Области перехода континент - океан

Переход от океанических сегментов литосферных плит к континентальным выражен пассивными, активными и трансформными типами окраин континентов, хотя они в такой же мере являются окраинами океанов, поскольку занимают около 20% их площади.

Строение и развитие пассивных окраин континентов обусловлено историей геологического развития, в начале которого происходил континентальный рифтогенез с последующей эволюцией континентальных рифтов в зоны океанического спрединга, выраженного срединно-океаническими хребтами. В настоящее время главными особенностями пассивных окраин являются их внутриплитное положение, низкую вулканическую и сейсмическую активность с отсутствием глубинных сейсмофокальных зон. Пассивные окраины характерны для Атлантического, Индийского, Северного Ледовитого океанов, а также для антарктической окраины Тихого океана. Их возраст изменяется от 200 млн. лет назад до эоцена включительно. В строении пассивных окраин выделяются шельф, континентальный склон и континентальное подножие.

Шельф – это подводное продолжение прибрежной равнины материка. Средняя глубина моря в пределах шельфа составляет около 200 м. Одним из элементов пассивных окраин могут быть краевые плато – опущенные на глубину 2-3 км участки шельфа, отделенные от него тектоническими уступами либо рифтовым трогом. Ширина таких плато может достигать нескольких сотен километров. Шельфы и краевые плато подстилаются корой континентального типа, такой же, как и кора прилегающего материка, но утоненной до 25 км, нарушенной многочисленными разломами и дайками пород основного состава. Горсты и грабены разделены листрическими сбросами, выполаживающимися в сторону океана. В средней части коры или в ее подошве они сливаются в единую поверхность срыва, полого наклоненную в ту же сторону. Грабены часто выполнены различными континентальными осадками, которые вверх по разрезу сменяются лагунными и нормально-морскими отложениями. Для разрезов морских отложений характерны трансгрессивно-регрессивные циклы, обусловленные эвстатическими колебаниями уровня океана. Мощность всех этих отложений плавно возрастает к бровке шельфа. Осадочный материал может выноситься за пределы шельфа, образуя, наслаивающиеся друг на друга клиноформы, обеспечивающие продвижение (пропагацию) шельфа в сторону континентального склона. В аридном климате при ограниченном поступлении материала с суши бровка шельфа может быть отмечена барьерными рифами.

Континентальный склон представляет полосу дна шириной не более 200 км. Его средний наклон около 4°, осложняется более крутыми участками и вертикальными уступами. Подошва континентального склона расположена на глубинах 1500-3500 м. Континентальные склоны и внутренние части континентальных подножий подстилаются субокеанической корой – резко утоненной, пронизанной дайками основных пород первично континентальной корой.

Континентальное подножие по ширине может достигать 1000 км, а его предельная глубина составляет 5000 м. Оно сложено мощной толщей (15 и более километров) осадков, сформированных в процессе лавинной седиментации. Часто это слившиеся в единый шлейф конусы выноса подводных каньонов и долин, представляющих подводное продолжение крупных рек суши. В основном это отложения мутьевых потоков (турбидиты), придонных течений (контуриты), а также подводных оползней (гравитационные олистостромы).

В развитии пассивных окраин выделяют три главные стадии: предрифтовую, рифтовую и пострифтовую, или спрединговую (дрифтовую).

На предрифтовой стадии будущая пассивная окраина может испытывать некоторое поднятие, в результате которого какая-то часть ранее сформировавшегося платформенного чехла может быть размыта, а оставшаяся часть может рассматриваться как предрифтовая.

На рифтовой стадии кора подвергается интенсивному дроблению разломами листрического типа с образованием грабенов, полуграбенов и горстов. Грабены заполняются обломочными континентальными осадками, внедрением даек основных пород, излияниями базальтов типа континентальных толеитов, утонением коры за счет ее латерального растяжения.

На пострифтовой стадии происходит раскол коры, начинается спрединг с образованием океанической коры. Переход к спредингу фиксируется несогласным залеганием пострифтового комплекса на рифтовом. Это несогласие называется несогласием растяжения (breakup unconformity). Оно позволяет датировать начало спрединга в сопряженном океаническом бассейне. Аналогичное значение имеет смена континентальных толеитов океаническими. Пострифтовая стадия характеризуется также постепенным погружением пассивной окраины и последовательным наращиванием мощности шельфовых осадков. Это обусловлено, с одной стороны, последовательным охлаждением окраины по мере ее удаления от оси спрединга, а с другой – нарастанием мощности осадков.

Выделяется особый тип пассивных окраин – вулканические окраины. Он формируется при наложении на формирующийся рифт мантийного плюма.

