Зоны субдукции. Геологическое выражение зон субдукции. Условия, определяющие структурное развитие региона

Литосферные плиты - крупные жесткие блоки литосферы Земли, основанием для выделения которых и проведения границ между ними служит размещение очагов землетрясений. Выделяют континентальные и океанические плиты.
Дивергентные границы или границы раздвижения плит. Это границы между плитами, двигающимися в противоположные стороны. В рельефе Земли эти границы выражены рифтами, в них преобладают деформации растяжения, мощность коры пониженная, тепловой поток максимален, и происходит активный вулканизм. Если такая граница образуется на континенте, то формируется континентальный рифт, который в дальнейшем может превратиться в океанический бассейн с океаническим рифтом в центре. В океанических рифтах в результате спрединга формируется новая океаническая кора.
Континентальные рифты.
Раскол континента на части начинается с образования рифта.
Кора утончается, раздвигается начинается магматизм образуется впадина
Заполняется осадочным мат-лом
Формирование океанической коры
Конвергентные границы.
Конвергентными называются границы, на которых происходит столкновение плит. Возможно три варианта:

8. Континентальная плита с океанической. Океаническая кора плотнее, чем континентальная и погружается под континент в зоне субдукции.

9. Океаническая плита с океанической. В таком случае одна из плит заползает под другую и также формируется зона субдукции, над которой образуется островная дуга.

10. Континентальная плита с континентальной. Происходит коллизия, возникает мощная складчатая область. Классический пример - Гималаи.

В редких случаях происходит надвигание океанической коры на континентальную - обдукция.
В зонах субдукции поглощается океаническая кора, и тем самым компенсируется её появление
в срединно-океанических хребтах. В них происходят исключительно сложные процессы, взаимодействия коры и мантии. Так океаническая кора может затягивать в мантию блоки континентальной коры, которые по причине низкой плотности эксгумируются обратно в кору. Так возникают метаморфические комплексы сверхвысоких давлений, один из популярнейших объектов современных геологических исследований.

Большинство современных зон субдукции расположены по периферии Тихого океана, образуя тихоокеанское огненное кольцо. Процессы, идущие в зоне конвергенции плит, по праву считаются одними из самых сложных в геологии. В ней смешиваются блоки разного происхождения, образуя новую континентальную кору.

Активная континентальная окраина возникает там, где под континент погружается океаническая кора. Эталоном этой геодинамической обстановки считается западное побережье Южной. Америки,еёчастоназываютан ийскимтипомконтинентальнойокраины.Дляактивной континентальной окраины характерны многочисленные вулканы и вообще мощный магматизм. Расплавы имеют три компонента: океаническую кору, мантию над ней и низы континентальной коры.

Под активной континентальной окраиной происходит активное механическое взаимодействие океанической и континентальной плит. В зависимости от скорости, возраста и мощности океанической коры возможны несколько сценариев равновесия. Если плита двигается медленно и имеет относительно малую мощность, то континент соскабливает с неё осадочный чехол. Осадочные породы сминаются в интенсивные складки, метаморфизуются и становятся частью континентальной коры. Образующаяся при этом структура называется аккреционным клином. Если скорость погружающейся плиты высока, а осадочный чехол тонок, то океаническая кора стирает низ континента и вовлекает его в мантию.

Островные дуги - это цепочки вулканических островов над зоной субдукции, возникающие там, где океаническая плита погружается под другую океаническую плиту. В качестве типичных современных островных дуг можно назвать Алеутские, Курильские, Марианские острова, и многие другие архипелаги. Японские острова также часто называют островной дугой, но их фундамент очень древний и на самом деле они образованы несколькими разновременными комплексами островных дуг, так что Японские острова являются микроконтинентом.

Островные дуги образуются при столкновении двух океанических плит. При этом одна из плит оказывается снизу и поглощается в мантию. На верхней же плите образуются вулканы островной дуги. Выгнутая сторона островной дуги направлена в сторону поглощаемой плиты. С этой стороны находятся глубоководный желоб и преддуговый прогиб.

За островной дугой расположен задуговый бассейн в котором также может происходить спрединг.

Коллизия континентов. Столкновение континентальных плит приводит к смятию коры и образованию горных цепей. Это неустойчивая структура, она интенсивно разрушается поверхностной и тектонической эрозией. В коре с резко увеличенной мощностью идёт выплавка гранитов из метаморфизованных осадочных и магматических пород. Так образовались крупнейшие батолиты, напр., Ангаро-Витимский Трансформные границы.

Там, где плиты двигаются параллельным курсом, но с разной скоростью, возникают трансформные разломы - грандиозные сдвиговые нарушения, широко распространённые в океанах и редкие на континентах.
Трансформные разломы.
В океанах трансформные разломы идут перпендикулярно срединно-океаническим хребтам (СОХ) и разбивают их на сегменты шириной в среднем 400 км. Между сегментами хребта находится активная часть трансформного разлома. На этом участке постоянно происходят землетрясения и горообразование, вокруг разлома формируются многочисленные оперяющие структуры - надвиги, складки и грабены. В результате, в зоне разлома нередко обнажаются мантийные породы.

По обе стороны от сегментов СОХ находятся неактивные части трансформных разломов. Активных движений в них не происходит, но они чётко выражены в рельефе дна океанов линейными поднятиями с центральной депрессией.
Трансформные разломы формируют закономерную сетку и, очевидно, возникают не случайно, а в силу объективных физических причин. Совокупность данных численного моделирования, теплофизических экспериментов и геофизических наблюдений позволила выяснить, что мантийная конвекция имеет трёхмерную структуру. Кроме основного течения от СОХ, в конвективной ячейке за счёт остывания верхней части потока, возникают продольные течения. Это остывшее вещество устремляется вниз вдоль основного направления течения мантии. В зонах этого второстепенного опускающегося потока и находятся трансформные разломы. Такая модель хорошо согласуется с данными о тепловом потоке: над трансформными разломами наблюдается его понижение.

Сдвиги на континентах.

Спрединг – раздвигание морского дна.

91.Древние и молодые платформы, их строение и развитие; примеры.

ПЛАТФОРМЫ – относительно устойчивые участки земной коры, в которых вертикальные тектонические движения сравнительно слабые и малоконтрастные, слои осадочных пород лежат почти горизонтально и лишь местами образуют пологие складки. Обширные, преимущественно равнинные участки земной коры обычно неправильной многоугольной формы.

Строение двухэтажное.

Нижний слой - ФУНДАМЕНТ - сформировался в доплатформенный этап развития, состоит из сильно дислоцированных метаморфизированных ГП, пронизанных интрузиями (геологическое тело, сложенное из магматических ГП, закристаллизованных в глубине земной коры) и глубокими разломами.

Когда фундамент выступает на поверхность – ЩИТ. Когда фундамент погружен на глубину и покрыт осадочным чехлом – ПЛИТА. На плитах выделяют АНТЕКЛИЗЫ – пологие поднятия и СИНЕКЛИЗЫ – впадины, которые могут осложняться впадинами, валами, сводами, авлакогенами (желобообразные тектонические впадины, линейно ориентированные и ограниченные параллельными глубинными разломами).

Верхний слой – ЧЕХОЛ – залегает несогласно и почти горизонтально, сложен осадочными ГП.

По возрасту складчатого фундамента платформы разделяются на ДРЕВНИЕ(докембрийский фундамент; Восточно-Европейская, Африканская, Сибирская) и МОЛОДЫЕ(палеозойский фундамент; Западно-Сибирская, Средне-Европейская).

Развитие платформ в каждом тектоническом цикле проходит в два этапа. 1)платформы прогибаются, начинается трансгрессия моря, накопление морских осадков, дробление фундамента разрывами и перемещение отдельных глыб с различной скоростью, начинается формирование синеклизы и прерывистых складок, отражающих движение блоков фундамента. Платформы начинают испытывать поднятие, море отступает. В отдельных прогибах образуются заливы, лагуны, частично или полностью отшнурованные от моря. В них местами накапливаются угленосные (во влажном климате) или соленосные (в аридном). В конце каждого тектонического цикла платформа испытывает поднятие и почти полное осушение. 2)завершается формирование различных платформенных складок.

15. Субдукция.

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении (т. е. на конвергентных границах) порождает сложные и много­образные тектонические процессы , проникающие глубоко в ман­тию. Они выражены такими мощными зонами тектономагматической активности, как островные дуги, континентальные окраины андского типа и складчатые горные сооружения. Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию. Субдукция развивается там, где на кон­вергентной границе сходятся континентальная и океанская лито­сферы или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию. Коллизия, т.е. столк­новение литосферных плит, развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией лито­сферы, ее утолщением и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях. Гораздо реже и на короткое время при конвергенции возникают условия для надвигания на край континентальной плиты фрагментов океанской литосферы: происходит ее обдуция. При общей протяженности современных конвергентных границ около 57 тыс. км 45 из них приходится на субдукционные, осталь­ные 12 - на коллизионные. Обдукционное взаимодействие лито­сферных плит в наши дни нигде не установлено, хотя известны участки, где эпизод обдукции произошел в сравнительно недавнее геологическое время.

