Глубинные надвиги и поддвиги
Под этим названием понимаются такие сдвигающие тектонические нарушения, которые затрагивают не только земную кору, но и подстилающие её породы верхней мантии. Существование глубинных надвигов доказывается полевыми геологосъёмочными работами. В составе геосинклинальных складчатых сооружений континентов довольно широко распространены альпинотипные гипербазиты — офиолиты и офиолитовые меланжи, в которых офиолиты и сопутствующие им габброиды, диабазы, кремнистые и другие породы раздроблены, перемяты и перемешаны. А. В. Пейве (1969), детально изучавший их в Альпийско-Гималайском поясе, на Урале и в других районах, отмечает, что офиолиты и сопровождающие их образования состоят из одних и тех же удивительно выдержанных горнопородных комплексов, которые по многим признакам являются аналогами современной коры океанов.
В основании этих комплексов повсеместно располагаются гипербазиты, преимущественно перидотиты и гарцбургиты с телами дунитов и хромитов. Выше лежат обычно сильно серпентинизированные гипербазиты с меньшим количеством залежей хромитов и дунитов. Ещё более высокое положение занимают габброиды. Мощность габбро-гипербазитовых образований составляет 3–5 км. Они предположительно отвечают нижнему слою океанической коры и подстилающим породам верхней мантии. Выше перидотитов и габбро располагаются формации диабазов и спилитов, которые вверх обычно сменяются порфиритами и яшмами. Максимальная мощность этой формации, соответствующей второму слою океанической коры, достигает 5 км. Разрез заканчивается осадочно-вул-каногенной формацией мощностью около 1 км. Это аналог верхнего слоя коры океанов. Здесь главное значение имеют красно-бурые и розовые радиоляриты, разноцветные кремнисто-глинистые туфогенные сланцы и розовые, реже тёмные плитчатые известняки с радиоляритами. Офиолиты и меланж всюду имеют тектонические контакты с вмещающими породами. Они выдавливаются к поверхности по глубинным разломам (сбросам, сдвигам) и залегают в виде протрузий. Чаще всего они образуют огромные тектонические чешуи вдоль крупнейших надвигов и шарьяжей, средние амплитуды которых, например, в Альпийско-Гималайском поясе достигают 200 км.
Известно много районов на земном шаре, где тонкая океаническая кора в виде мощной шарьяжной пластины лежит на поверхности коры континентального типа. Это наблюдается на Урале, Кипре, в Новой Каледонии, Новой Гвинее, Омане. К примеру, в Новой Гвинее надвиг имеет протяжённость более 400 км и ширину до 40 км (рис. 86).
Предполагается, что при образовании глубинных надвигов в аллохтонное состояние переводится не вся океаническая литосфера, а только её верхняя коровая часть. Подкоровая часть литосферы погружается в более глубокие слои мантии. В процессе такого образования глубинных надвигов океаническая литосфера как бы расщепляется на две пластины: верхнюю и нижнюю. Это своеобразный способ образования надвигов. Поэтому он получил особое наименование. По предложению Р. Колмана (Coleman, 1971), его стали называть обдукцией.
Представление о глубинных поддвигах сформировалось исключительно на геофизических данных, причём преимущественно на данных сейсмологии. Поэтому понятие поддвиг распространяется лишь на те структуры, которые сохраняют свою сейсмическую активность до настоящего времени.
Пространственно глубинные поддвиги совмещаются с сейсмофокальными зонами Беньофа—Заварицкого. Поддвиги фиксируются главным образом в океанических областях. На востоке Тихого океана они фиксируют границу океана с континентом. Во всех других регионах (Западно-Тихоокеанский геосинклинальный пояс, Антильско-Карибская, Южно-Антильская области и Средиземноморье) они располагаются в зонах сочленения океанической коры с активными островными дугами. Во всех этих регионах поддвигаемым элементом является край океанической литосферной плиты. Нависающее, обычно надвигающееся крыло образует нормальная или зарождающаяся континентальная кора. Это обусловлено относительно большей плотностью и, следовательно, меньшей плавучестью океанической литосферы. Единственным более или менее достоверным примером поддвигания континентальной коры является поддвиг Индостанской жёсткой глыбы под Тибетско-Гималайскую плиту. Здесь сталкиваются две плиты с примерно равными плотностями и плавучестью. Примеры поддвигания континентальной коры под океаническую литосферу пока не известны. Вероятно, такое явление противоестественно.
