Строение и функционирование зон подвига литосферных плит
Высказанная О. Фишером идея о возможности пододвигания океанского дна под островные дуги была подкреплена примерно через 50 лет после проведения в середине 30-х годов ХХ в. Ф. Венинг-Мейнесом измерений гравитационного поля над этими структурами и примыкающими к ним глубоководными желобами. Оказалось, что приостровным склонам глубоководных желобов и самим желобам соответствуют отрицательные аномалии силы тяжести, достигающие 200 мГал, тогда как над самими островными дугами в большинстве случаев наблюдаются положительные аномалии с амплитудой до 100-150 мГал. Происхождение этих сопряжённых гравитационных аномалий Ф. Венинг-Мейнес связал с динамическим эффектом сжатия и поддвига океанского дна под островные дуги.
Следующий шаг в изучении активных переходных зон от океанов к континентам был сделан японским сейсмологом К. Вадати, установившим наличие глубинной сейсмофокальной поверхности, падающей от океана под островные дуги, и американским сейсмологом X. Беньофом, исследовавшим эти зоны более подробно и показавшим, что по ним происходит надвиг блоков континентальной коры и верхней мантии на океаническую кору. Примерно в те же годы академик А. Н. Заварицкий отметил генетическую связь андезитового вулканизма с выявленными К. Вадати глубинными наклонными сейсмофокальными зонами, тем самым связав воедино процесс формирования континентальной коры с тектоническими движениями. Учитывая эту взаимосвязь и вклад учёных в изучение глубинной сейсмоактивной зоны обычно именуемой зоной Беньофа, справедливо было бы назвать её зоной Вадати-Заварицкого-Беньофа или сокращённо зоной ВЗБ.
Современная модель строения и развития зон поддвига плит Курильского типа, основанная на учёте упругопластичных свойств литосферы, была разработана в Институте океанологии АН СССР и смоделирована в МГУ. По этой модели процесс поддвига литосферных плит напоминает процесс торошения речного льда при сжатии. Как и в случае со льдом, пододвигаемая плита испытывает сильное давление со стороны надвигаемой на неё плиты. Под влиянием избыточного давления, создаваемого горизонтальным напряжением сжатия и весом надвинутой части верхней плиты, в нижней (пододвигаемой) плите развиваются пластические деформации, она меняет направление своего движения и начинает круто опускаться в мантию. При этом опять основное отличие сравниваемых процессов состоит в том, что лёд легче воды, тогда как океанические литосферные плиты всегда несколько тяжелее вещества астеносферы.
Сдвиг литосферных плит по наклонной поверхности зоны ВЗБ приводит к нарушению изостатического равновесия и появлению сопряжённых положительных и отрицательных гравитационных аномалий над островными дугами. Используя условие равновесия сил в зоне поддвига плит, можно найти зависимость амплитуды возникающих гравитационных аномалий от предела прочности литосферы. Выполненные по такой зависимости оценки показали, что предел этот близок к значению 1 т/см2, совпадающему с эмпирическими данными о прочности ультраосновных пород.
Трение плит в зоне поддвига сопровождается выделением большого количества тепла, идущего на разогрев и переплавление пород в окрестностях этой зоны. С глубиной выделение тепла увеличивается, поэтому нижняя и средняя части надвигаемой плиты подвергаются значительно большей магматической переработке и разрушению, чем верхняя. Благодаря этому впереди надвигаемой плиты постепенно вырабатывается сравнительно тонкий клинообразный литосферный (коровый) выступ, перекрывающий подобно гигантскому карнизу пододвигаемую плиту на участке между глубоководным жёлобом и зоной ВЗБ (см. рис. 7 и 76). Кроме того, за счёт постоянной эрозии лобовых частей надвигаемой плиты этот процесс под островными дугами Курильского типа приводит к их перемещению в сторону расположенных за ними континентов и к постепенному закрытию (со скоростями около 0,3 см/год) задуговых бассейнов. Примерами таких закрывающихся ныне задуговых бассейнов могут служить ЮжноОхотская глубоководная котловина и Японское море.