6.1. Субдукция: ее проявление, режимы и геологические последствия

Еще в начале 30-х годов, обнаружив вдоль глубоководных желобов Индонезии резкие отрицательные аномалии, Ф. Венинг-Мейнес пришел к выводу, что в этих активных зонах происходит затягивание в мантию складок легкого корового вещества. Тогда же Ф.Лейк, исследуя форму и размещение островных дуг, объяс­нил их образование пересечением земной сферы наклонными сколами, по которым Азиатский континент надвигается в сторону Тихого океана. Вскоре К. Вадати впервые установил наклонную сейсмофокальную зону, уходящую от глубоководного желоба под вулканические цепи Японских островов, что свидетельствовало в пользу предположений о связи островных дуг с крупными поддви-гами (или надвигами) по периферии Тихого океана.

К концу 50-х годов Г. Штилле высказал мысль, что образование глубоко­водных желобов, сопутствующих им отрицательных гравианомалий и уходящих в мантию сейсмофокальных зон сопряжено с наклонным поддвиганием океанской земной коры; на определен­ной глубине она подвергается плавлению, порождая вулканичес­кие цепи, протянувшиеся параллельно желобу.

Эта схема была уже очень близка к современному представ­лению о субдукции как форме конвергентного взаимодействия литосферных плит. Оно сложилось в 60-х годах, когда была раз­работана модель литосферпой субдукции. Сам термин «субдук­ция (лат. sub - под, ductio - ведение) был заимствован из аль­пийской геологии: в начале 50-х годов А. Амштуц назвал субдукцией подвиг и затягивание на глубину одних сиалических комплексов Альп под другие. В своем новом значении термин «субдук­ция» был одобрен на II Пенроузской конференции и с тех пор широко используется для одного из основополагающих понятии тектоники литосферных плит. За последние десятилетия учение о субдукции превратилось в обширный раздел геотектоники.

Следует подчеркнуть, что понятие и термин «субдукция» были введены для обозначения сложного глубинного процесса, ранее неизвестного. Субдукцию нельзя свести ни к «поддвигу», ни к «надвигу» литосферных плит. Их сближение при субдукции складывается из векторов движения двух контактирующих плит, причем наблюдается разнообразное соотношение направления и величины этих векторов. Кроме того , в тех случаях, когда проис­ходит быстрое гравитационное погружение одной из литосферных плит в астеносферу, их взаимодействие осложняется откатом конвергентной границы. Установлено, что субдукция развивается по-разному в зависимости от соотношения векторов движения плит, от возраста субдуцирующей литосферы и ряда других фак­торов.

Поскольку при субдукции одна из литосферных плит погло­щается на глубине, нередко увлекая с собой осадочные формации желоба и даже породы висячего крыла, изучение процессов суб­дукции сопряжено с большими трудностями. Геологические наб­людения затрудняются и глубоководностью океана над субдукционными границами. Современная субдукция выражается в подводном и наземном рельефе, тектонических движениях и структурах, вулканизме к условиях седиментации. Глубинное строение зон субдукции, ее сейсмические и геотермические проявления изучаются методами геофизики. Для расчетов кинематики субдукционного взаимодей­ствия, литосферных плит используются параметры их движения, определяемые относительно осей спрединга и в координатах го­рячих точек, а также решения фокального механизма непосред­ственно в верхней части зон Беньофа. В последние годы все боль­шее значение приобретают прямые измерения относительного дви­жения литосферных плит методами лазерных отражателей и ра­дио интерферометрии.

6.1.1. Выражение зон субдукции в рельефе

Сам способ конвергентного взаимодействия литосферных плит при субдукции предопределяет асимметрию каждой такой зоны и ее рельефа. Линия активного контакта отчетливо выражена глу­боководными желобами, глубина которых , как литосферных структур, находится в прямой зависимости от скорости субдукции и от средней плотности (т.е. от возраста) погружающейся плиты. Поскольку желоба служат седиментационной ловуш­кой, в первую очередь для турбидитов островодужного или кон­тинентального происхождения, их глубина искажается осадконакоплением, которое определяется физико-географическими ус­ловиями. Глубина океана над современными желобами широко варьирует, она максимальна в Марианском желобе (11022м). Глубина желобов относительно смежного краевого вала субдуцирующей плиты достигает 4000 м.

При протяженности до нескольких тысяч километров ширина желобов обычно не превышает 50-100 км. Как правило, они ду­гообразно изогнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей пли­те, реже прямолинейны. Современные глубоководные желобе простираются перпендикулярно направлению субдукции (орто­гональная субдукция) или под острым углом к этому направлению (косоориентированная субдукция), установлено господство орто­гональной и близких к ней ориентировок.

Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен: субдуцирующее крыло пологое (около 5°), висячее крыло более кру­тое (до 10 и даже 20°). Детали рельефа варьируют в зависимости от напряженного состояния литосферных плит, от режима суб­дукции и других условий. На многих пересечениях океанский склон желоба бывает осложнен продольными грабенами и гор. Узкое и плоское дно желоба шириной иногда всего лишь в несколько сотен метров сложено осадками.

Асимметрично и размещение форм рельефа па обрамлении глубоководных желобов. Со стороны океана это пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200-1000 м. Судя по геофизическим данным, краевые валы представляют со­бой антиклинальный изгиб океанской литосферы, который не уравновешен изостатически и поддерживается ее горизонтальным сжатием. Там, где фрикционное сцепление литосферных плит велико, высота краевого вала находится в прямом соответствии с относительной глубиной соседнего отрезка желоба.

С противоположной стороны, над висячим («надвигающимся») крылом зоны субдукции, параллельно желобу протягиваются вы­сокие хребты или подводные гряды , имеющие, как будет показа­но ниже, иное строение и происхождение. Если субдукция нап­равляется непосредственно под окраину континента (и глубоко­водный желоб примыкает к этой окраине), обычно образуются береговой хребет и отделенный от него продольными долинами главный хребет, рельеф которого бывает осложнен вулканически­ми постройками. Последние тоже связаны с субдукцией, разме­щаясь на определенном удалении от глубоководного желоба. Анды - наиболее мощная и представительная из современных горных систем такого происхождения.

Там, где зона субдукции не находится на краю континента, сходная по происхождению пара положительных форм рельефа представлена островными дугами. Это невулканическая внешняя дуга (непосредственно рядом с желобом) и отделенная депрессия­ми, параллельная ей главная, вулканическая внутренняя дуга. Иногда внешняя островная дуга не образуется и ей соответствует резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного же­лоба. Большинство современных островных дуг находится на за­падном обрамлении Тихого океана: от Алеутской и Курило-Камчатской дуги на севере до дуги Кермадек на юге. Последняя прос­тирается почти прямолинейно: дугообразная форма вулканических и невулканических гряд, глубоководных желобов /и иных проявле­ний выхода зон субдукции на поверхность широко распространена, неслучайна, но не обязательна.

Поскольку любая зона субдукции уходит на глубину наклон­но, ее воздействие на висячее крыло и его рельеф может распро­страняться на 600-700 км и более от желоба, что зависит преж­де всего от угла наклона. При этом в соответствии с тектоничес­кими условиями образуются различные формы рельефа, о которых речь пойдет ниже, при характеристике латеральных структурных рядов над зонами субдукции.

6.1.2. Тектоническое положение и основные типы зон субдукции

Современное размещение зон субдукции весьма закономерно Большинство из них приурочено к периферии Ти­хого океана. Субдукционные системы Малых и Южных 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.

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. В дальней­шем, по мерсе последовательного распада суперконтинента и цент­робежного перемещения его фрагментов, зоны субдукции продол­жали 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. 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 углом.

Разновидностью окраинно-материкового можно считать и японский тип зоны субдукции, представление о котором дает пе­ресечение, проходящее через Японский желоб - Хонсю-Япон­ское море Для пего характерно наличие краевого морского бассейна с новообразованной корой океанского или суб­океанского типа. Гсолого-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 эисиалическую 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 субдукцнп океанского (марианского) типа более древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океан­ская литосфера субдуцирует под более молодую на краю которой (на симатическом основании) образуется энсимати ческал островная дуга. Примером таких зон субдукции, наряду с Марианской, могут служить такие островодужные системы, как Идзу-Бопинская, Тонга - Кермадек, Южных Лнтил. Ни одна из подобных зон субдукции , по крайней мере в новейшее время, не формировалась посреди океана: они тяготеют к сложному парагенезу структур океанского обрамления.

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 падвиг пластин континентальной коры. Такова современная тектоническая активность Ги­малаев па 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 подвиги Субандийских цепей, Скалистых гор. Не исклю­чено, что под влиянием глубинной субдукции происходит и неко­торое затягивание вниз континентального автохтона таких сопря­женных с ней надвигов. Подобные зоны А-субдукции, размещаясь над мощными окрапнно-материковыми зонами суб­дукции, скорее всего вторичны по отношению к ним. Они вписы­ваются в структурный парагенез континентальной окраины.