Активные окраины континентов имеют более сложное строение, чем пассивные. В отличие от пассивных окраин, являющихся внутриплитными структурами, они напрямую связаны с конвергентными границами литосферных плит, поэтому их главная особенность – наличие активной зоны субдукции. Выделяются приконтинентальный (восточно-тихоокеанский) и островодужный (западно-тихоокеанский) типы активных окраин.

Зоны субдукции в рельефе дна океанов выражены закономерным сочетанием морфоструктур. Линия непосредственного контакта литосферных плит проходит вдоль оси глубоководного желоба. Глубина океана над желобом может достигать 11 км (Марианская впадина). По материалам лазерной и радарной альтиметрии глубоководные желоба отчетливо выражены на водной поверхности, где их глубина составляет 10-15 м. Поперечный профиль глубоководных желобов асимметричен. Погружающееся (субдуцирующее) крыло пологое (около 5°), а висячее более крутое (10-20°). Дно желоба узкое (от первых сотен метров до нескольких километров). Со стороны погружающейся плиты желоб может быть оконтурен пологим краевым валом с относительной высотой 200-1000 м. С противоположной стороны параллельно желобу проходят подводные и (или) надводные гряды, образующие невулканическую внешнюю островную дугу, которая междуговым бассейном отделена от внутренней вулканической дуги. Иногда внешняя дуга не образуется, и ее место занимает резкий перегиб подводного рельефа у бровки желоба. Далее, в сторону континента располагается задуговой бассейн (глубоководная котловина окраинного моря), а за ним собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но обычно более узкая. Такой набор морфоструктур характеризует островодужный (западно-тихоокеанский) тип активных окраин.

В случае приконтинентального, или восточно-тихоокеанского типа активной окраины, когда глубоководный желоб примыкает непосредственно к континенту. Крутой склон желоба, одновременно, является и континентальным склоном и узким шельфом. Ширина всей этой зоны около 200 км. При обильном поступлении осадочного материала желоб может быть полностью им заполнен и в рельефе дна не выражен. В этом случае он выделяется по геофизическим данным. Аналогом невулканической дуги является береговой хребет, который продольными долинами (аналог междугового бассейна) отделяется от главного хребта с вулканическими постройками (аналог вулканической дуги). Далее располагается полоса равнинного рельефа. Анды – наиболее мощная и представительная из современных горных систем такого происхождения.

Геофизическое выражение зон субдукции имеет сложный характер. По сейсмологическим данным они выражены сейсмофокальными зонами (зонами Заварицкого-Беньофа), которые представляют совокупность очагов землетрясений, уходящих на глубину под крутое крыло глубоководного желоба вдоль наклонной поверхности. Это явление объясняется погружением жесткой литосферной плиты до определенной глубины, при котором возникают очаги упругих колебаний. Дальнейшее погружение при повышении температуры и давления носит асейсмичный характер вследствие снижения упругих свойств литосферы. Глубинность зон зависит в основном от зрелости погружающейся литосферы, которая с возрастом охлаждалась и увеличивала свою толщину. На глубинность зон влияет также скорость субдукции. При больших ее значениях погружающаяся литосфера сохраняет свои упругие свойства на больших глубинах. В окраинно-материковых системах наклон зон субдукции всегда направлен в сторону континента. В зонах субдукции океанского (марианского) типа направление наклона сейсмофокальных зон определяется направлением, в котором древняя океанская литосфера погружается под молодую литосферу и не зависит от расположения ближайшего континента.

Профиль зон Заварицкого-Беньофа с глубиной испытывает закономерные изменения. Углы наклона у поверхности составляют 10-35° по мере погружения сначала незначительно, затем обычно происходит отчетливый перегиб, за которым возможно и дальнейшее нарастание уклона вплоть до вертикального.

Внутреннее строение зон Заварицкого-Беньофа закономерно меняется с глубиной. Близ поверхности (под желобом) очаги землетрясений размещаются внутри литосферы, в основном в ее верхней части, испытывающей растяжение, реже в средней части в условиях сжатия. И в том и в другом случае оси напряжений ориентированы поперек желоба и обусловлены упругим изгибом литосферы перед ее погружением в зону субдукции. Ниже 15 км субдукция может быть асейсмичной вследствие выделения из океанической коры большого количества воды, возникновения сверхвысокого давления и снижения трения. Далее на протяжении нескольких десятков километров сосредоточена максимальная сейсмическая активность. Глубже, где погружающаяся литосфера выходит из соприкосновения с висячим крылом и погружается в астеносферу, все очаги снова расположены внутри слэба. Они фиксируют сжатие или растяжение, ориентированные по наклону слэба. Если в астеносферу погружается древняя мощная литосфера, сейсмические очаги образуют в ней двойные сейсмофокальные зоны, которые прослеживаются на глубинах до 150 км. Еще глубже зона Заварицкого-Беньофа продолжается цепочкой очагов в верхней части литосферы, образующихся в условиях сжатия, ориентированного по наклону слэба.

