В. Н. Пучков

Институт Геологии УНЦ РАН, г. Уфа, puchkv@anrb.ru

 

 

1. Зоны субдукции (зоны Заварицкого-Вадати-Беньофа) и отвечающие им на земной поверхности системы островных дуг, глубоководных желобов и активных континентальных окраин представляют собой важнейшие активные конвергентные структуры, исторически и пространственно связанные с зонами коллизии. Вместе с комплементарными им дивергентными системами океанического спрединга, выраженными в виде системы срединно-океанических хребтов (СОХ), они образуют активные границы литосферных плит. Зоны субдукции отвечают нисходящим ветвям системы термохимической мантийной конвекции и возникают вследствие погружения в мантию тяжелых (по сравнению с астеносферой) краев литосферных плит. Особенности функционирования этих зон определяются нарушениями гравитационного равновесия в верхней мантии как вследствие остывания ее верхних слоев (литосферы), так и вследствие фазовых переходов в ней и дифференциации ее вещества путем частичного плавления и последующей транспортировки продуктов плавления в земную кору.

2. Морфологические элементы зон субдукции. Надсубдукционная (надвигаемая) плита (overriding plate), представленная двумя крайними типами: чилийским, т.е. активной континентальной окраиной и вулкано-плутоническим поясом, обычно с желобом (trench) по океанической стороне и аккреционной призмой – по континентальной, и марианским, т. е. островной дугой и сопутствующими ей элементами, и прежде всего, вулканической дугой; со внешней стороны дуги находится преддуговой склон (forearc); здесь иногда могут быть преддуговой бассейн и аккреционная призма, и обычно – глубоководный желоб; в тылу дуги находится задуговой бассейн (back-arc basin).
Блок мантии, расположенный под надвигаемой плитой, всегда имеет треугольную форму в поперечном сечении и называется мантийным клином (mantle wedge).

Субдуцируемая (пододвигаемая) плита (subducted plate or slab), или просто слэб, – литосферная пластина, состоящая из мантии, кристаллической коры и осадков. Слэб может иметь нарушения сплошности (окна, зияния). Важным элементом слэба является перегиб (hinge) – место, где кончается океаническая сторона желоба и наклонный слэб переходит в приближающуюся к зоне субдукции горизонтальную часть плиты. Обычно принималось, что слэбы могут прослеживаться до глубины 600 км – до границы верхней и нижней мантии, определяемой фазовым переходом. Именно до этой максимальной глубины они следились по очагам сопровождающих их глубокофокусных
землетрясений. Однако томографические исследования [11] показали, что зона фазового перехода является для них проницаемой: хотя в ряде случаев нисходящее движение слэбов затормаживается или даже канализируется в горизонтальном направлении вдоль 600-км границы,
еще чаще слэб проникает на значительно большие глубины, нередко отчетливо фиксируясь на 1700 и более км, и даже в исключительных случаях достигая границы ядра (слэб Фараллон, по C. Гранду)

3. В качестве главной движущей силы субдукции нередко указывается не конвекция сама по себе, а разница (1–2 %) в удельном весе литосферы и астеносферы [12]. Толщина, а следовательно тяговая сила слэба (slab pull) океанической литосферы – практически линейная функция возраста. Вероятно, именно по этой причине при субдукции молодой коры возникают пологие зоны чилийского, а древней – крутые марианского типа. Исключений из этого правила практически нет. Тем не менее, избежать привлечения дополнительной силы (нисходящей ветви конвективного потока?), затягивающей литосферу в зону субдукции, не удается, так как молодая (0-30 млн лет) литосфера недостаточно тяжела, чтобы начать самостоятельно погружаться [12].

Попав в зону субдукции, слэб испытывает утяжеление за счет фазовых превращений, сопровождаемых сильнейшей дегидратацией.

4. По современным представлениям, главный источник вулканизма находится не в слэбе (как можно было прочесть в ранних работах А.Е. Рингвуда), а в надсубдукционном клине. Плавление кристаллической части слэба может иметь место, но это редкое явление, связанное с обычно достаточно высокой температурой молодого слэба, и оно дает легко различимые продукты: адакиты [4] и возможно – ТТГ серии [5]. Участие осадков в плавлении доказывается присутствием в некоторых лавах короткоживущего атмосферного изотопа ¹⁰Ве и сравнением содержания флюид-мобильных элементов (K, Sr, Ba) в субдуцируемых осадках среднего состава (GLOSS) и в надсубдукционных вулканитах. Но все-таки главным процессом, ответственным за надсубдукционный вулканизм, является частичное плавление в надсубдукционном клине под действием воды, выделившейся при метаморфизме слэба. Присутствие воды может понизить солидус мантии на 200°. Предполагаемая “вынужденная конвекция” астеносферы в мантийном клине обеспечивает приток тепла и менее истощенной мантии [12].

5. Надсубдукционные вулканиты отличаются по спектру малых элементов: степень их некогерентности отчетливо выражается на спайдеграммах с нормированием по N-MORB. Вулканиты обогащены щелочами и крупноионными литофилами (LILs), которые легко транспортируются водными флюидами, и обеднены высокозарядными (HFSE) – особенно характерны минимумы Ta и Nb. Это позволяет опознавать их среди древних вулканитов [12].