6.1,3. Геофизическое выражение зон субдукции

Методы сейсмики, сейсмологии , гравиметрии, магнитометрии, магнитотеллурического зондирования, геотермии, взаимно допол­няя друг друга, дают непосредственную информацию о глубинном состоянии вещества и строении зон субдукции, которые удается проследить с их помощью вплоть до нижней мантии. Многоканальное сейсмопрофилирование позволяет получить структурные профили зон субдукции до глубин в несколько де­сятков километров при высокой разрешающей способности. На таких профилях бывают различимы главный сместитель зоны субдукцин, а также внутреннее строение литосферных плит по обе стороны от этого смсститсля.

Методами сейсмической томографии субдуцирующая литосфе­ра прослеживается глубоко в мантию, поскольку эта литосфера, отличается от окружающих пород более высокими упругими свой­ствами («сейсмической добротностью») и скоростными характе­ристиками. На профилях видно, как субдуцирующая плита пере­секает главный астеносферный слой. В некоторых зонах, в том числе под Камчаткой , она и дальше следует наклонно, уходя в нижнюю мантию до глубины 1200 км.

Конвергентное взаимодейст­вие литосферы в зоне субдукции создает напряжения, которые на­рушают изостатическое равнове­сие, поддерживают изгиб литосферных плит и соответствую­щий тектонический рельеф. Гра виметрия обнаруживает резкие аномалии силы тяжести, кото­рые вытянуты вдоль зоны субдукции, а при ее пересечении сменяются в закономерной пос­ледовательности. Пе­ред глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия до 40-60 мГл, приуроченная к краевому валу. Полагают, что она обусловлена упругим антикли­нальным изгибом океанской ли­тосферы у начала зоны субдук­ции. Далее следует интенсивная отрицательная аномалия (120- 200, реже до 300 мГл), которая протягивается над глубоковод­ным желобом будучи смещена па несколько километров в сторону его островодужного (или кон­тинентального) борта. Эта аномалия коррелируете я с тектоничес­ким рельефом литосферы, а также во многих случаях с наращи­ванием мощности осадочного комплекса. По другую сторону глу­боководного желоба над висячим крылом зоны субдукции наблю­дается высокая положительная аномалия (1С0-300 мГл). Сопо­ставление наблюденных значений силы тяжести с расчетными под­тверждает, что этот гравитационный максимум может быть обус­ловлен наклонной субдукцией в астеносферу более плотных пород Относительно холодной литосферы. В островодужных системах на продолжении гравитационного профиля обычно следуют неболь­шие положительные аномалии над бассейном краевого моря.

Современная субдукция находит выражение и в данных маг­ нитометрии. На картах линейных магнитных аномалий бассейнов океанского типа отчетливо различаются их тектонические грани­цы рифтогенной и субдукционной природы. Если по отношению к первым линейные аномалии океанской коры согласны (параллельны им), то субдукционныс границы секущие, они срезают системы аномалий под любым углом в зависимости от конвергентного взаимодействия литосферных плит.

При погружении океанской литосферы в глубоководный желоб интенсивность линейных аномалий нередко снижается в несколько раз, что предположительно объясняют размагничиванием пород в связи с напряжениями изгиба. В других случаях аномалии удает­ся проследить до конвергентной границы и даже дальше.

Геотермические наблюдения обнаруживают снижение теплово­го потока по мере погружения относительно холодной литосферы под островодужный (или континентальный) борт глубоководного желоба. Однако дальше, с приближением к поясу активных вул­канов, тепловой поток резко возрастает. Как полагают, там выно­сится энергия, выделяющаяся на глубине в результате субдукционного трения , адиабатического сжатия и экзотермических мине­ральных превращений.

Таким образом, данные разных геофизических методов нахо­дятся в достаточно хорошем соответствии между собой, они по­служили основой для модели литосферной субдукции, которая по мере пополнения этих данных проверялась и уточнялась.

6.1.4. Зоны Беньофа

Наиболее выразительным проявлением современной субдукции служат, как отмечалось выше, сейсмофокальные зоны, на­клонно уходящие на глубину. В середине 30-х годов К. Вадати установил под Японией первую такую зону, а в следующее деся­тилетие (1938-1945) Б. Гутенберг и Ч. Рихтер опубликовали ин­формацию о большинстве остальных сейсмофокальных зон. Гло­бальная сводка этих авторов вызвала большой интерес. Уже в 1946 г. появилась, в частности, статья известного петролога и вулканолога А. Н. Заварицкого «Некоторые факты, которые надо учитывать при тектонических построениях», где развивалась мысль о первичной, определяющей роли глубинных сейсмоактив­ных зон в отношении наблюдаемых над ними близ поверхностных тектонических и вулканических процессов, являющихся в этом смысле вторичными.

В 1949-1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологичес­кого института опубликовал следующее поколение обобщающих работ о сейсмофокальных зонах. В те годы назревала концепция «новой глобальной тектоники», создатели которой широко использозали работы X. Беньофа о сейсмофокальных зонах и стали именовать их «зоны Беньофа». Название укоренилось в геолого-геофизической терминологии, при этом признается приоритет К. Вадати, воздается должное фундаментальному открытию это­го ученого.

К настоящему времени накоплен обширный материал о стро­ении и характеристиках сейсмофокальных зон Беньофа. Учиты­ваются размещение очагов землетрясений , их магнитуда, а также результаты решения их фокального механизма, позволяющие су­дить об ориентировке главных осей напряжения. Размещение глу­бинных очагов обычно изображают на картах (т.е. в проекции на горизонтальную плоскость), а также на поперечных и продольных «профилях» зоны Беньофа. Каждый такой «профиль» представляет собой проекцию сейсмических очагов на вер­тикальную поверхность. Для построения поперечного «профиля» берется определенный сегмент зоны Беньофа и оказавшиеся в его пределах очаги проектируются на вертикальную плоскость, ори­ентированную в крест простирания зоны. Иногда эту вертикальную плоскость ориентируют в направлении субдукции, которая может происходить под разными углами к простиранию зоны. Продоль­ный «профиль» зоны Беньофа получают, проектируя сейсмические очаги на вертикальную поверхность, которая следует вдоль сейсмофокальной зоны, изгибаясь вместе с ней.

Глубинность зон Беньофа. Сравнивая размещение очагов землетрясений с результатами сейсмической томографии для той же зоны субдукции, можно убедиться, что погружение литосферы сначала, до какой-то определенной глубины, порождает очаг упругих колебаний , а далее продолжается как асейсмичный процесс. Это определяется, вероятно, в первую очередь снижением упругих свойств субдунирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит главным об. разом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась.

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа - скорость субдукции.

Наблюдаемая глубинность зон Беньофа широко варьирует как от одной зоны к другой, так и по простиранию одной и той же зоны. В частности, глубинность одной из наиболее протяженных сейсмофокальных зон, Андской, убывает от 600 км в ее централь­ной части до 150-100 км на флангах.

Вертикальное распределение сейсмических очагов в зонах Беньофа крайне неравномерно. Их количество максимально в верхах Зоны, убывает по экспоненте до глубин 250-300 км, а за­тем возрастает давая пик в интервале от 450 до 600 км.

Направление наклона зон Беньофа. Все зоны Беньофа ориен­тированы наклонно. В окраинно-материковых системах, в том числе и 1з сложно построенных системах японского типа, они всег­да погружаются в сторону континента, поскольку субдуцирует именно Океанская литосфера.

Профиль зон Беньофа. Наклон каждой сейсмофокальпой зоны меняется с глубиной, тем самым вырисовывается ее поперечный профиль. Небольшие углы наклона у поверхности (35-10°) с глубиной увеличиваются: сначала очень незначительно, затем обычно следует отчетливый перегиб , за которым возможно и дальнейшее постепенное (нарастание наклона, вплоть до почти вертикального. Практически все разнообразие профилей законо­мерно размещается между двумя.крайними их видами

Максимальная сейсмическая активность сосредоточена на сле­дующем отрезке зон Беньофа, где она порождается конвергентным взаимодействием двух литосферных плит.

6.1.5. Геологическое выражение зон субдукции

Изучение современных зон субдукции позволяет судить о вы­ражении этого процесса в седиментации, тектонических деформа­циях, магматизме, метаморфизме. Это в свою очередь дает ключ для актуалистической реконструкции древних зон субдукции.

Субдукция и седиментация. Тектонический рельеф, создавае­мый субдукцией, предопределяет закономерное размещение седиментационных бассейнов с характерными формациями. Особого внимания заслуживает специфика накопления осадков в глубоко­водном желобе, где проходит конвергентная граница литосферных плит и начинается субдукция.

Латеральные ряды седиментационных бассейнов варьируют в зависимости от тектонического типа зоны субдукции. В окраинно-материковой обстановке андского типа, начиная от океана, сле­дуют глубоководный желоб, фронтальный и тыловой бассейны. Для желоба характерны флишоидные отложения, терригенные и туфогенные турбидиты. Слагающий их материал поступает с кон­тинентального склона и нередко содержит продукты размыва гра­нитно-метаморфического фундамента. Характерен продольный перенос вдоль желоба на большие расстояния. Фронтальный и тыловой бассейны (прогибы) служат местом накопления конти­нентальных и мелководно-морских толщ молассового облика мощностью до нескольких километров. При этом фронтальный бассейн, размещаясь между береговым (невулканическим) и глав­ным (вулканическим) хребтами, заполняется асимметрично: с од­ной стороны обломочным материалом , с другой -- как обломоч­ным, так и вулканогенным. В тыловой бассейн, который по своему положению является предгорным, передовым прогибом, также поступают продукты разрушения главного хребта и его вулкани­ческий материал. Туда же идет снос с внутриконтинентальных поднятий кратона.

