Островные дуги энсиалические и энсиматические



См. вопрос 42.

Энсиматические дуги закладываются на океанской коре, нередко на месте трансформных разломов, когда одно крыло, с более древней корой, начинает пододвигаться под другое, сложенное более молодой корой (отмершая дуга Кюсю-Палау в Филиппинском море). Вулканиты юных энсиматических дуг обычно представлены толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних стадиях развития этих дуг начинают преобладать андезитобазальты или андезиты, но дело редко доходит до извержения более кислых магм. Примерами юных энсиматических дуг могут считаться дуги Южно-Сандвичева (Скотия), Тонга-Кермадек, более зрелых — Марианская, Алеутская

Энсиалические дуги образуются на континентальной коре, обычно на коре микроконтинентов, отторгнутых от континента рифтингом и спредингом. Таковы Японская дуга, Камчатская, возможно с ее Курильским продолжением, частично Филиппинская и некоторые др. Вулканиты энсиалических дуг принадлежат той же известково-щелочной серии, но среди них явно преобладают андезиты и достаточно часты более кислые породы — дациты и риолиты, что объясняется контаминацией более древней континентальной коры. На поздних стадиях развития этих дуг повышается содержание щелочей.

В основании вулканических дуг образуются интрузии гранитоидов — преимущественно диоритов, тоналитов, гранодиоритов в энсиматических дугах, нормальных гранитов — в энсиалических. Породы, слагающие основание и фланги этих дуг, на глубине испытывают региональный метаморфизм низких и умеренных давлений и средней и высокой температуры, т.е. зеленокаменной и амфиболитовой фации. В то же время отложения аккреционных призм, образующиеся в обстановке интенсивного сжатия, подвергаются метаморфизму высоких давлений и низких температур, для которого типично появление глаукофановых «голубых» сланцев. Давления, необходимые для образования этих метаморфитов, могут достигаться только на значительной глубине — порядка 30 км. Появление их на поверхности требует быстрого подъема, так как в противном случае они успевают превратиться в зеленые сланцы, что часто и наблюдается, — среди зеленых сланцев встречаются реликты «голубых». Условия для этого создаются выталкиванием пород верхней части аккреционного клина при заклинивании зоны субдукции вследствие столкновения с крупным внутриплитным поднятием, другой островной дугой или микроконтинентом. Сама зона субдукции и желоб могут сместиться при этом в новое положение.

 

Различие в строении и происхождении краевых морей.

Механизм образования задуговых впадин окраинных морей еще не понят до конца. Растяжение литосферы должно быть непосредственно вызвано восходящим конвективным потоком в мантии, о котором свидетельствует высокий тепловой поток. Расположение этих окраинных морей в тылу островных дуг, а значит, и зон субдукции, указывает на связь задугового спрединга с субдукцией, но характер этой связи может быть истолкован по-разному. Одна из возможных моделей была предложена Каригом: согласно этой модели, разогрев вследствие трения висячего крыла сейсмофокальной зоны вызывает вторичную конвекцию в тылу островной дуги, восходящая ветвь которой и приводит к утонению и разрыву литосферы и образованию впадины окраинного моря. Из этой модели следует, что усиление субдукции должно вызывать усиление задугового спрединга и одновременно островодужного вулканизма. Однако данные по Филиппинскому региону не подтверждают существование такой зримой связи, скорее наблюдается чередование фаз вулканизма и задугового спрединга. Можно заметить далее, что данные томографии указывают на значительно более глубинное зарождение восходящей конвекции. И, наконец, неизвестно, достаточно ли фрикционного разогрева висячего крыла сейсмофокальной зоны для возникновения вторичной конвекции в тылу островной дуги, поскольку этот разогрев затрачивается на ее вулканическую активность.

Другая модельосновывается на том факте, что зоны субдукции обнаруживает со временем тенденцию смещения назад, к океану, ибо в погружение втягиваются все новые участки океанской литосферы. За отступающими таким образом желобами следуют и вулканические дуги, в связи с чем их кривизна увеличивается и они все дальше выдвигаются в океан. Это можно хорошо видеть на примере Марианской, Антильской, Южно-Сандвичевой, Калабрийской дуг. Фронтальное смещение дуг вызывает растяжение литосферы в их тылу, декомпрессию астеносферы и возникновение «мантийного диапира», что и сопровождается утонением, а затем и разрывом коры и началом задугового спрединга.

Выделяется еще категория отгороженных задуговых окраинных морей (Берингово море, точнее его наиболее крупная Алеутская впадина). Такие бассейны возникли в результате появления в периферической части океана новой зоны субдукции и новой энсиматической вулканической дуги, отгородившей эту часть океана и превратившей ее в окраинное море. В случае Берингова моря такую роль должно было сыграть образование на рубеже мела и палеогена Алеутской дуги, под которую субдуцировалась существовавшая ранее в северной части Тихого океана литосферная плита Кула и отделявший ее от собственно Тихоокеанской плиты спрединговый хребет Кула-Пасифик. В Беринговом море за Алеутской дугой было установлено существование линейных магнитных аномалий, отнесенных к раннему мелу и рассматривающихся как принадлежащие реликту плиты Кула. Другие примеры отгороженных бассейнов — Западно-Филиппинская впадина, Колумбийская и Beнесуэльская впадины Карибского моря — еще в меньшей степени поддаются однозначному толкованию их происхождения.