6. Накопление и разрастание земной коры в зоне субдукции происходит не только в результате магматизма, но и путем накопления аккреционного комплекса (аккреционной призмы). Однако возможен и обратный процесс – тектонической эрозии преддуговой зоны: эффект рашпиля (rasping) [12].

7. Вопрос о том, как происходит заложение зоны субдукции, слабо разработан. R. Stern [13] различает два типа обстановок, в которых происходит заложение зон субдукции. Случай вынужденного заложения связан с заклиниванием зоны (см. ниже, п. 9) и либо перескоком ее на совершенно новое место (зарождающаяся дуга Муссау), либо c изменением полярности, в условиях продолжающегося регионального сжатия (Соломоновы острова). В случае же спонтанного заложения, вероятнее всего на трансформном разломе [10], когда сходятся легкая молодая и тяжелая старая плиты, одновременно с началом погружения тяжелой старой плиты начинается процесс спрединга в месте, который затем становится преддуговой зоной. Спрединг связан с поднятием мантийного диапира, который занимает место, освобожденное погружающимся слэбом (Идзу-Бонин-Марианская и Тонга-Кермадек). В то же время Gurnis et al. [7], производя числовое моделирование процесса, исходили из того, что во всех случаях начало субдукции – вынужденное, происходило в условиях сжатия и коробления надсубдукционной плиты (включая преддуговые зоны обеих дуг, о чем говорят поднятия, запечатленные в размывах и конгломератах). Однако и эти авторы дают два сценария для заложения зон субдукции: один с непрерывной конвергенцией в условиях постоянного сжатия и второй – с диапиром и растяжением вслед за начальным сжатием.

Рассмотренные модели для двух последних из упомянутых дуг предусматривают образование офиолитов в зонах зарождающейся субдукции в условиях локального растяжения (медленного спрединга) и привноса значительных количеств водного флюида (последнее нехарактерно для СОХ). Отличия их от офиолитов СОХ заключаются в “островодужной” геохимии базальтов, наличии бонинитов, преобладании пироксенитов над тоналитами и большей деплетированности перидотитов, которая выражается по И. Паркинсону и др. в высокой хромистости шпинелей.

8. Образование задуговых бассейнов происходит несколькими путями: отгораживанием, как Филиппинская котловина, пулл-апартовым способом, как Андаманское море [8] или рифтово-спрединговым механизмом, как Японское море. Для последнего из механизмов предложен целый ряд моделей, но наиболее перспективной кажется возможность связать задуговое растяжение с отступанием перегиба слэба (trench roll back) и с увеличением угла наклона зоны субдукции вследствие утяжеления слэба и уменьшения скорости субдукции [2, стр. 170]. Внутридуговой рифтогенез – как в дуге Лусон [6] – возможно является частным случаем подобного процесса.

9. Наряду с медленными перемещениями, для зон субдукции характерны перескоки и инверсии (смены полярности) [1, 13]. Обычно они связаны с заклиниванием зоны субдукции и переходом к коллизии. Когда в зону субдукции подходит окраина континента, субдукция последней поначалу оказывается возможной. Приводятся достаточно убедительные доказательства того, что континентальная кора способна быть затянутой на глубины порядка 100 км [2]. Однако плавучесть континентальной литосферы в конце концов препятствует этому процессу, происходит заклинивание зоны субдукции и возможно – отрыв слэба (slab breakoff), который тонет свободно, возможно еще продолжая провоцировать вулканизм. Всплывающая континентальная окраина выносит на земную поверхность метаморфиты высоких и сверхвысоких давлений. Жизненный цикл зоны субдукции заканчивается. Процесс скачкообразно перемещается на другое место. Такие ситуации столкновения островной дуги и окраины континента характерны для новейшей тектоники Зондской дуги и Тайваня.

9. Для субдукционных магм характерна водонасыщенность, порфиритовость и дифференцированность, что многое объясняет в их эволюции. Цикл развития вулканизма зоны субдукции начинается
с толеит-базальтовых серий в энсиматических дугах. При этом только в начале цикла наряду с толеитами появляются бониниты, что объясняется аномально высокой температурой их выплавления в присутствии больших объемов воды. В дальнейшем таких условий уже не возникает. Состав магм за 40-100 млн лет эволюционирует к известково-щелочным и далее к высококалиевым субщелочным (шошонитовым). Это связано не только и не столько с контаминацией [2], сколько с образованием промежуточных очагов базальтового подслаивания (underplating), анатексиса и дифференциации во все более толстой коре. Примером таких очагов могут служить массивы Платиноносного пояса Урала. Присутствие в их основании ультраосновных дифференциатов может служить объяснением тому парадоксальному факту, что существенно базальтовые мантийные выплавки приводят к образованию коры в среднем андезитового состава. Во-первых, ультраосновные кумуляты могут быть неотличимы от мантии. Во-вторых, они могут отрываться от подошвы коры и тонуть в астеносфере в процессе деламинации [12].

10. Блестящая сохранность палеозойских островодужных комплексов Магнитогорской зоны, хорошая разработанность их стратиграфии, значительные успехи в изучении структуры, глубинного строения и петрологии развитых в этой зоне вулканогенных толщ позволяют значительно продвинуться в понимании геодинамического развития палеозойской островной дуги и связанной с ней зоны субдукции. Систематизация представлений о современных зонах субдукции играет при этом очень важную роль [3].

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы № 7 ОНЗ РАН “Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса – от палеоокеана к континенту” (Проект № 9, “Уралиды”).

Литература