В обстановке островных дуг латеральный ряд бассейнов и их заполнение видоизменяются. Флишоидные отложения глубоко­водного желоба содержат здесь меньше терригенного материала. Перед энсиматическими дугами появляются продукты разруше­ния габброидов, ультрабазитов и других пород океанской лито­сферы, если оии выступают па островодужном склоне желоба. В качестве фронтального в островных дугах формируется предду говой 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 континентальном основа­нии или па новообразованной океанской коре накапливаются мощные морские отложения, в том числе флишоидные. Таким об­разом, молассоидные мелководноморские и континентальные формации окраин но-материковых систем сменяются в острово-дужных системах более глубоководными, преимущественно флишоидными. И для одних и для других характерно наличие вулка­ногенного материала, состав которого зависит от тектонического типа зоны субдукции, что будет рассмотрено ниже - в разделе о магматизме.

Уникальна тектоническая обстановка накопления осадков в глубоководном желобе. Независимо от длительности существова­ния зоны субдукции в нем находятся лишь очень молодые , плей­стоценовые и голоценовые отложения, мощность которых обычно не превышает нескольких сотен метров. В этом отношении они контрастируют с осадочным заполнением соседних прогибов кон­тинентальной окраины или островной дуги, где и возрастной диа­пазон, и мощности гораздо больше. Залегая почти горизонтально, осадки глубоководного желоба прислоняются к его океанскому борту, а на континентальной (или островодужной) его стороне соотношения зависят от тектонического режима субдукции. В од­них случаях, как, например, в Центральноамериканском желобе у берегов Гватемалы, они пододвигаются под висячее крыло и вовлекаются в субдукцию, почти не испытывая деформаций. В других случаях, напротив, близ конвергентной границы осадки глубоководного желоба приобретают все более сложную структу­ру (в конечном результате - складчатую изоклинально-чешуйча­тую), причленяясь к так называемому аккреционному клину. Таковы соотношения па северном отрезке того же Цент­ральноамериканского желоба у берегов Мексики.

Таким образом, специфика накопления осадков в глубоковод­ном желобе в любом случае состоит в том, что находящийся в движении, субдуцирующий под континентальную окраину (или островную дугу) коровый субстрат, подобно ленте транспортера , удаляет поступающий в желоб осадочный материал, освобождая место для все более молодых осадков. Эти соотношения весьма выразительны в Японском желобе у берегов Хонсю, где они кар­тировались с погружаемых аппаратов при исследованиях по про­грамме «Кайко». В частности, там подводно-оползневые массы, поступающие с островодужного склона, вовлекаются в субдукцию и не образуют на дне желоба сколько-нибудь значительных скоп­лений.

Если в обычных бассейнах седиментации мощность осадков в значительной степени зависит от опусканий дна, то в глубоковод­ных желобах на первое место выступают физико-географические факторы, контролирующие поступление терригенного материала. В этом отношении показателен Чилийско-Перуанский желоб, практически лишенный осадков на отрезке, прилегающем к пус­тыне Атакама, и постепенно обретающий обычное заполнение к северу и югу, где климат становится гумидным, а снабжение обломочным материалом с континента нормализуется. Другой яркий пример - желоб Пуэрто-Рико, крайняя южная часть которого перекрыта мощными осадками , поскольку сюда направляются обильные выносы дельты Ориноко. В северном направлении, по мере удаления от этого мощного источника, мощ­ность осадков в желобе убывает.

6.1.6. Кинематика субдукции

Разнообразие рельефа, глубинного строения, напряженного со­стояния и магматизма зон субдукции, их латеральных структур­ных рядов определяется взаимодействием многих факторов, среди которых, как отмечалось выше, велика роль кинематических па­раметров субдукции. Несмотря на то что под субдукцией подразумевается прежде всего конвергентное взаимодействие плит, важ­но учитывать всю совокупность этих параметров. Среди них ско­рость конвергенции во многих случаях не имеет решающего зна­чения.

Кинематические параметры субдукции. В основе кинематичес­ких моделей субдукции лежат векторы скорости «абсолютных» движений: горизонтального скольжения двух взаимодействующих литосферных плит, а также гравитационного опускания одной из них при ее отрицательной плавучести на астеносфере. В послед­нем случае учитывается и соответствующее откатывание шарнира субдуцирующей плиты (линии ее перегиба у желоба). Исходя из векторов «абсолютных» скоростей, определяют относительные дви­жения плит вдоль сместителя зоны субдукции, а также дополняющие их деформации (складчатость и разрывные смещения: сдви­ги, взбросы и надвиги, рифты и спрединг) в надвигающейся литосферной плите.

Противоположному, наступательному смещению шарнира субдуцирующей плиты , как полагают, препятствует погруженная часть плиты, «заякоренная» в мантии. При таком смещении про­исходило бы ее подворачивание и опрокидывание, однако, на­сколько можно судить по геофизическим данным, этого не проис­ходит. Не исключено наступательное перемещение субдуцирующей литосферы (и ее шарнира) вместе с окружающим астеносферным веществом.

При высоких скоростях движения верхней плиты, а также там, где субдуцирует относительно легкая или утолщенная океанская литосфера, верхняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает ее. Образуется очень пологая приповерхностная часть зоны Беньофа, характерно выраженная под центральным отрезком Анд. В обеих литосферных плитах по­являются напряжения и структуры сжатия.

Напротив, там, где субдуцирует древняя и тяжелая литосфера возможны условия, при которых висячее крыло отстает в своем движении от откатывания шарнира. Соответствую­щее зияние реализуется по ослабленным зонам над поверхностью субдукции, где раскрываются задуговые или внутридуговые бас­сейны. Это определяется вектором относительного смещения фрон­тальной части надвигающейся литосферной плиты.

…бта Горда и Калифорнийского залива. На канадском отрезке границей тех же двух плит служит разлом Королевы Шарлотты - трансформная система типа «хре­бет - дуга». Алеутская зона субдукции демонстрирует другой случай, когда определяющую роль играет кривизна дуги в сочета­нии с направлением субдукции: вдоль дуги с востока на запад субдукция становится все более косоориентированной и, наконец, у Командорских островов переходит в трансформное смещение

27. Глубинное строение зон субдукции.

Субдукция - процесс, при котором на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская ли­тосфера или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а за­тем погружается в мантию.

К кон­цу 50-х гг. Г. Штилле высказал мысль, что образование глубоководных желобов, сопутствующих им отрицательных гравианомалий и уходящих в мантию сейсмофокальных зон сопряжено с наклонным пододвигани-ем океанской земной коры; на определенной глубине она подвергается плавлению, порождая вулканические цепи, протянувшиеся параллельно желобу.

По характеру взаимодействующих участков литосферы зоны субдук­ции делятся на 2 типа: окраинно-материковые зонами (андского, зондского и японского типа) и океанские зоны (марианского типа). Первые формируются там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, вторые - при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон раз­нообразны. Для наиболее протяженной из них Андской (около 8 тыс. км) характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообра­зование на континентальном крыле.

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 углом.

Разновидностью окраинно-материковых можно считать и зоны суб­дукции японского типа, представление о которых дает пересечение, про­ходящее через Японский желоб - Хонсю - Японское море. Характерно наличие краевого морского бассейна с участками новообра­зованной коры 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.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа бо­лее древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую, на краю которой образуется островная дуга. Пример: система южных Антил.

28. Кинематика субдукции, главные варианты. (вроде похоже на закономерности размещения)

Основа – горизонтальное скольжение 2 литосферных плит, а также гравитационное опускание одной при отрицательной плавучести на астеносфере.

Три главных вектора движении: направленные горизонтально векторы скольжения (2) и направленный вниз вектор гравитационного опускания.

Согласно расчетам океаническая кора теряет свою + плавучесть при возрасте 10 млн л – нарастает плотность относительно подстилающей астеносферы.

Противоположному, наступательному смещению шарнира субдуцирующей плиты, препядствует погруженная часть плиты, заякоренная в мантии.

Векторы горизонтального движения литосферных плит могут быть ориентированны как под прямым, так и под острым углом к желобу. При косоориентированной субдукции вдоль границы развиваются продольные сдвиги -Зондская дуга

При высоких скоростях движения верхней плиты+ место где субдуцирует относительно легкая или утолщенная океаническая литосфера, верняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает ее. Образуется очень пологая приповерхностная часть зоны Беньофа, характерно выраженная под центральным отрезком Анд.

Правило ортогональности субдукцйи, его объяснение и использование.

Конвергенция литосферных плит при субдукции происходит в направлении, секущем простирание желова под небольщим углом. (<60 в 80% случаев)

Фригкционное сопротивление субдукции минимально при относительном угле 90 и нарастает по мере уменьшения угла до 45, в этом усматривают динамическое обоснование ортогональности.

В течении палеогена субдуция плиты Фаральон происходила под все более острыми углами к Кордильерам и Андской континентальным окраинам – обособление плит Хуан-де-Фука, Кокос, Наска – которые вледствии субдуцируют почти ортогонально.