Правомерность интерпретации сейсмофокальных зон Беньофа—Заварицкого в качестве глубинных поддвигов доказывается разными фактами (Кулон, 1973; Зоненшайн, Савостин, 1979; Уеда, 1970 и мн. др.). Главные из них следующие.
1. Сейсмофокальные зоны прослеживаются от земной поверхности до глубин 500–700 км. В этом интервале они пересекают верхнемантийную астеносферу, вещество которой находится в высокопластичном, частично расплавленном состоянии и поэтому не способно накапливать упругие напряжения. Следовательно, зоны совмещены с жёсткими пластинами, которыми являются, вероятнее всего, отклонённые вниз края океанической литосферы. Толщина этих пластин и добротность (прочность) материала, из которого они построены, по расчётам Б. Айзекса, Дж. Оливера, Л. Р. Сайкса (Isacks, Oliver, Sykes, 1968), точно такие же, как у океанической литосферы.
2. Там, где зоны Беньофа—Заварицкого подходят к земной поверхности, во всех без исключения случаях наблюдаются глубоководные желоба, т. е. наблюдается резкое отклонение океанической литосферы вниз от её нормального положения и её погружение в сторону островной дуги или континента. Важно отметить, что в этих местах отклоняющаяся литосфера и верхняя часть сейсмофокальной зоны совмещаются друг с другом в разрезе.
3. В гравитационном поле под глубоководными желобами регистрируется недостаток, а под смежными островными дугами или краем континента — примерно равновеликий избыток масс. Это может означать, что океаническая литосферная плита задвинута под край континентальной литосферы. Из-за тяжести континентального «груза» океаническая плита не может всплыть, а континентальная плита из-за того, что под ней располагается сравнительно лёгкая масса, не может погрузиться до изостатической нормы.
4. Тепловой поток в глубоководных желобах и прилегающих к ним подводных склонах геоантиклиналей характеризуется пониженными значениями — до 0.8–0.9 мкал/ (см2*с). Во внутренних частях геоантиклиналей и в котловинах окраинных морей тепловой поток повышенный — до 2.0 мкал/(см2*с). Это объясняется тем, что пододвинутая под островную дугу или континент литосферная плита, особенно её верхняя часть, оказывается переохлаждённой по сравнению с верхней мантией и потому снижает тепловой поток. В более глубоких горизонтах она подвергается дегидратации и плавлению и тем самым становится причиной повышения теплового потока.
5. Островные дуги и континентальные окраины, располагающиеся над зонами Беньофа—Заварицкого, характеризуются преимущественно андезитовым вулканизмом. Андезитовые расплавы поступают с глубин 60–150 км, т. е. из верхней мантии. Однако мантия способна рождать только базальтовую магму. Андезитовая же магма может выплавляться только из смеси пород, подобных первому и второму слоям океанической коры. Поэтому естественно считать, что под областями андезитового вулканизма располагаются поддвинутые плиты океанической литосферы.
6. Гипоцентры глубокофокусных землетрясений обычно размещаются под котловинами окраинных морей. Замечено (Уеда, 1980), сотрясения земной поверхности, связанные с глубинными очагами, на ближней стороне островной дуги оказываются менее интенсивными, чем на удалённой, прилегающей к жёлобу. Японские учёные объясняют это так. К дальней стороне дуги волны идут по восстанию жёсткой литосферной плиты, внутри которой очаги и располагаются, а к ближней — через размягчённую астеносферу, поглощающую энергию сейсмических волн.