Помимо зон поддвига плит Курильского и Андийского типов, в которых преобладают напряжения горизонтального сжатия, «ломающие» пододвигаемую плиту, существуют ещё и зоны поддвига плит, в которых опускание тяжёлой океанической литосферы в мантию происходит просто под влиянием силы тяжести и давления островной дуги (см. рис. 59). Типичным примером структур такой зоны поддвига плит может служить Марианская островная дуга в Тихом океане (под неё пододвигается плита, возраст которой очень близок к приведённому выше предельному возрасту устойчивости океанических плит — 150 млн лет). Отличаются эти дуги от предыдущего типа тем, что положительные гравитационные аномалии над ними либо полностью отсутствуют, либо малы по амплитуде, тогда как отрицательные аномалии над глубоководными желобами выражены столь же чётко. Кроме того, в отличие от зон Курильского типа, задуговые бассейны в тылу островов Марианского типа не закрываются, а, наоборот, активно расширяются, и в них возникают вторичные рифтовые зоны.
При опускании литосферных плит в мантию под собственной тяжестью, в тылу островных дуг возникают напряжения растяжения. Благодаря этим напряжениям, вдоль оперяющих зону поддвига плит разломов (DG на рис. 88 а) может произойти отодвигание тела островной дуги от тыловых частей островодужной плиты. В результате, в тылу такой дуги возникает вторичная рифтовая зона, раздвигание новорождённых плит в которой компенсирует отодвигание тела островной дуги в сторону пододвигаемой океанической плиты (рис. 88 б). При этом избыточное давление островной дуги на пододвигаемую плиту (при h ≥ 20 км) превышает прочность пород пододвигаемой плиты на сдвиг, деформирует ее и постепенно отодвигает зону поддвига плит в сторону океана.
Отличие динамики развития островных дуг Марианского типа от Курильского определяется в основном скоростью поддвига плит. При больших скоростях сближения плит возникают островные дуги Курильского типа, при малых скоростях возникают дуги Марианского типа. Критическая скорость поддвига плит, по-видимому, близка к 5 см/год. Исключение составляет только островная дуга Тонга-Кермадек со спрединговым задуговым бассейном Лау, поскольку скорость поддвига Тихоокеанской плиты под эту дугу превышает 5 см/год. Вероятно, это связано с динамическим эффектом «выжимания» вещества верхней мантии в астеносферу при движении на северо-восток Австралийской континентальной плиты или с тем, что под Фиджийской котловиной существует локальный восходящий мантийный поток.
Вместе с океанической литосферой в сторону зон поддвига плит перемещаются и пелагические осадки, тем не менее сдирания и смятия осадков в большинстве случаев не происходит. Как правило, не наблюдается чрезмерного накопления осадков и в глубоководных желобах, даже несмотря на то, что скорость седиментации в этих местах достигает нескольких сантиметров за тысячу лет. При такой скорости осадконакопления большинство желобов оказались бы полностью засыпанными уже через несколько десятков миллионов лет, тогда как в действительности они остаются не заполненными осадками, хотя некоторые из них существуют и продолжают развиваться уже в течение сотен миллионов лет подряд, как, например, Японский или Перуанско-Чилийский желоб. Это свидетельствует о том, что в глубоководных желобах действует эффективный механизм удаления осадков с поверхности океанского дна. Таким естественным механизмом, как теперь выяснилось, является затягивание осадков в зону поддвига плит. Это происходит аналогично смазке движущихся механизмов жидкими маслами при попадании последних в зазоры между трущимися жёсткими деталями.