Если внешние воздействие резко меняет направление, то происходит отмирание преждней субдукции и заложении новой благодаря ориентированному транформному разлому.

Правило используется при палеотектонических реконструкциях для решения обратной задачи: по простиранию древней зоны субдукции определяют наиболее вероятное направление сближения литосферных плит.

29. Сейсмофокальные зоны беньофа. Их глубинность, профили, строения, напряжения в очагах.

Яркое проявление современной субдукции - сейсмофокальные зоны - совокупность сейсмических очагов, наклонно уходящих на глубину. Сейсмические очаги приуро­чены к субдуцирующему литосферному слэбу и вместе с ним проника­ют в астеносферу, иногда полностью пересекая ее. В 1949-1955 гг. X. Беньоф из Калифорнийского технологического института обобщающие работы о сейсмофокальных зонах. Поэтому их назвали в его честь.

Глубинность зон Беньофа. Сравнивая размещение очагов землетря­сений с результатами сейсмической томографии для той же зоны суб­дукции, можно убедиться, что погружение литосферы сначала, до какой-то определенной глубины, порождает очаги упругих колебаний, а далее продолжается как асейсмичный процесс. Это определяется снижением упругих свойств субдуцирующей литосферы по мере ее разогрева. Глубинность зон Беньофа зависит глав­ным образом от зрелости субдуцирующей океанской литосферы, которая с возрастом наращивала свою мощность и охлаждалась.

Второй важный регулятор глубинности зон Беньофа - скорость субдукции. При высоких скоростях (9-10,5 см/год) даже литосфера с возрастом 80-40 млн лет сохраняет свои упругие свойства до глубин около 600 км.

Пример: глубинность одной из наиболее про­тяженных сейсмофокальных зон, Андской, убывает от 600 км в ее цен­тральной части до 150-100 км на флангах. Изменения происходят дис­кретно в соответствии с сегментацией этой зоны субдукции.

Вертикальное распределение сейсмических очагов в зонах Беньофа крайне неравномерно. Их количество максимально в верхах зоны, убы­вает по экспоненте до глубин 250-300 км, а затем возрастает, давая пик в интервале от 450 до 600 км.

Направление наклона зон Беньофа. Следуя за слабом, все зоны Беньофа ориентированы наклонно. В окраинно-материковых системах, в том числе и в сложно построенных системах японского типа, слэб всегда погружается в сторону континента, поскольку субдуцирует имен­но океанская литосфера. Здесь при конвергентном взаимодействии двух плит океанской литосферы погружается та, которая древнее, а следо­вательно, толще и тяжелее. Соответствующая зона Беньофа наклонена, таким образом, под более молодую океанскую литосферу, где бы она ни находилась.

Профиль зон Беньофа. Наклон каждой сейсмофокалькой зоны меня­ется с глубиной в соответствии с конфигурацией слэба, прослеживаемо­го сейсмической томографией. Небольшие углы наклона у поверхности (35-10°) с глубиной увеличиваются: сначала очень незначительно, затем обычно следует отчетливый перегиб, за которым возможно и дальнейшее постепенное нарастание наклона, вплоть до почти вертикального. Причиной неравномерного нарастания крутизны уходящего в мантию слэба (и сейсмофокальной зоны) и соответствующих перегибов его профиля считают уплотнение пород субдуцирующей литосферы вследствие фазового перехода минералов.

Распределение зон беньофа.

Близ поверхности - под глубоководным желобом, а нередко и на его океанском обрамлении - очаги размещаются внутри литосферы, главным образом в ее верхах (растяжение).

Ниже, на глубине до 15 км , субдукция может быть асейсмична.

Глубже, где субдуцирующая плита выходит из соприкосновения с висячим литосферным крылом , а затем погружается в астеносферу, все очаги снова находятся внутри слэба.

Наконец, еще глубже зона Беньофа продолжается цепочкой очагов в верхней части литосферы, образующихся при сжатии по наклону слэба.

Сейсмичность над зонами Беньофа определяется главным образом мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и ин­тенсивностью проходящего сквозь нее теплового потока. В островных дугах сейсмичность над зоной Беньофа, начинаясь у же­лоба, прослеживается по латерали на 500 км и более. Это преимущественно малоглубинные очаги.Закономерное распределение сейсмических очагов, японская зона субдукции

30. Глубинное строение зон субдукции по геофизическим данным.

Методы сейсмики, сейсмологии, гравиметрии, магнитометрии, магнитотеллурического зондирования, геотермии, взаимно допол­няя друг друга, дают непосредственную информацию о глубинном состоянии вещества и строении зон субдукции, которые удается проследить с их помощью вплоть до нижней мантии.

Многоканальное сейсмопрофилирование позволяет получить структурные профили зон субдукции до глубин в несколько де­сятков километров при высокой разрешающей способности. На таких профилях бывают различимы главный сместитель зоны субдукции, а также внутреннее строение литосферных плит по обе стороны от этого сместителя.

Методами сейсмической томографии субдуцирующая литосфе­ра прослеживается глубоко в мантию, поскольку эта литосфера отличается от окружающих пород более высокими упругими свой­ствами («сейсмической добротностью») и скоростными характе­ристиками. На профилях видно, как субдуцирующая плита пере­секает главный астеносферный слой. В некоторых зонах, в том числе под Камчаткой, она и дальше следует наклонно, уходя в нижнюю мантию до глубины 1200 км (рис. 6.6). В других зонах» в частности в Идзу-Бонинской, дойдя до поверхности нижней мантии (где вязкость пород на глубине 670 км возрастает в 10- 30раз), литосфера изгибается, а затем следует горизонтальна над этой поверхностью. В целом методами сейсмической томо­графии удалось проследить субдуцировавшую часть океанских литосферных плит длиной до 1800 км, считая от глубоководного» желоба. Исходя из средних скоростей субдукции, это результат конвергентного взаимодействия в течение последних приблизи­тельно 25 млн лет.

Исключительно важную информацию дают сейсмологические наблюдения очагов землетрясений, возникающих в верхней части зон субдукции (на глубине до нескольких сотен километров) и образующих мощные наклонные сейсмофокальные зоны - так на­зываемые зоны Беньофа (см. 6.1.4).

31. Гравиметрические и магнитные аномалии над зонами субдукции, распределение теплового потока.

Гравиметрия: резкие аномалии силы тяжести, вытянутые вдоль зоны субдукции, при ее пересечении сменяются в закономерной последовательности. Перед глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия до 40-60 мГл, приуроченная к краевому валу. Она обусловлена упругим антиклинальным изгибом океанской литосферы у начала зоны субдук­ции. Далее следует интенсивная отрицательная аномалия (120-200, до 300 мГл), которая протягивается над глубоководным желобом, будучи смещена на несколько километров в сторону его островодужного борта. Эта аномалия коррелирует с тектони­ческим рельефом литосферы, а также во многих случаях с наращивани­ем мощности осадочного комплекса. По другую сторону глубоководного желоба над висячим крылом зоны субдукции наблюдается высокая по­ложительная аномалия (100-300 мГл). Сопоставление наблюденных значений силы тяжести с расчетными подтверждает, что этот гравита­ционный максимум может быть обусловлен наклонной субдукцией в астеносферу более плотных пород относительно холодной литосферы. В островодужных системах на продолжении гравитационного профиля обычно следуют небольшие положительные аномалии над бассейном краевого моря.

Геотермические наблюдения обнаруживают снижение теплового по­тока по мере погружения относительно холодной литосферы под остро-водужный (или континентальный) борт глубоководного желоба. Одна­ко дальше, с приближением к поясу активных вулканов, тепловой поток резко возрастает.

Современная субдукция находит выражение и в данных маг­нитометрии. На картах линейных магнитных аномалий бассейн в океанского типа отчетливо различаются их тектонические грани­цы рифтогенной и субдукционной природы. Если по отношению к первым линейные аномалии океанской коры согласны (параллель­ны им), то субдукциоиные границы секущие, они срезают системы аномалий под любым углом в зависимости от конвергентного взаимодействия литосферных плит.

При погружении океанской литосферы в глубоководный желоб интенсивность линейных аномалий нередко снижается в несколько раз, что предположительно объясняют размагничиванием пород в связи с напряжениями изгиба. В других случаях аномалии удает­ся проследить до конвергентной границы и даже дальше. На рис. 6.12 приведена карта магнитного поля одного из отрезков Центральноамериканского желоба (16-17° с. ш.). Линейные ано­малии океанской коры, имеющей здесь миоценовый возраст, вы­тянуты в % направлении ЮВ-СЗ, пересекают ось глубоководного желоба, а дальше прослеживаются под висячим крылом зоны суб­дукции в полосе шириной около 25 км. Уходящая на глубину оке­анская литосфера как бы просвечивает сквозь смятые в складки осадочные комплексы континентальной окраины. Еще дальше, где она погружается под мощную гранитогнейсовую кору, линей­ные аномалии теряются.

32. Магматизм зон субдукции, закономерности его размещения.