Совсем иной тип окраинноморских бассейнов характерен для пассивных окраин, где они образуются вне всякой связи с зонами субдукции в процессе перерастания континентального рифтогенеза в спрединг, как это происходит и при зарождении океанов атлантического типа. К ним относятся Аденский залив и Красное море, Лабрадорское море и море Баффина, Тасманово и Коралловое моря. Образование таких морей приводит к откалыванию целых континентов или микроконтинентов, на противоположном краю которых могут затем возникать зоны субдукции, а над ними — энсиалические вулканические дуги, т.е. в подобных случаях последовательность событий обратная описанной выше: сначала образуется окраинное море, а затем уже зона субдукции и вулканическая дуга.

Зоны субдукции нередко возникают и на окраинах крупных задуговых бассейнов. Такие зоны наблюдаются в настоящее время в западном обрамлении Филиппинской дуги в Южно-Китайском море — это желоба Манильский, Негрос и Котубату, в юго-западном обрамлении Новогебридской дуги и южном обрамлении дуги Соломоновых островов, а в недавнем прошлом зона субдукции существовала на северо-востоке Японского моря. С несколько иным, но сходным явлением мы встречаемся на окраинах таких морей, как Черное море и Венесуэльская впадина Карибского моря. Оба этих бассейна имеют докайнозойский возраст, спрединг в них давно прекратился, но по их периферии происходит надвигание смежных складчатых сооружений в сторону оси бассейна, что приводит к образованию структуры, вполне подобной структуре аккреционных клиньев типичных зон субдукции. Но в этих случаях активной субдукции, т. е. поддвига океанской плиты под континентальную (или островодужную), не происходит, а идет обратный процесс надвигания континентальных плит на океанские микроплиты. Он был назван псевдосубдукцией.

Задуговые бассейны имеют место в латеральном структурном ряду активной окраины Японского типа.

Краевое = окраинное море -любое море по периферии континента. Задуговые бассейны же образуются только над зонами субдукции в тылу островной дуги. Задуговой бассейн -разновидность краевого моря.

Тектонические модели образования задуговых бассейнов: все они разные и относятся к западному обрамлению Тихого океана:

-Японское море -по мере развития Японской зоны субдукции над слэбом происходило растяжение, и на месте Японского моря формировалась зона рассеянного спрединга, т.е. механизм -раскрытие. Таким же образом в мелу образовалось Черное море.

-Зондская зона субдукции -в тылу островной цепи Андаман имеется впадина моря Анаман, раскрытие этого бассейна продолжается и сейчас. Механизм раскрытия: есть косоориентированная субдукция, возникают продольные напряжения, следовательно, раскрывается бассейн типа пулл-апарт.

-Западно-Тихоокеанский тип зон перехода континент-океан - западное обрамление Тихого океана.

-Задуговой бассейн Берингового моря в тылу Алеутской зоны субдукции. Алеутская дуга заложилась в палеогеновое время по одному из трансформных разломов.

-Филиппинский бассейн: с востока ограничивается частью отмершей островной дуги.

 

59. Междуговые бассейны, их происхождение и развитие.

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 континент 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.

В тех океанских системах, где над зоной субдукции геодинамические условия благоприятствуют раздвигу и разрастанию литосферы, латеральный структурный ряд наращивается. Раздвигначинаетсяв 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.

Во многих случаях рифтингу подвергается сама вулканическая дуга. В ее осевой зоне сначала возникает грабен, а затем он может переродиться в ось спрединга, что приводит к расщеплению дуги и образованию внутридугового, а затем и междугового бассейна с корой океанского типа. При этом одна из дуг, расположенная ближе к зоне субдукции и сопряженная с желобом, сохраняет свою вулканическую активность, а другая, оставшаяся в тылу, превращается в остаточную дугу (remnantarc) и начинает остывать и погружаться. Начальную стадию этого процесса можно наблюдать в настоящее время на примере образования узкого трога Лау-Гавр в юго-западной части Тихого океана, между вулканической дугой и желобом Тонга-Кермадек на востоке и остаточной дугой Лау на западе. Трог начал формироваться всего 2 млн лет назад; он характеризуется исключительно высокими тепловым потоком и гидротермальной активностью. Несколько раньше, в плиоцене, подобный процесс привел к образованию Западно-Марианской впадины. Междуговые бассейны и остаточные дуги известны также в тылу Малоантильской и Южно-Сандвичевой дуг и, таким образом, внутридуговой рифтинг и спрединг представляют достаточно распространенное явление. Они приводят к значительному усложнению структурного плана активных окраин и к их расширению за счет океана, в направлении которого происходит закономерное омоложение возраста и желобов, и дуг, и междуговых бассейнов.


Дата добавления: 2018-04-04; просмотров: 716;