Как и в случае смазки, количество осадков, попадающих в зазор между трущимися плитами, должно зависеть от скорости движения плит и вязкости затянутых в зазор осадков. Соответствующие расчёты (Сорохтин, Лобковский, 1976), основанные на теории смазки механизмов, показали, что под островные дуги осадки могут затягиваться без сдирания и смятия только в том случае, если их мощность не превышает некоторого критического значения, зависящего от скорости поддвига плит и вязкости осадков. При этом мощность осадков, затянутых в зазор между плитами, увеличивается от двух до трёх раз, причём последний предел уже соответствует случаю сдирания лишних осадков и формированию перед островной дугой аккреционной осадочной призмы. Само значение критической мощности осадков h0, в зависимости от их вязкости ηs и скорости поддвига плит 7ηo, определяется сравнительно простым выражением
Судя по выражению (24), под такие дуги, как Курильская, Японская и Тонга, без соскребания и смятия может затягиваться до 500-520 м пелагических осадков, а в Перуанско-Чилийский, Алеутский и Яванский желоба без соскребания может затягиваться только до 400-430 м осадков. Вблизи Курильского, Японского и центральной части Яванского глубоководных желобов мощности осадочных слоев не превышают 300-500 м, вблизи желоба Тонга толщина осадков снижается до 100-300 м, а перед большей частью Перуанско-Чилийского желоба толщина осадочного слоя уменьшается до 100 м и менее. Поэтому поддвиг плит под эти структуры не сопровождается соскребанием и смятием осадков перед фронтальной частью надвигаемой плиты.
Совершенно иная ситуация наблюдается в заливе Аляска на востоке Алеутской дуги и на севере Яванского желоба. В этих районах и скорость поддвига плит не велика (около 2-3 см/год), мощность осадков превышает 500-700 м, а в отдельных местах достигает 1 000 м, т.е. везде превышает найденные для этих структур критические значения мощности пододвигаемых осадков. Аналогичная картина наблюдается и возле зоны поддвига Атлантической плиты под Малые Антильские острова. Для этой зоны критическая толщина осадков, которые ещё могут быть затянуты в зону поддвига плит без сдирания, примерно равна 250 м, тогда как реальная мощность осадочных толщ здесь достигает 500-1000 м. Отсюда следует, что во всех этих районах поддвиг литосферных плит должен сопровождаться и соскребанием осадков с океанского дна, и смятием их перед литосферным выступом островных дуг, т.е. образованием аккреционных осадочных призм. Именно таким процессом необходимо объяснять возникновение внешних невулканических гряд возле этих зон поддвига плит — острова Кадьяк в Алеутской дуге, Малых Антильских островов в Атлантике и Андаманских островов в Индийском океане.
За счёт диссипации энергии вязкого трения попавшие в зазор между трущимися плитами осадки постепенно разогреваются и даже начинают подплавляться. В результате их вязкость в зонах поддвига плит резко (на много порядков) уменьшается и существенно сокращается предельная мощность осадков, ещё способных сохраняться в этих зонах на больших глубинах. Именно по этой причине обычные осадки, с плотностью меньшей, чем плотность литосферы, не могут затягиваться в зоны поддвига плит на глубины большие 20-30 км и обычно выжимаются по разломам вверх, внедряясь в виде мигматитовых гранитогнейсовых куполов или гранитоидных батолитов в тело островодужных структур или активных окраин континентов над такими зонами субдукции. На большие глубины и под континентальные литосферные плиты осадки могут затягиваться лишь в одном случае — когда их плотность превышает плотность литосферы. В этом случае средняя скорость затягивания осадков в зоны субдукции всегда оказывается даже выше скорости поддвига самих плит и, следовательно, тяжёлые осадки должны сами «проваливаться» в зоны поддвига плит (Монин, Сорохтин, 1986).
Плотность любых современных осадков всегда меньше плотности литосферы (ρ ≈ 3,3 г/см3), поэтому они и не могут затягиваться на большие глубины под островные дуги или активные окраины континентов. Однако известно, что в докембрийской истории Земли существовали эпохи, когда на дне океанов и континентальных шельфов в изобилии отлагались железорудные формации (джеспилиты), плотность которых достигала 4-4,5 г/см3 и заметно превышала плотность литосферы. Но такие осадки уже могли беспрепятственно затягиваться («проваливаться») на большие глубины под континенты. После расплавления этих осадков, их дифференциации и отделения от силикатно-карбонатных расплавов соединений железа (уходивших в мантию) в низах континентальной литосферы на глубинах от 100 до 220-250 км могли формироваться очаги кимберлитовых, лампроитовых, щёлочно-ультраосновных или карбонатитовых магм. В дальнейшем при смене тектонических режимов сжатия на растяжение эти магмы (уже более лёгкие после ликвации расплавов и отделения от них железа) могли вновь подниматься на поверхность и внедряться в континентальную кору.