Размещение: Пространственная взаимосвязь мощных поясов современного вулканизма с глубоководными желобами, зонами Беньофа и другими проявлениями субдукции вполне отчетлива. На примере вулканов Японии установили, что цепи активных вулканов разме­щаются над среднеглубинной частью сейсмофокальной зоны. В дальнейшем стало ясно, что это закономерность, которая прослеживается во всех зонах субдукции. Глубина залегания наклонной сейсмофокальной зоны под вулканами варьирует от 60 до 350 км, но максимум магматической активности на­блюдается над интервалом 100-200 км. Удаленность вулканов от желоба находится в обратной зависимости от наклона сейсмофокальной зоны. Чем больше угол наклона, тем ближе к желобу проявляется вулканизм, такая закономерность выдерживает­ся глобально. Линияя, ограничивающая вулканический пояс со стороны желоба называется вулканическим фронтом – 120-250 км от глубоководного желоба. С противо­положной стороны граница вулканических поясов не столь резкая. Общая ширина субдукционных вул­канических поясов от нескольких десятков километров до 175-200 км, местами даже несколько больше.

Глубинные корни: Поскольку на соответствующих глубинах слэб движется сре­ди астеносферного вещества и сейсмические очаги находятся внутри него, уменьшение сейсмичности под вулканами скорее всего означает снижение упругих свойств погружающейся литосферы при отделении флюидов или даже частичном плавлении. Этот магмогенерирующий от­резок зоны субдукции - область, где процессы магмогенеза только начинаются, чтобы продолжиться над субдуцирующей плитой в мантийном клине и земной коре вплоть до близповерхностных магмати­ческих камер в фундаменте вулканов. Глубинные корни вулканическо­го пояса, отмеченные снижением скоростных и упругих характеристик пород, отчетливо прослеживаются сейсмической томографией - вплоть до поверхности слэба.

Специфика состава магм над зонами субдукции.

На состав вулканитов влияют:

Латеральная: калий, рубидий стронций вглубину субдукции увеличивается, убывает Fe/Mg

В направлении т жёлоба толеитовая (толеитовый базальт, железистый дацит) сменяется известково щелочной (глинозёмный базальт-риолит), в тылу дуги – шошонитовой (шошонитовый базальт-трахит)

РУДА: Au, Cr, Ni,Cu- Zn? Pb, Mo – под дугой Sn-Wo-U

(наверное, туда же…)47. Специфика состава магм над зонами субдукции.

В формировании магм, питающих субдукцнопный вулканизм, участвует вещество, которое отделяется от погружающейся океанской литосферы, от пород находя­щегося над ней астемосферного клина, а также от мантийных и коровых пород литосферы висячего крыла, которая служит фундаментом вулка­нического пояса. Важной специфической чертой магмообразования при субдукции считают перемещение вещества океанской коры, в том числе ее осадочного чехла, глубоко в маитию, что придает соответствующие гео­химические особенности мантийным магмам. Кроме того, большое коли­чество воды, которое привносится при этом, коренным образом меняет условия частичного плавления перидотитов над зоной субдукции. Судя по лабораторным экспериментам, из «обводненной» мантии возможно прямое отделение не только базальтового, но и андезитового расплавов. Несмотря на разнообразие субдукциониых вулканитов, среди которых представлен широкий спектр пород толеитовой, известково-щелочной и шошонитовой серий, их геохимическая специфика во многих случаях позволяет отличить эти породы от сходных вулканитов иного происхож­дения.

33. Субдукционная аккреция и субдукционная эрозия, их геологическое выражение.

Тектонический эффект взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны различается. В зависимости от этого можно различать режим субдукционной аккреции, режим субдукционной (тектонической) эрозии, а также нейтральный ре­жим.

Существует и другой механизм наращивания островодужной или континентальной окраины. Часть того осадочного материала, который уходит на глубину с океанской плитой, тоже задерживается, отделяясь от нее и подслаиваясь снизу к висячему крылу зоны субдукции Образующаяся при этом чешуйчатая структура с многократным повторением одних и тех же фрагментов стратиграфического разреза была детально изучена в мело­вом аккреционном поясе Симанто (Япония).

Эрозия. Режим субдукционной эрозии выражается срезанием висячего кры­ла под действием пододвигающейся литосферной плиты, уносящей про­дукты разрушения на глубину. Наряду с субдукционной аккрецией это один из двух главных тектонических режимов субдукции.

Важным источником информации служат сейсмические профили. В 1986 была проведена интерпретация соотношений, выявленных профилированием под островодужным склоном Японского желоба. 1й признак эрозии: Здесь современной аккреционной призмы нет. О тектонической эро­зии свидетельствует строение висячего (островодужного) крыла. Это на­клоненная от желоба слоистая серия мелового возраста, которая среза­ется на глубине пологой поверхностью тектонического контакта: эрозия висячего крыла происходит снизу. Следствием такой эрозии считают установленное по колонкам буровых скважин опускание островодужного склона.

При длительном развитии субдукционная эрозия срезает ближай­шие к глубоководному желобу элементы островной дуги или активной окраины континента, при этом от­мирающие вулканические пояса смещаются все ближе к конвергентной границе. 2й

2 механизма эрозии:

Базальная эрозия предполагает механическое воздействие погружа­ющейся плиты на нижнюю поверхность висячего крыла зоны субдук-ции (см. рис. 6.27, А). Происходит эрозия этого крыла снизу, что ведет к уменьшению его толщины и соответствующему опусканию.

Фронтальная эрозия - срезание субдуцирующей плитой переднего края висячего крыла, захват и вовлечение в субдукцию слагающих этот край пород. Она особенно заметна там, где на погружающейся плите при ее изгибе образуется расчлененный тектонический рельеф - система грабенов и горстов.

Нейтральный режим субдукции - режим, при котором субдукция не сопровождается ни аккрецией, ни тектонической эрозией, это редкое явление

34. Выявление и реконструкция древних зон субдукции.

Наличие древних зон субдукции можно определить по наличию аккреционной призмы.

Также зоны субдукции обладают специфическим вулканизмом. Важная черта магмообразования при субдукции - перемещение вещества океанской коры, в том числе ее осадочного чехла, глубоко в мантию, что придает соответствующие гео­химические особенности мантийным магмам. Кроме того, большое коли­чество воды, которое привносится при этом, коренным образом меняет условия частичного плавления перидотитов над зоной субдукции. Судя по лабораторным экспериментам, из «обводненной» мантии возможно прямое отделение не только базальтового, но и андезитового расплавов.

Над зонами субдукции – аномальные афеолиты.

Офиолиты:

Аномальность их над зонами субдукции –

Характерна осадочная формация задуговых бассейнов – с одной стороны вулканический пепел с магматического пояса а с другой – терригенные континентальные осадки с континента. Мощность пелагитовых глин здесь гораздо больше, чем в океане.

Можно оределить направление субдукции по голубосланцевым и зеленосланцевым формациям. Голубосланцевые образуются в условиях более низких температур и высоких давлений.

35. Обдукция океанической литосферы и её предполагаемые механизмы.

Нормальное взаимодействие континентальной и океанской литосфер на конвергентных границах выражается субдукцией. Только местами и на короткое время появляется такое сочетание тектонических условий, при котором океанская литосфера бывает поднята и надвинута на конти­нентальную окраину. В настоящее время этот процесс, по-видимому, нигде не про­исходит, но сравнительно недавний эпизод (конца миоцена - плиоцена) установлен на сочленении Чилийского спредингового хребта с Андской активной окраиной. К момен­ту надвигания это была сравнительно молодая, средней мощности и еще мало охлажденная литосфера с относительно низкой средней плотнос­тью и поэтому, в соответствии с изостазией, высоким гипсометрическим положением – необходимое условие обдукции.

Обдукция, как правило, сопровождается динамотермальным мета­морфическим воздействием горячих перидотитов, слагающих низы ли-тосферной пластины, на породы автохтона.

Механизмы обдукции:

Обдукция на краю океанского бассейна происходит как у актив­ных, так и у пассивных его окраин. Это модель обдукции при столкновении спредингового хребта с активной континентальной окраиной. Если хребет про­стирается приблизительно параллельно окраине, то в ходе субдукции континентальная плита перекроет ближайшее его крыло и придет в со­прикосновение с поднятым краем другого крыла, которое в результате может оказаться надвинутым. Пример – поглощение Чилийского спредингового хребта.

Обдукция при замыкании бассейнов океанского типа. Геологиче­ские условия нахождения многих обдуцированных фрагментов океан­ской литосферы вблизи глубинных офиолитовых швов Средиземно­морско-Гималайского и других складчатых поясов позволяют связать их происхождение с замыканием малых океанских бассейнов, подобных Красному морю. Если раскры­тие таких бассейнов непосредственно сменяется их сжатием, то высокий тепловой поток благоприятствует отслаиванию литосферных пластин. Высокое гипсометрическое положение молодой океан­ской литосферы и погруженные под уровень моря плечи утоненной континентальной коры на краях таких спрединговых бассейнов способ­ствуют обдукции. При полном смыкании континентального обрамления структурный шов воздымается, а на дне смежных эпиконтинентальных бассейнов появляется уклон, обеспечивающий дальнейшее гравитаци­онное перемещение обдуцированных пластин океанской литосферы, со­провождаемое формированием олистостром.