Первоначально предполагалось, что сейсмофокальные зоны Беньофа—Заварицкого приурочены к простым сколам литосферы, находящейся в обстановке её продольного сжатия. Однако при детальном изучении механизмов возбуждения землетрясений выяснилось (Isacks, Molnar, 1969), что очаги землетрясений концентрируются не на контакте поддвигаемой и нависающей плит, а внутри поддвигающейся) плиты. Причём в разных частях поддвинутой ( пластины они имеют разную природу. В верхней части поддвигаемых пластин, примерно до глубин 50–250 км, преобладают напряжения растяжения (рис. 87), ориентированные по падению плиты. Это свидетельствует об ускоренном движении поддвигаемой плиты при её погружении: она растягивается под тяжестью собственной головной части. Ниже глубин 300 км преобладают напряжения сжатия с той же ориентировкой. Это связано, по-видимому, с ростом прочности мантии ниже астеносферы и обусловленным этим замедлением погружающихся масс. Иногда погружающаяся пластина оказывается разбитой на части. Её нижняя часть как бы отрывается от верхней, что также связано с ускоренным движением пластины при её погружении. Причиной такого ускорения, видимо, является утяжеление погружающихся пластин вследствие их эклогитизации и освобождения от лёгкого корового материала: от воды, базальтов и осадочного вещества, которые на глубинах 60–150 км отделяются и в виде паров, расплавов, газов перемещаются к земной поверхности.
Таким образом, видно, что глубинные поддвиги образуются, по-видимому, не задавливанием одной литосферной плиты под другую, а погружением внешнего края океанической плиты в мантию в результате её утяжеления. Океаническая литосфера как бы сползает (стекает) в мантию. Поэтому процесс образования океанических поддвигов по предложению А Амштуца (Amstutz, 1951) принято называть субдукцией.
Если глубинный поддвиг не задавливание, а гравитационное погружение океанической литосферы, то естественно возникает вопрос — почему литосферные плиты погружаются не вертикально, а наклонно? В современной теории «тектоники плит» этот вопрос не получил достаточно убедительного ответа. Имеются разные предположения. Нам представляется наиболее правильным связывать это явление с тем, что зоны субдукции не «заякорены», как думают Л. П. Зоненшайн и Л. А. Савостин (1979), а, наоборот, свободны и постоянно смещаются в направлении своего тыла, т. е. во внутрь океана. В этих условиях более глубоко погрузившиеся участки субдуцирующих плит неизбежно отстают от слабо погрузившихся участков и поэтому оказываются пододвинутыми под островные дуги, окраинные моря или окраины континентов.
В основании этих комплексов повсеместно располагаются гипербазиты, преимущественно перидотиты и гарцбургиты с телами дунитов и хромитов. Выше лежат обычно сильно серпентинизированные гипербазиты с меньшим количеством залежей хромитов и дунитов. Ещё более высокое положение занимают габброиды. Мощность габбро-гипербазитовых образований составляет 3–5 км. Они предположительно отвечают нижнему слою океанической коры и подстилающим породам верхней мантии. Выше перидотитов и габбро располагаются формации диабазов и спилитов, которые вверх обычно сменяются порфиритами и яшмами. Максимальная мощность этой формации, соответствующей второму слою океанической коры, достигает 5 км. Разрез заканчивается осадочно-вул-каногенной формацией мощностью около 1 км. Это аналог верхнего слоя коры океанов. Здесь главное значение имеют красно-бурые и розовые радиоляриты, разноцветные кремнисто-глинистые туфогенные сланцы и розовые, реже тёмные плитчатые известняки с радиоляритами. Офиолиты и меланж всюду имеют тектонические контакты с вмещающими породами. Они выдавливаются к поверхности по глубинным разломам (сбросам, сдвигам) и залегают в виде протрузий. Чаще всего они образуют огромные тектонические чешуи вдоль крупнейших надвигов и шарьяжей, средние амплитуды которых, например, в Альпийско-Гималайском поясе достигают 200 км.
Известно много районов на земном шаре, где тонкая океаническая кора в виде мощной шарьяжной пластины лежит на поверхности коры континентального типа. Это наблюдается на Урале, Кипре, в Новой Каледонии, Новой Гвинее, Омане. К примеру, в Новой Гвинее надвиг имеет протяжённость более 400 км и ширину до 40 км (рис. 86).
Рисунок 86. Разрез надвига Папуа
(Пейве, 1969, по X. Девису, 1968).