Следующий шаг в изучении активных переходных зон от океанов к континентам был сделан японским сейсмологом К. Вадати, установившим наличие глубинной сейсмофокальной поверхности, падающей от океана под островные дуги, и американским сейсмологом X. Беньофом, исследовавшим эти зоны более подробно и показавшим, что по ним происходит надвиг блоков континентальной коры и верхней мантии на океаническую кору. Примерно в те же годы академик А. Н. Заварицкий отметил генетическую связь андезитового вулканизма с выявленными К. Вадати глубинными наклонными сейсмофокальными зонами, тем самым связав воедино процесс формирования континентальной коры с тектоническими движениями. Учитывая эту взаимосвязь и вклад учёных в изучение глубинной сейсмоактивной зоны обычно именуемой зоной Беньофа, справедливо было бы назвать её зоной Вадати-Заварицкого-Беньофа или сокращённо зоной ВЗБ.
Современная модель строения и развития зон поддвига плит Курильского типа, основанная на учёте упругопластичных свойств литосферы, была разработана в Институте океанологии АН СССР и смоделирована в МГУ. По этой модели процесс поддвига литосферных плит напоминает процесс торошения речного льда при сжатии. Как и в случае со льдом, пододвигаемая плита испытывает сильное давление со стороны надвигаемой на неё плиты. Под влиянием избыточного давления, создаваемого горизонтальным напряжением сжатия и весом надвинутой части верхней плиты, в нижней (пододвигаемой) плите развиваются пластические деформации, она меняет направление своего движения и начинает круто опускаться в мантию. При этом опять основное отличие сравниваемых процессов состоит в том, что лёд легче воды, тогда как океанические литосферные плиты всегда несколько тяжелее вещества астеносферы.
Сдвиг литосферных плит по наклонной поверхности зоны ВЗБ приводит к нарушению изостатического равновесия и появлению сопряжённых положительных и отрицательных гравитационных аномалий над островными дугами. Используя условие равновесия сил в зоне поддвига плит, можно найти зависимость амплитуды возникающих гравитационных аномалий от предела прочности литосферы. Выполненные по такой зависимости оценки показали, что предел этот близок к значению 1 т/см2, совпадающему с эмпирическими данными о прочности ультраосновных пород.
Трение плит в зоне поддвига сопровождается выделением большого количества тепла, идущего на разогрев и переплавление пород в окрестностях этой зоны. С глубиной выделение тепла увеличивается, поэтому нижняя и средняя части надвигаемой плиты подвергаются значительно большей магматической переработке и разрушению, чем верхняя. Благодаря этому впереди надвигаемой плиты постепенно вырабатывается сравнительно тонкий клинообразный литосферный (коровый) выступ, перекрывающий подобно гигантскому карнизу пододвигаемую плиту на участке между глубоководным жёлобом и зоной ВЗБ (см. рис. 7 и 76). Кроме того, за счёт постоянной эрозии лобовых частей надвигаемой плиты этот процесс под островными дугами Курильского типа приводит к их перемещению в сторону расположенных за ними континентов и к постепенному закрытию (со скоростями около 0,3 см/год) задуговых бассейнов. Примерами таких закрывающихся ныне задуговых бассейнов могут служить ЮжноОхотская глубоководная котловина и Японское море.
Рисунок 7. Строение зоны поддвига плит в районе Курильских островов:
1 — астеносфера; 2 — литосфера; 3 — океаническая кора; 4–5 — осадочно-вулканогенная толща; 6 — океанические осадки; изолиниями показана сейсмическая активность в единицах A10 (Федотов и др., 1969); β — угол падения зоны Вадати — Беньефа; α — угол падения зоны пластических деформаций.