36. Области коллизии континентальной литосферы: рельеф, структура, движения, вулканизм, глубинная характеристика.

Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континенталь­ная литосфера, то относительно легкие сиалические породы не погру­жаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные структуры, утолщение коры и горообразование. При этом может проявиться внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, когда она делится на пластины, испытывающие горизонтальное смещение и дисгармоничные деформации. , на конвергентной границе вместо субдукции развивается коллизия, т. е. столкновение ли-тосферных плит - геодинамический режим, который в настоящее время проявляется главным образом вдоль Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса протяженностью в тысячи километров. Коллизия, связанные с ней движения и деформации максимальны на тех отрезках этого пояса, где южной окраине Евразии противостоят выступы континентальных плит Индостана и Аравии. В этих местах формируются пережимы (скручивания) складчатого пояса.

Грандиозное сооружение Гималаев и Тибета дает представление о бо­лее зрелой и все еще весьма активной фазе коллизионного взаимодей­ствия крупных континентальных единиц. Оно началось в палеогене 50-70 млн лет назад, когда океанская литосфера, отделявшая субкон­тинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субду-цировала. Наклон зоны субдукции предопределил южную вергентность складчатости и надвигов коллизионного этапа. Встречное движение Индостана и Евразии, скорость которого до на­чала коллизии достигала 15-20 см/год, продолжалось и в дальнейшем. Сначала (до олигоцена) оно про­исходило со скоростью около 10 см/год, позже - 5 см/год и менее, а сум­марное сближение после начала коллизии превышает 2000 км.

Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощ­ных моласс в передовых и межгорных прогибах.

Продольное перемещение горных масс коллизионного пояса. При конвергенции неоднородных по своему строению литосферных плит, со­стоящих из континентальных и океанских частей, а также там, где конти­нентальная окраина взаимодействует с несколькими разными плитами и микроплитами, наблюдаются переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции или наоборот. Примером может служить рассмотрен­ное выше продолжение Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Свойственный Среди­земноморско-Гималайскому поясу сложный структурный рисунок объясняют неправильными очертаниями и взаимным геометрическим несоответствием формиру­ющих этот пояс континентальных окраин: Евразийской, с одной сторо­ны, Африкано-Аравийской и Индостанской - с другой.

Наиболее выразительны соотношения на сочленении коллизионного Анатолийско-Кавказского и субдукционного Эгейско-Кипрского сег­ментов, поскольку интенсивное сжатие складчатого пояса перед фрон­том Аравийского индентора соседствует там с не менее интенсивным и устойчивым растяжением над зоной субдукции.

Коллизионные деформации на удалении от конвергентной гра­ницы. При благоприятных геологических условиях коллизионные деформации проявляются не только в зоне конвергентного взаимо­действия литосферных плит, но и на удалении от нее. Так, под давле­нием со стороны коллизионного орогена Альп платформенный чехол форланда был сорван по пластичным породам соленосного триаса, смещен и деформирован с образованием в 50-150 км к северо-запа­ду складчатой системы Юрских гор.

Коллапс коллизионных орогенов. В развитии коллизионных горных сооружений вслед за этапом сжатия, утолщения и изостатического поднятия земной коры закономерно следует этап ее растяжения, уто­нения и соответствующего опускания (орогенный коллапс). В Альпах, где современное растяжение проявляется сейсмоло­гически, обнаружено, что в центральных зонах орогена оно началось еще 20 млн лет назад и длительное время сосуществовало со складчато-надвиговыми деформациями сжатия на периферии горного сооружения.

Про горячие точки, в куче:

Линейность вулканических сооружений и закономерное удревнение возраста на Императорском хребте в Тихом океане привело В. Моргана (Morgan W.J.) в 1971 г. к созданию модели горячей точки (от англ. hot spot) как относительно стационарной и долгоживущей тепловой аномалии в мантии. Она является источником магм, обогащенных рассеянными элементами и питает вулканы океанических островов и внутренних частей континентов. На земной поверхности горячая точка отражена в аномально высокой вулканической активности в настоящее время или в прошлом. В идеальном случае это цепь современных и древних вулканов, возраст которых постепенно становиться более древним в одном направлении (след горячей точки, плюма), что связано с "прожиганием" движущейся литосферной плиты. Когда плита уходит от горячей точки, вулкан перестает быть активным, отмирает и вместе с плитой движется в сторону от горячей точки. Классическим примером следа горячей точки может быть цепь вулканов, которая протягивается в Тихом океане от поднятия Обручева с наложенными подводными горами, слагает Императорский хребет и трассируется до архипелага Гавайских островов с действующими вулканами (например, Мауна-Лоа). Вместе с тем, эта оригинальная идея стала применяться к любым вулканическим сооружениям в Мировом океане, что на взгляд автора настоящего пособия не является однозначно доказанным

Горячие точки и мантийные плюмы

В 1970х годах Дж. Вилсон и Дж. Морган предложили гипотезу «горячих точек» и «мантийных струй (плюмов)» . Основание - наблюдения на Гавайском и Императорском хребтах в Тихом океане. Первый из них представляет собой цепь островов с потухшими вулканами, заканчивающуюся на юго-востоке действующими вулкана­ми островов Гавайи. В начале она сочленяется с цепью подводных вулканических возвышенно­стей, известных как Императорский хребет. Таким образом, видим картину закономерной миграции во времени и в пространстве вулканических центров. Эту картину Вилсон и Морган объяснили тем, что под о. Гавайи в настоящее время действует горячая мантийная струя, которая пробивает астеносферу и литосферу и занимает стационарное положение. Тихоокеанская плита двигалась над этой горячей точкой сначала в северо-западном (Импе­раторский хребет), а затем, с 42 млн лет, в западо-северо-западном на­правлении, в то время как горячая струя ее «прошивала» и создавала все новые вулканы.

Насчитывается около 40 горячих точек в океанах и на континентах, и почти со всеми связаны проявления вулканической деятельности. Ха­рактерна щелочно-базальтовая магма, происходящая из недеплетированной мантии, что указывает на глубинное положение «корней» горя­чих точек. Если исходить из их стационарности, то можно определять не относительные, а «абсолютные» движения литосферных плит, измеряе­мые по отношению к заякоренным в мантии горячим точкам.

Также существует понятие суперплюмов, с которым связывают процессы дробления и распада суперконтинентов.

39. Но не уверен.

Различают два главных способа заложения и раскрытия рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного пред­ставления о первичности зародившегося на глубине восходящего

Зоны субдукции и их выражение в рельефе

Всего насчитывается 22 зоны субдукции. В рельефе зоны субдукции имеют асимметричное строение. Эту асимметрию предопределяет сам способ конвергентного взаимодействия литосферных плит. Линия активного контакта литосферных плит отчетливо выражается глубоководными желобами, глубина которых находится в прямой зависимости от скорости субдукции и средней плотности литосферных плит. Максимальная глубина глубоководного желоба – Марианская впадина, средняя глубина глубоководных желобов составляет около 400м, ширина не превышает 50-100км, протяженность несколько десятков тысяч километров.

Глубоководные желоба дугообразно выгнуты выпуклостью навстречу субдуцирующей плите. Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен. Субдуцирующее крыло имеет уклон 5 градусов, а висячее крыло имеет уклон 10-20градусов. На обрамлении глубоководных желобов со стороны океана располагаются пологие краевые валы, которые возвышаются над ложем океана на 200-1000м. С противоположной стороны над висячим крылом зоны субдукции параллельно глубоководному желобу протягиваются высокие хребты или подводные гряды. Если субдукция направляется непосредственно под окраину континента, то образуется береговой хребет. Там, где зона субдукции не находится на краю континента, образуются островные дуги.

Основная масса зон субдукций связана с тихоокеанским поясом современной тектонической активности. Различают два главных тектонических типа зон субдукции:

1) окраинно-материковый (андский);

2) океанский тип (мореанский).

Окраинно-материковый тип формируется там, где океанская литосфера субдуцирует под континент. Данный тип субдукции делится на три тектонотипа: андский, зондский и японский.

Андская зона субдукции является самой протяженной (порядка 8 тыс. км), для нее характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле.

В субдукции зон андского типа последовательно выделяют краевой вал (1), глубоководный желоб (2), береговой уступ (3), преддуговой (фронтальный) прогиб (4), островная дуга (5), тыловая система (6).

Краевой вал (1), глубоководный желоб (2), береговой уступ (3), пруддуговой прогиб (4), вулканическая островная дуга (5), горообразовательные процессы (6).

Зондский тип зон субдукции отличается от андского отсутствием напряжений, что делает возможным утончение континентальной коры. В зондском типе под континентальную кору субдуцирует более древняя океанская коры и угол ухода океанской коры больше, чем в андском типе.

Японский тип зон субдукции отличается от остальных типов наличием краевого морского бассейна с новообразованной корой океанского и субокеанского типа. Этот тип субдукции перекрыт морем. В перекрытых морем окраинно-материковых зонах (зондский тип и японский тип) сохраняется та же последовательность структурных элементов, однако все они, за исключением краевого вала и глубоководного желоба немногожко отличаются от андских элементов и поэтому обозначаются другими названиями. Начиная от глубоководного желоба идут невулканическая островная дуга, преддуговой прогиб, вулканическая островная дуга и задуговой прогиб (окраинное море).