Сейсмичность над зонами Заварицкого-Беньофа определяется в основном мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и интенсивностью проходящего через нее теплового потока.

В островных дугах сейсмичность над зоной Заварицкого-Беньофа начинается у желоба и прослеживается на 500 км и более. Это преимущественно неглубокие (до 30 км) очаги. В целом они формируют горизонтальную систему, приуроченную к верхам литосферы и отделенную от зоны Заварицкого-Беньофа клином разогретых до температуры 1500°С пород. Вблизи вулканической дуги наблюдается асейсмичный фронт шириной несколько десятков километров.

На активных окраинах андского типа с мощной континентальной литосферой сейсмические очаги над зоной Заварицкого-Беньофа распространены в основном в пределах верхних ста километров.

Методы сейсмической томографии дают трехмерное изображение погружающегося слэба, пересекающего астеносферу. При этом в одних зонах, слэб, дойдя до глубины 660 км, где вязкость пород резко возрастает в 10-30 раз, слэб изгибается и следует вдоль этой границы. В других зонах он следует наклонно, уходя в нижнюю мантию, где постепенно теряет свои очертания.

Магнитотеллурическое зондирование позволяет выделить наклонную проводящую область над кровлей слэба и вертикальную – под вулканическим поясом.

По данным гравиметрии перед глубоководным желобом в океане прослеживаются положительные аномалии (40-60 мГл), совпадающие с краевым валом. Над глубоководным желобом появляется резкая отрицательная аномалия (от 120 до 300 мГл).

По данным магнитометрии вдоль внутреннего края желоба обнаруживаются положительные магнитные аномалии. Иногда за желобом прослеживаются в ослабленном виде полосовые магнитные аномалии.

Геотермические наблюдения показывают снижение теплового потока по мере погружения относительно холодной литосферы и резкого его увеличения в области активных вулканов.

Геологическое выражение зон субдукции проявляется в специфике седиментации, тектонических деформаций, магматизма и метаморфизма. В обстановках окраинно-материкового (андского) типа в глубоководном желобе накапливаются флишоидные отложения, терригенные и туфогенные турбидиты. Важно отметить, независимо от длительности существования желоба, в нем находятся лишь четвертичные отложения, мощность которых не превышает нескольких сотен метров.

Во фронтальном бассейне, размещающимся между береговым и главным (вулканическим) хребтами, накапливаются мелководно-морские 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 также материалом, поступающим из прилегающих поднятий платформы. Мощность всех этих отложений может достигать многих километров.

В обстановках островных дуг флишоидные отложения глубоководного желоба содержат меньше терригенного материала. Перед энсиматическими дугами появляются продукты разрушения габброидов, ультрабазитов и др. пород океанической литосферы. Преддуговой бассейн заполняется морскими флишоидными туфогенно-осадочными отложениями 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 океанском 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 надвиги, сместители которых наклонены в сторону желоба. По надвигам происходит скол и сдаивание разрезов. Под плоским днищем желоба осадки обычно находятся в ненарушенном залегании. В основании континентального или островодужного крыла глубоководного желоба под динамическим воздействием висячего крыла осадки желоба сминаются в сжатые опрокинутые складки, осложненные разрывными нарушениями. 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 многочисленные сбросы и взбросы. В островных дугах наряду с взбросами и сбросами развиваются поперечные разрывы, в том числе сдвиги.

Глубина залегания сейсмофокальной зоны под вулканами изменяется от 60 до 350 км, а максимум магматической активности наблюдается на глубинах 100-200 км. Чем больше угол наклона сейсмофокальной зоны, тем ближе к желобу проявляется вулканизм. Преобладающие расстояния от оси желоба 125-250 км. Ширина субдукционных вулканических поясов изменяется от нескольких километров до 200 км и больше. Глубинные корни вулканического пояса отчетливо прослеживаются сейсмической томографией вплоть до поверхности слэба. Над магмогенерирующим 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, промежуточные, располагаются выше (глубины около 10 км). Выделяются и близповерхностные очаги (глубина 2-5 км), находящиеся в фундаменте вулканических построек. В них завершается фракционирование магматических расплавов. В формировании магм участвует вещество, которое отделяется от погружающейся литосферы, от пород находящегося над ней астеносферного клина, а также от мантийных и коровых пород 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 андезитового расплавов. Сложный многоступенчатый процесс формирования магматических расплавов над зонами субдукции зависит от глубины погружающейся литосферы под вулканом. Поэтому наклон зоны субдукции предопределяет асимметрию формирующегося вулканического пояса, его латеральную (поперечную) геохимическую зональность. Она выражается в том, что по мере удаления от глубоководного желоба нарастают содержания калия, рубидия, стронция, бария и др. литофильных элементов с большими ионными радиусами. Соответственно, увеличиваются отношения калия к натрию, легких редкоземельных элементов к тяжелым. Убывает отношение железа к магнию, снижается нормативная насыщенность пород кремнеземом. Эта зональность выражается в том, что в направлении от желоба толеитовая серия (толеитовый базальт – железистый дацит) сменяется известково-щелочной (высокоглиноземистый базальт – риолит), а затем – шошонитовой (шошонитовый базальт – трахит). Состав вулканитов зависит также от строения и мощности коры в висячем крыле.