Рисунок 76. Картина формирования континентальной коры в протерозое и фанерозое
за счёт частичного переплавления и дегидратации океанической коры и перекрывающих её пелагических осадков в зонах поддвига океанических плит под островные дуги
Помимо зон поддвига плит Курильского и Андийского типов, в которых преобладают напряжения горизонтального сжатия, «ломающие» пододвигаемую плиту, существуют ещё и зоны поддвига плит, в которых опускание тяжёлой океанической литосферы в мантию происходит просто под влиянием силы тяжести и давления островной дуги (см. рис. 59). Типичным примером структур такой зоны поддвига плит может служить Марианская островная дуга в Тихом океане (под неё пододвигается плита, возраст которой очень близок к приведённому выше предельному возрасту устойчивости океанических плит — 150 млн лет). Отличаются эти дуги от предыдущего типа тем, что положительные гравитационные аномалии над ними либо полностью отсутствуют, либо малы по амплитуде, тогда как отрицательные аномалии над глубоководными желобами выражены столь же чётко. Кроме того, в отличие от зон Курильского типа, задуговые бассейны в тылу островов Марианского типа не закрываются, а, наоборот, активно расширяются, и в них возникают вторичные рифтовые зоны.
Рисунок 59. Затягивание океанической литосферы в мантию по зонам субдукции
При опускании литосферных плит в мантию под собственной тяжестью, в тылу островных дуг возникают напряжения растяжения. Благодаря этим напряжениям, вдоль оперяющих зону поддвига плит разломов (DG на рис. 88 а) может произойти отодвигание тела островной дуги от тыловых частей островодужной плиты. В результате, в тылу такой дуги возникает вторичная рифтовая зона, раздвигание новорождённых плит в которой компенсирует отодвигание тела островной дуги в сторону пододвигаемой океанической плиты (рис. 88 б). При этом избыточное давление островной дуги на пододвигаемую плиту (при h ≥ 20 км) превышает прочность пород пододвигаемой плиты на сдвиг, деформирует ее и постепенно отодвигает зону поддвига плит в сторону океана.
Рисунок 88. Механизм образования в тылу островной дуги вторичной рифтовой зоны и спрединг дна задугового бассейна
Отличие динамики развития островных дуг Марианского типа от Курильского определяется в основном скоростью поддвига плит. При больших скоростях сближения плит возникают островные дуги Курильского типа, при малых скоростях возникают дуги Марианского типа. Критическая скорость поддвига плит, по-видимому, близка к 5 см/год. Исключение составляет только островная дуга Тонга-Кермадек со спрединговым задуговым бассейном Лау, поскольку скорость поддвига Тихоокеанской плиты под эту дугу превышает 5 см/год. Вероятно, это связано с динамическим эффектом «выжимания» вещества верхней мантии в астеносферу при движении на северо-восток Австралийской континентальной плиты или с тем, что под Фиджийской котловиной существует локальный восходящий мантийный поток.
Вместе с океанической литосферой в сторону зон поддвига плит перемещаются и пелагические осадки, тем не менее сдирания и смятия осадков в большинстве случаев не происходит. Как правило, не наблюдается чрезмерного накопления осадков и в глубоководных желобах, даже несмотря на то, что скорость седиментации в этих местах достигает нескольких сантиметров за тысячу лет. При такой скорости осадконакопления большинство желобов оказались бы полностью засыпанными уже через несколько десятков миллионов лет, тогда как в действительности они остаются не заполненными осадками, хотя некоторые из них существуют и продолжают развиваться уже в течение сотен миллионов лет подряд, как, например, Японский или Перуанско-Чилийский желоб. Это свидетельствует о том, что в глубоководных желобах действует эффективный механизм удаления осадков с поверхности океанского дна. Таким естественным механизмом, как теперь выяснилось, является затягивание осадков в зону поддвига плит. Это происходит аналогично смазке движущихся механизмов жидкими маслами при попадании последних в зазоры между трущимися жёсткими деталями.