Мореанский тип субдукции формируется при взаимодействии двух участков океанской литосферы. При образовании зоны субдукции данного типа более древняя океанская литосфера субдуцирует под более молодую океанскую литосферу. В результате на краю молодой океанской литосферы образуется n-симматическая островная дуга.

Краевой вал (1), глубоководный желоб (2), невулканическая островная дуга (3), прогиб (4), вулканическая островная дуга (5), тыловая система деформаций (6), остаточные островные дуги (7), отмирающий междуговой бассейн (8).

Совсем по-другому протекают процессы там, где на конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная листосфера. Она включается в себя мощную и низкоплотную земную кору, поэтому дивергенция развивается в этих местах как столкновение литосферных плит, сопровождающихся расслаиванием и сложной деформацией в верхней части литосферы. Некоторые ученые рассматривают данный вид взаимодействия как особый тип субдукции. Данный тип субдукции называют альпинотипным типом субдукции или асубдукцией.

Асубдукция развивается в тылу окраинно-материковых сооружений, где субдуцирующаяся со стороны океана литосфера способна оказать давление на континент, в результате которой порождаются взбросы, надвиги, которые направлены от океанов.

Международная группа сейсмологов изучила зону субдукции возле островов Шумагина у берегов Аляски, в которой Тихоокеанская плита погружается под Северо-Американскую континентальную плиту. Ученые обнаружили крутой сброс, отходящий от меганадвига зоны субдукции в тело континентальной плиты. Строение этой зоны похоже на строение сейсмической зоны Тохоку у берегов Японии, где в марте 2011 года произошло мощное подводное землетрясение, вызвавшее разрушительное цунами. До этого зона Тохоку считалась безопасной с точки зрения цунами. Эта работа указывает на то, что подобные цунамигенные структуры в зонах субдукции могут встречаться вдоль всех , поэтому требуются целенаправленные усилия по их выявлению.

Международная группа ученых-геофизиков под руководством сейсмолога Анн Бесель (Anne Bécel) из Обсерватории Земли Ламонт-Доэрти Колумбийского университета опубликовала результаты изучения геологического строения побережья Аляски в районе островов Шумагина - группы островов в восточной части Алеутской гряды , расположенных в 1000 км к юго-западу от Анкориджа. Район относится к так называемой сейсмической зоне Шумагина, считавшейся до этого исследования относительно безопасной с точки зрения вероятности возникновения цунами .

Геофизические исследования проводились при помощи сейсмоакустического метода отраженных волн . Сейсмоакустические методы основаны на изучении скорости распространения звуковых волн от источника возбуждения до сейсмоприемников . В исследовании, о котором идет речь в обсуждаемой статье, источником возбуждения волн была сейсмическая станция , установленная на борту специализированного сейсмологического судна Marcus G. Langseth , а приемные датчики находились на концах 8-километровых кабелей, называемых косами или стримерами (streamer), буксируемых в толще воды вслед за судном.

Сейсмоакустика - основной метод изучения внутреннего строения океанической коры . В однородной среде скорость распространения акустических волн постоянна, но она меняется скачкообразно на границах разнородных сред. Анализируя скорости возвращения отраженных волн (акустическое эхо), можно построить пространственные модели земной коры и определить местоположение отражающих границ. В ходе исследования на основе анализа времени возвращения и степени рассеивания акустического сигнала строились как батиметрические карты поверхности дна, так и разрезы внутреннего строения зоны.

Большинство подводных землетрясений, в том числе цунамигенных (приводящих к возникновению цунами), происходит вдоль активных континентальных окраин , где в зонах субдукции океанические плиты погружаются под континентальные. Если движение плит происходит медленно и равномерно, не сопровождаясь резкими подвижками, риск возникновения цунами минимален. А вот там, где плиты неравномерно проскальзывают друг по другу и периодически происходит их «блокирование», нижняя океаническая плита начинает «утаскивать» верхнюю континентальную плиту или ее отколовшиеся фрагменты за собой. В зоне «блокирования» при этом нарастает напряжение, при достижении критических значений которого происходит срыв: верхняя плита или отколовшиеся от нее краевые блоки высвобождаются вверх, вызывая подъем водных масс (и, как следствие, цунами).

До 2011 года критерий равномерности/неравномерности движения плит в зонах сейсмически активных континентальных окраин и был главным критерием их разделения на цунамигенные и безопасные с точки зрения возникновения цунами. Но в марте 2011 года у берегов Японии, в сейсмической зоне Тохоку , считавшейся до этого нецунамигенной, произошло мощное подводное землетрясение , породившее цунами, в результате которого погибло и пропало без вести больше 18 тысяч человек и были разрушены три ядерных реактора на АЭС Фукусима. Произошедшее было неожиданностью, потому что в зоне Тохоку океаническая плита двигается равномерно, а накапливающиеся напряжения разряжаются в виде частых землетрясений небольшой магнитуды . Но оказалось, что такое поведение плиты не гарантирует безопасности. Тектонические подвижки, вызвавшие цунами, произошли здесь не по плоскости главного меганадвига зоны субдукции, как обычно бывает при цунамигенных землетрясениях, а по разлому-сбросу, отходящему от него.

Японская катастрофа 2011 года заставила ученых скорректировать свои представления о критериях цунамигенности. На примере зоны Тохоку были описаны черты строения потенциально цунамигенных зон, в которых тектонические подвижки, вызывающие образование цунами, могут происходить не по главному меганадвигу (см. Megathrust), являющемуся границей между пододвигающейся океанической плитой и надвигающейся на нее континентальной, а по крутому разлому-сбросу , отходящему от меганадвига вверх (T. Tsuji et al., 2011. Potential tsunamigenic faults of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake). Перед научным сообществом встала задача выявления в пределах активных континентальных окраин потенциально цунамигенных зон подобного типа, среди тех, что ранее считались безопасными.

Группа под руководством Анн Бесель, изучив внутреннее строение сейсмической зоны Шумагина, расположенной на активной континентальной окраине, обнаружила здесь все три характерные особенности строения таких потенциально цунамигенных зон: 1) поверхность соприкосновения океанической и континентальной плит неровная (гетерогенная); 2) во фронтальной зоне надвигающейся континентальной плиты формируется клиновидная аккреционная призма , сложенная деформированными осадочными отложениями , собранными в сложные складки ; 3) фронтальная клиновидная призма отделена от основной части континентальной плиты скошенным в сторону континента разломом-сбросом, уходящим корнями к границе между континентальной и океанической плитами (главному меганадвигу зоны субдукции). Последний пункт самый важный.

На сейсмоакустических разрезах и батиметрических картах обнаруженная сбросовая структура выглядит как пятиметровый уступ (рис. 2), расположенный в 75 км от глубоководного желоба вверх по континентальному склону , а сам разлом , пересекающий все, даже самые молодые отложения, тянется параллельно берегу Аляски примерно на 150 км, уходя на глубину 30 км, отделяя от основной континентальной плиты клиновидный фрагмент, расположенный во фронтальной части плиты между ней и погружающейся океанической плитой. При любых, даже небольших подвижках по обнаруженному сбросу этот фрагмент может быть выдавлен вверх, что вызовет резкий подъем морского дна и образование цунами.

На разрезе (рис. 2, а) видно, что эпицентры большинства мелких землетрясений приурочены к месту сочленения сброса с плоскостью меганадвига на глубине примерно 35 км от поверхности. Это, по мнению авторов, указывает на то, что сбросовая структура является активной и в ее основании постоянно происходят подвижки. Возможно, именно с такой тектонической подвижкой было связано и единственное документально зафиксированное породившее цунами землетрясение в зоне Шумагина, произошедшее в 1788 году и описанное в хрониках первых русских переселенцев на Аляске. Высота волны тогда достигала десяти метров.

Конфигурация сброса, которую авторам удалось выявить при многоканальной сейсмической записи отраженных волн, указывает на то, что это нормальный сброс - разлом, у которого поверхность смещения наклонена в сторону опущенного блока, в данном случае - в сторону континента. Угол этого наклона составляет 40–45°. Подвижки по такому сбросу могут происходить как с вертикальной составляющей в процессе движения плит, так и с горизонтальной - при поперечных движениях вдоль самого разлома. Спровоцировать подвижки могут и землетрясения в соседней с зоной Шумагина сейсмической зоне Семиди , где, по наблюдениям, разрядки тектонических напряжений происходят каждые 50–70 лет.

Исследование показало, что такие структуры, как нормальные сбросы во фронтальной части надвигающейся континентальной плиты, могут присутствовать и в других сейсмических зонах активных континентальных окраин, помимо зоны Тохоку. По мнению авторов, сейчас, когда стало ясно, что такие структуры могут быть цунамигенными, необходимо по возможности провести дополнительные исследования и в других сейсмических окраинных зонах, считавшихся ранее безопасными.

Что касается оценки цумигенного потенциала сброса, выявленной в зоне Шумагина, авторы считают, что смещения по нему могут, в зависимости от динамики развития этой структуры, вызвать как локальное цунами, так и волну транстихоокеанского масштаба.