытия
задуговых
бассейнов
является
спрединг
океанической
коры
.
Среди
источников
растяжения
рассматри
-
ваются
термальные
диапиры
над
субдуцирующим
слэбом
,
возбуждае
-
мые
фрикционным
разогревом
,
и
вынужденная
конвекция
от
движения
субдуцирующей
плиты
.
Наиболее
благоприятными
условиями
являют
-
ся
условия
субдукции
древней
(
мощной
и
тяжелой
)
литосферы
,
сопро
-
вождающиеся
откатом
шарнира
.
Специфика
субдукции
в
замкнутых
реликтовых
бассейнах
океани
-
ческого
типа
заключается
в
перестройке
субдукционной
кинематики
–
увеличении
роли
гравитационного
погружения
с
откатом
шарнира
,
воз
-
действие
смежных
коллизионных
структур
,
ограниченность
простран
-
ства
,
в
котором
развивается
субдукция
.
Среди
режимов
субдукции
выделяют
режим
аккреции
,
нейтраль
-
ный
режим
и
режим
эрозии
.
Режим
субдукционной
аккреции
выражен
формированием
аккреционной
призмы
в
висячем
крыле
зоны
субдук
-
ции
.
Она
образуется
за
счет
соскабливания
части
осадочного
материала
с
погружающейся
плиты
,
а
также
подслаивания
призмы
пододвинуты
-
ми
под
нее
осадками
.
В
последнем
случае
наблюдается
закономерное
омоложение
осадков
в
разрезе
аккреционной
призмы
сверху
вниз
.
Оно
сопровождается
увеличением
углов
наклона
чешуй
аккреционной
при
-
змы
вверх
по
ее
разрезу
.
Режим
субдукционной
эрозии
выражается
сре
-
занием
висячего
крыла
под
действием
пододвигающейся
литосферной
плиты
,
уносящей
продукты
эрозии
на
глубину
.
Такое
срезание
может
происходить
на
переднем
крае
висячего
крыла
(
фронтальная
эрозия
),
а
также
под
ним
снизу
.
При
длительном
развитии
субдукционная
эрозия
срезает
структуры
островной
дуги
или
окраины
континента
.
При
этом
отмирающие
вулканические
пояса
смещаются
к
конвергентной
грани
-
це
.
Еще
один
эффект
субдукционной
эрозии
–
это
длительное
опускание
висячего
крыла
до
глубин
в
несколько
километров
по
мере
его
срезания
.
Нейтральный
режим
субдукции
–
это
режим
,
при
котором
отсутствуют
как
эрозия
,
так
и
аккреция
.
Он
представляет
собой
достаточно
редкое
явление
.
Соотношение
режимов
субдукции
и
их
смена
во
времени
и
в
про
-
странстве
определяются
совокупностью
самых
различных
факторов
.
Трансформные
окраины
континентов
имеют
подчиненное
зна
-
чение
и
подразделяются
на
две
категории
.
Примером
трансформной
дивергентной
окраины
является
атлантическая
окраина
Африки
на
участке
северного
побережья
Гвинейского
залива
.
Для
нее
характерен
узкий
шельф
,
узкий
и
очень
крутой
континентальный
склон
,
в
основа
-
нии
которого
проходит
резкая
граница
между
океанической
и
континен
-
45
тальной
корой
,
слабо
развитое
континентальное
подножие
.
Эта
граница
является
транстенсионной
(
сдвигово
-
раздвиговой
).
Примером
трансформной
конвергентной
окраины
является
Кали
-
форнийский
бордерленд
–
участок
между
параллельными
сдвигами
:
сдвигом
Сан
-
Андреас
,
проходящим
по
суше
,
и
сдвигом
,
проходящим
со
стороны
океана
,
ограничивающим
бордерленд
.
3.4.
Континенты
Складчатые
пояса
континентов
,
которые
разделяют
и
обрамля
-
ют
древние
платформы
,
начали
формироваться
в
позднем
протерозое
(1–0,85
млрд
лет
назад
).
Выделяются
пять
главных
глобальных
поясов
.
1.
Тихоокеанский
,
обрамляющий
Тихий
океан
,
и
отделяющий
его
от
древних
платформ
:
Гиперборейской
(
на
севере
),
Сибирской
,
Китай
-
ско
-
Корейской
,
Южно
-
Китайской
,
Австралийской
(
на
западе
),
Антар
-
ктической
(
на
юге
),
Северо
-
Американской
и
Южно
-
Американской
(
на
востоке
).
Тихоокеанский
пояс
делится
на
две
части
:
Западную
(
Запад
-
но
-
Тихоокеанскую
)
и
Восточную
(
Восточно
-
Тихоокеанскую
,
или
Кор
-
дильерскую
).
2.
Урало
-
Монгольский
(
Урало
-
Охотский
)
складчатый
пояс
прохо
-
дит
от
Баренцева
моря
до
Японского
.
Он
разделят
Восточно
-
Европей
-
скую
и
Сибирскую
древние
платформы
,
отделяет
их
от
Таримской
и
Китайско
-
Корейской
древних
платформ
.
3.
Альпийско
-
Гималайский
(
Средиземноморский
)
пояс
пересекает
земной
шар
от
Карибского
до
Южно
-
Китайского
моря
.
Он
отделяет
южную
группу
древних
платформ
(
Африканская
,
Индийская
,
Южно
-
Американская
,
Австралийская
платформы
)
от
северной
группы
(
Севе
-
ро
-
Американская
,
Восточно
-
Европейская
,
Таримская
,
Китайско
-
Корей
-
ская
древние
платформы
).
4.
Северо
-
Атлантический
складчатый
пояс
расположен
между
Се
-
веро
-
Американской
и
Восточно
-
Европейской
древними
платформами
.
5.
Арктический
пояс
проходит
от
Таймыра
до
Гренландии
,
отделяя
Сибирский
и
Северо
-
Американский
кратоны
от
Гиперборейского
(
Ар
-
ктиды
).
Все
перечисленные
складчатые
пояса
(
за
исключением
Тихоокеан
-
ского
)
относятся
к
межконтинентальным
,
или
коллизионным
,
поясам
.
Они
образовались
в
процессе
закрытия
древних
океанов
:
Палеоазиат
-
ского
(
Урало
-
Охотский
пояс
),
Тетиса
(
Альпийско
-
Гималайский
пояс
),
Япетуса
(
Северо
-
Атлантический
пояс
),
Бореального
(
Арктический
пояс
).
Эти
океаны
были
вторичными
–
образовались
в
конце
среднего