Как и в случае смазки, количество осадков, попадающих в зазор между трущимися плитами, должно зависеть от скорости движения плит и вязкости затянутых в зазор осадков. Соответствующие расчёты (Сорохтин, Лобковский, 1976), основанные на теории смазки механизмов, показали, что под островные дуги осадки могут затягиваться без сдирания и смятия только в том случае, если их мощность не превышает некоторого критического значения, зависящего от скорости поддвига плит и вязкости осадков. При этом мощность осадков, затянутых в зазор между плитами, увеличивается от двух до трёх раз, причём последний предел уже соответствует случаю сдирания лишних осадков и формированию перед островной дугой аккреционной осадочной призмы. Само значение критической мощности осадков h0, в зависимости от их вязкости ηs и скорости поддвига плит 7ηo, определяется сравнительно простым выражением
Формула 24. Критическая мощность осадков
Судя по выражению (24), под такие дуги, как Курильская, Японская и Тонга, без соскребания и смятия может затягиваться до 500-520 м пелагических осадков, а в Перуанско-Чилийский, Алеутский и Яванский желоба без соскребания может затягиваться только до 400-430 м осадков. Вблизи Курильского, Японского и центральной части Яванского глубоководных желобов мощности осадочных слоев не превышают 300-500 м, вблизи желоба Тонга толщина осадков снижается до 100-300 м, а перед большей частью Перуанско-Чилийского желоба толщина осадочного слоя уменьшается до 100 м и менее. Поэтому поддвиг плит под эти структуры не сопровождается соскребанием и смятием осадков перед фронтальной частью надвигаемой плиты.
Совершенно иная ситуация наблюдается в заливе Аляска на востоке Алеутской дуги и на севере Яванского желоба. В этих районах и скорость поддвига плит не велика (около 2-3 см/год), мощность осадков превышает 500-700 м, а в отдельных местах достигает 1 000 м, т.е. везде превышает найденные для этих структур критические значения мощности пододвигаемых осадков. Аналогичная картина наблюдается и возле зоны поддвига Атлантической плиты под Малые Антильские острова. Для этой зоны критическая толщина осадков, которые ещё могут быть затянуты в зону поддвига плит без сдирания, примерно равна 250 м, тогда как реальная мощность осадочных толщ здесь достигает 500-1000 м. Отсюда следует, что во всех этих районах поддвиг литосферных плит должен сопровождаться и соскребанием осадков с океанского дна, и смятием их перед литосферным выступом островных дуг, т.е. образованием аккреционных осадочных призм. Именно таким процессом необходимо объяснять возникновение внешних невулканических гряд возле этих зон поддвига плит — острова Кадьяк в Алеутской дуге, Малых Антильских островов в Атлантике и Андаманских островов в Индийском океане.
За счёт диссипации энергии вязкого трения попавшие в зазор между трущимися плитами осадки постепенно разогреваются и даже начинают подплавляться. В результате их вязкость в зонах поддвига плит резко (на много порядков) уменьшается и существенно сокращается предельная мощность осадков, ещё способных сохраняться в этих зонах на больших глубинах. Именно по этой причине обычные осадки, с плотностью меньшей, чем плотность литосферы, не могут затягиваться в зоны поддвига плит на глубины большие 20-30 км и обычно выжимаются по разломам вверх, внедряясь в виде мигматитовых гранитогнейсовых куполов или гранитоидных батолитов в тело островодужных структур или активных окраин континентов над такими зонами субдукции. На большие глубины и под континентальные литосферные плиты осадки могут затягиваться лишь в одном случае — когда их плотность превышает плотность литосферы. В этом случае средняя скорость затягивания осадков в зоны субдукции всегда оказывается даже выше скорости поддвига самих плит и, следовательно, тяжёлые осадки должны сами «проваливаться» в зоны поддвига плит (Монин, Сорохтин, 1986).
Плотность любых современных осадков всегда меньше плотности литосферы (ρ ≈ 3,3 г/см3), поэтому они и не могут затягиваться на большие глубины под островные дуги или активные окраины континентов. Однако известно, что в докембрийской истории Земли существовали эпохи, когда на дне океанов и континентальных шельфов в изобилии отлагались железорудные формации (джеспилиты), плотность которых достигала 4-4,5 г/см3 и заметно превышала плотность литосферы. Но такие осадки уже могли беспрепятственно затягиваться («проваливаться») на большие глубины под континенты. После расплавления этих осадков, их дифференциации и отделения от силикатно-карбонатных расплавов соединений железа (уходивших в мантию) в низах континентальной литосферы на глубинах от 100 до 220-250 км могли формироваться очаги кимберлитовых, лампроитовых, щёлочно-ультраосновных или карбонатитовых магм. В дальнейшем при смене тектонических режимов сжатия на растяжение эти магмы (уже более лёгкие после ликвации расплавов и отделения от них железа) могли вновь подниматься на поверхность и внедряться в континентальную кору.