Предполагается, что при образовании глубинных надвигов в аллохтонное состояние переводится не вся океаническая литосфера, а только её верхняя коровая часть. Подкоровая часть литосферы погружается в более глубокие слои мантии. В процессе такого образования глубинных надвигов океаническая литосфера как бы расщепляется на две пластины: верхнюю и нижнюю. Это своеобразный способ образования надвигов. Поэтому он получил особое наименование. По предложению Р. Колмана (Coleman, 1971), его стали называть обдукцией.
Представление о глубинных поддвигах сформировалось исключительно на геофизических данных, причём преимущественно на данных сейсмологии. Поэтому понятие поддвиг распространяется лишь на те структуры, которые сохраняют свою сейсмическую активность до настоящего времени.
Пространственно глубинные поддвиги совмещаются с сейсмофокальными зонами Беньофа—Заварицкого. Поддвиги фиксируются главным образом в океанических областях. На востоке Тихого океана они фиксируют границу океана с континентом. Во всех других регионах (Западно-Тихоокеанский геосинклинальный пояс, Антильско-Карибская, Южно-Антильская области и Средиземноморье) они располагаются в зонах сочленения океанической коры с активными островными дугами. Во всех этих регионах поддвигаемым элементом является край океанической литосферной плиты. Нависающее, обычно надвигающееся крыло образует нормальная или зарождающаяся континентальная кора. Это обусловлено относительно большей плотностью и, следовательно, меньшей плавучестью океанической литосферы. Единственным более или менее достоверным примером поддвигания континентальной коры является поддвиг Индостанской жёсткой глыбы под Тибетско-Гималайскую плиту. Здесь сталкиваются две плиты с примерно равными плотностями и плавучестью. Примеры поддвигания континентальной коры под океаническую литосферу пока не известны. Вероятно, такое явление противоестественно.
Правомерность интерпретации сейсмофокальных зон Беньофа—Заварицкого в качестве глубинных поддвигов доказывается разными фактами (Кулон, 1973; Зоненшайн, Савостин, 1979; Уеда, 1970 и мн. др.). Главные из них следующие.
1. Сейсмофокальные зоны прослеживаются от земной поверхности до глубин 500–700 км. В этом интервале они пересекают верхнемантийную астеносферу, вещество которой находится в высокопластичном, частично расплавленном состоянии и поэтому не способно накапливать упругие напряжения. Следовательно, зоны совмещены с жёсткими пластинами, которыми являются, вероятнее всего, отклонённые вниз края океанической литосферы. Толщина этих пластин и добротность (прочность) материала, из которого они построены, по расчётам Б. Айзекса, Дж. Оливера, Л. Р. Сайкса (Isacks, Oliver, Sykes, 1968), точно такие же, как у океанической литосферы.
2. Там, где зоны Беньофа—Заварицкого подходят к земной поверхности, во всех без исключения случаях наблюдаются глубоководные желоба, т. е. наблюдается резкое отклонение океанической литосферы вниз от её нормального положения и её погружение в сторону островной дуги или континента. Важно отметить, что в этих местах отклоняющаяся литосфера и верхняя часть сейсмофокальной зоны совмещаются друг с другом в разрезе.
3. В гравитационном поле под глубоководными желобами регистрируется недостаток, а под смежными островными дугами или краем континента — примерно равновеликий избыток масс. Это может означать, что океаническая литосферная плита задвинута под край континентальной литосферы. Из-за тяжести континентального «груза» океаническая плита не может всплыть, а континентальная плита из-за того, что под ней располагается сравнительно лёгкая масса, не может погрузиться до изостатической нормы.
4. Тепловой поток в глубоководных желобах и прилегающих к ним подводных склонах геоантиклиналей характеризуется пониженными значениями — до 0.8–0.9 мкал/ (см2*с). Во внутренних частях геоантиклиналей и в котловинах окраинных морей тепловой поток повышенный — до 2.0 мкал/(см2*с). Это объясняется тем, что пододвинутая под островную дугу или континент литосферная плита, особенно её верхняя часть, оказывается переохлаждённой по сравнению с верхней мантией и потому снижает тепловой поток. В более глубоких горизонтах она подвергается дегидратации и плавлению и тем самым становится причиной повышения теплового потока.