В энсиалических островных дугах происходит не только контаминация глубинных, преимущественно базальтовых расплавов сиалической коры, но и плавление последней с образованием дополнительных внутрикоровых очагов, питающих риолитовые, в том числе игнимбритовые извержения. В энсиматических дугах преобладают породы толеитовой серии. В энсиалических островных дугах - известково-щелочная серия.

Общая тенденция эволюции вулканизма состоит в нарастании щелочности, в уменьшении роли базальтов и увеличении количества пород андезитового и дацитового ряда. Это объясняется тем, что по мере погружения литосферы увеличивается глубинность и щелочность исходных выплавок на фоне наращивания мощности коры, что повышает роль внутрикоровых процессов в формировании магм. В энсиматических островных дугах эволюционный ряд вулканитов начинается с толеитовых базальтов и бонинитов, для которых характерна высокая магнезиальность при низкой титанистости.

Субдукция утолщенной, низкоплотностной и поэтому плавучей коры сопровождается выполаживанием слэба, который пододвигается почти горизонтально, прижимаясь к подошве висячего крыла. Вулканизм ослабевает и прекращается на некоторое время, возникает амагматическая субдукция.

Субдукция порождает парные метаморфические пояса. Зона метаморфизма высоких давлений и низких температур расположена вблизи глубоководного желоба. Она выражена минеральной ассоциацией глаукофана (фация «голубых сланцев»). Глаукофановые сланцы вместе с зелеными сланцами и филлитами образуются по базальтоидам и морским осадкам, вовлеченным в субдукцию.

Зона низких и умеренных давлений, но высоких температур формируется под вулканическим поясом. Для нее характерен метаморфизм амфиболитовой фации, выраженный образованием гнейсов и палингенных пород.

В основе кинематических моделей субдукции лежат векторы «абсолютных» движений. Это – горизонтальный вектор скорости скольжения пододвигающейся плиты, также горизонтальный вектор скорости надвигающейся плиты, а также, направленный вертикально вниз, вектор скорости гравитационного погружения пододвигающейся плиты. Полная величина скорости конвергенции определяется сложением указанных 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 литосфера, верхняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает 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 – задуговые, внутридуговые бассейны.

Главным механизмом раскрытия задуговых бассейнов является спрединг океанической коры. Среди источников растяжения рассматриваются термальные диапиры над субдуцирующим слэбом, возбуждаемый фрикционным разогревом, и вынужденная конвекция от движения субдуцирующей плиты. Наиболее благоприятными условиями являются условия субдукции древней (мощной и тяжелой) литосферы, сопровождающиеся откатом шарнира.

Специфика субдукции в замкнутых реликтовых бассейнах океанического типа заключается в перестройке субдукционной кинематики – увеличении роли гравитационного погружения с откатом шарнира, воздействие смежных коллизионных структур, ограниченность пространства, в котором развивается субдукция.

Среди режимов субдукции выделяют режим аккреции, нейтральный режим и режим эрозии. Режим субдукционной аккреции выражен формированием аккреционной призмы в висячем крыле зоны субдукции. Она образуется за счет соскабливания части осадочного материала с погружающейся плиты, а также подслаивания призмы пододвинутыми под нее осадками. В последнем случае наблюдается закономерное омоложение осадков в разрезе аккреционной призмы сверху вниз. Оно сопровождается увеличением углов наклона чешуй аккреционной призмы вверх по ее разрезу. Режим субдукционной эрозии выражается срезанием 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 границе. 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 пространстве определяются совокупностью самых различных факторов.

Трансформные окраины континентов имеют подчиненное значение 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 основании которого проходит резкая граница между океанической и континентальной корой, слабо развитое континентальное подножие. Эта граница является транстенсионной (сдвигово-раздвиговой).

Примером трансформной конвергентной окраины является Калифорнийский бордерленд – участок между параллельными сдвигами: сдвигом Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, проходящим со стороны океана, ограничивающим бордерленд.