5. Островные дуги и континентальные окраины, располагающиеся над зонами Беньофа—Заварицкого, характеризуются преимущественно андезитовым вулканизмом. Андезитовые расплавы поступают с глубин 60–150 км, т. е. из верхней мантии. Однако мантия способна рождать только базальтовую магму. Андезитовая же магма может выплавляться только из смеси пород, подобных первому и второму слоям океанической коры. Поэтому естественно считать, что под областями андезитового вулканизма располагаются поддвинутые плиты океанической литосферы.
6. Гипоцентры глубокофокусных землетрясений обычно размещаются под котловинами окраинных морей. Замечено (Уеда, 1980), сотрясения земной поверхности, связанные с глубинными очагами, на ближней стороне островной дуги оказываются менее интенсивными, чем на удалённой, прилегающей к жёлобу. Японские учёные объясняют это так. К дальней стороне дуги волны идут по восстанию жёсткой литосферной плиты, внутри которой очаги и располагаются, а к ближней — через размягчённую астеносферу, поглощающую энергию сейсмических волн.
Первоначально предполагалось, что сейсмофокальные зоны Беньофа—Заварицкого приурочены к простым сколам литосферы, находящейся в обстановке её продольного сжатия. Однако при детальном изучении механизмов возбуждения землетрясений выяснилось (Isacks, Molnar, 1969), что очаги землетрясений концентрируются не на контакте поддвигаемой и нависающей плит, а внутри поддвигающейся) плиты. Причём в разных частях поддвинутой ( пластины они имеют разную природу. В верхней части поддвигаемых пластин, примерно до глубин 50–250 км, преобладают напряжения растяжения (рис. 87), ориентированные по падению плиты. Это свидетельствует об ускоренном движении поддвигаемой плиты при её погружении: она растягивается под тяжестью собственной головной части. Ниже глубин 300 км преобладают напряжения сжатия с той же ориентировкой. Это связано, по-видимому, с ростом прочности мантии ниже астеносферы и обусловленным этим замедлением погружающихся масс. Иногда погружающаяся пластина оказывается разбитой на части. Её нижняя часть как бы отрывается от верхней, что также связано с ускоренным движением пластины при её погружении. Причиной такого ускорения, видимо, является утяжеление погружающихся пластин вследствие их эклогитизации и освобождения от лёгкого корового материала: от воды, базальтов и осадочного вещества, которые на глубинах 60–150 км отделяются и в виде паров, расплавов, газов перемещаются к земной поверхности.
Рисунок 87. Схема распределения напряжений в погружающихся пластинах литосферы
(Isacks, Molnar, 1969). I — типы напряжений, ориентированных по падению сейсмофокальных зон, в различных регионах мира; 1 — расточение; 2 — сжатие; 3 — случаи, когда тип напряжений и их ориентировка не соответствуют ни растяжению, ни сжатию; 4 — напряжения, ориентировка которых определена с малой точностью; II — схемы возможного распределения напряжений в пластинах, свободно погружающихся в астеносферу (а), упирающихся в её днище (б и в). На схеме г показана пластина с оторвавшимся от неё куском.
Таким образом, видно, что глубинные поддвиги образуются, по-видимому, не задавливанием одной литосферной плиты под другую, а погружением внешнего края океанической плиты в мантию в результате её утяжеления. Океаническая литосфера как бы сползает (стекает) в мантию. Поэтому процесс образования океанических поддвигов по предложению А Амштуца (Amstutz, 1951) принято называть субдукцией.
Если глубинный поддвиг не задавливание, а гравитационное погружение океанической литосферы, то естественно возникает вопрос — почему литосферные плиты погружаются не вертикально, а наклонно? В современной теории «тектоники плит» этот вопрос не получил достаточно убедительного ответа. Имеются разные предположения. Нам представляется наиболее правильным связывать это явление с тем, что зоны субдукции не «заякорены», как думают Л. П. Зоненшайн и Л. А. Савостин (1979), а, наоборот, свободны и постоянно смещаются в направлении своего тыла, т. е. во внутрь океана. В этих условиях более глубоко погрузившиеся участки субдуцирующих плит неизбежно отстают от слабо погрузившихся участков и поэтому оказываются пододвинутыми под островные дуги, окраинные моря или окраины континентов.
Информация:
— Следующая статья | В. А. Дедеев, П. К. Куликов: «Происхождение структур земной коры»