parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

6. Основные черты строения океанического дна		141

Рис. 6.19. Схематический профиль через Андаманские острова и Андаманское море, по Дж. Ф. Карри (1978)

Тонга). Предполагается, что в процессе субдукции фрагменты океанической коры также могут включаться в состав пластин нижнего склона. Эта масса деформированных осадков и пород коры, залегающая под нижним и верхним склонами желоба, называется аккреционной призмой или субдукционным комплексом.

Андоманские острова (аккреционная призма) возникли за счёт «соскребания» осадков с Бенгальского конуса выноса, расположенного на субдуцирующей Индийско-Австралийской плите. В Марианской дуге на приостровном склоне желоба на глубине около 8000 м установлены массивы габброидов (оливиновых габбро, троктолитов, анортозитов), гипербазитов – преимущественно серпентинизированных гарцбургитов, а также плагиоклазовых лерцолитов и родингитов, имеющих позднемеловой возраст. Они объединяются с более молодыми интрузивами в офиолитовую ассоциацию. Она является автохтонной и служит примером офиолитов, сформированных во фронтальных частях островных дуг в ранние этапы развития.

Строение разрезов. Осадочные толщи в глубоководном желобе в нижней части сложены глубоководными илами первого слоя океанической коры, в верхней части – горизонтально залегающими турбидитами.

142	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Внешний вал

Внутренний

склон

Внешний склон Желоб

б

1

а

2

3

4

б

Рис. 6.20. Модель формирования аккреционной призмы, по Л.П. Зоненшайну и М.И. Кузьмину (1993). Фации осадков: 1 – шельфа; 2 – склона; 3 – желоба; 4 – абиссальных равнин. Последовательность номеров от самых молодых отложений к древнейшим. Пунктиром выделена область между турбидитами желоба и осадками абиссальной равнины

В аккреционных призмах – покровночешуйчатые чередования осадочных и вулканических пород.

Типы пород: в реликтах первого слоя океанической коры – кремни- сто-глинистые и туффито-глинистые породы, эдафогенные брекчии. В перекрывающих турбидитах – вулканомиктовые песчаники, алевролиты, аргиллиты с тонкослоистыми, оползневыми и гравитационными (турбититовыми) структурами.

В аккреционных призмах перечисленные породы тектонически чередуются с отторженцами океанической коры: базальтами, серпентинитами, полосчатыми породами аккумулятивного комплекса. Метаморфические породы высоких давлений и низких температур (глаукофановые сланцы).

6. Основные черты строения океанического дна	143

Структурные признаки: горсто-грабеновые структуры, параллельные хребты и прогибы. В аккреционных призмах – покровно-чешуйчатые структуры, при этом породы верхних чешуй более древние, нижних – более молодые.

Перегиб склона желоба характеризует резкое уменьшение крутизны внутреннего склона желоба с 5 – 10° на нижнем склоне до 1 – 2° – на верхнем.

Этот перегиб определяет смену режима осадконакопления от почти обнаженных хребтов и небольших вдольхребтовых бассейнов на нижнем склоне до обширных прогибов на верхнем. В последних накапливаются мощные толщи осадков островного происхождения.

Перегиб склона может проявляться в виде простого перегиба в поперечном батиметрическом профиле, но чаще представлен хребтом или структурным поднятием. Причиной подъема перегиба склона желоба может быть тектоническое нагромождение и аккреция вещества у нижнего склона желоба.

При больших объемах осадков (дуга Суматра, Алеутская дуга) зона перегиба может подниматься выше уровня моря. В таком случае она является внешней дугой невулканических островов (внешняя невулканическая дуга).

Верхний склон желоба, или преддуговой бассейн, располагается меж-

ду перегибом склона желоба и вулканической дугой. Наклон поверхности составляет несколько градусов. Здесь накапливаются осадочные толщи мощностью до нескольких километров. Приповерхностные слои осадков залегают горизонтально, полого падают в сторону желоба от вулканической дуги и в сторону дуги от перегиба склона. Воздымающаяся зона перегиба склона и опускающийся преддуговой бассейн часто разделяют крутопадающие разломы.

В зависимости от соотношения между скоростью опускания и скоростью поступления осадков характер преддугового бассейна варьирует от глубоководной, не заполненной осадками впадины до полностью заполненного мелководного бассейна. Фундаментом преддуговых бассейнов могут быть породы аккреационного комплекса, фрагменты океанической коры, породы вулканической дуги или комбинация пород этих трех типов. Аккреционное разрастание субдукционного комплекса в сторону моря и увеличение мощности осадков в преддуговом бассейне могут вызвать постепенное прогибание преддуговой области, в которой накапливаются терригенные и терригенно-карбонатные толщи тонко- и

144	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

грубослоистые с оползневыми и турбидитовыми (градационными) текстурами, карбонатные толщи.

Типы пород: вулканомиктовые алевролиты, песчаники, гравелиты; карбонатные породы (рифовые, хемогенные и кластические); туффитокремнистые породы; олистостромовые (обвально-оползневые) толщи с обломками пород вулканической и невулканической дуг.

Структурные признаки: горсты и грабены на внешнем склоне бассейна, конседиментационное тектоническое расчешуивание осадочных толщ в зоне аккреционного клина.

Фронтальная дуга представляет собой обширный хребет неправильной формы, сложенный вулканическими породами с характерными глубинами морского бассейна 1 – 2 км и кое-где возвышающимися плоскими коралловыми островами. Системы секущих и параллельных простиранию дуги сбросов разбивают её на ряд блоков. Между приподнятыми блоками размещаются бассейны, которые вмещают мощные (сотни метров и первые километры) толщи вулканокластических и карбо- натно-терригенных пород. Обращенная к желобу часть фронтальной дуги постепенно переходит в область преддугового бассейна без чётко выраженной структурной или седиментологической границы.

В строении разрезов участвуют чередующиеся между собой вулка- ногенно-осадочные и осадочные толщи мощностью до 12 км. Среди пород преобладают вулканомиктовые алевролиты, песчаники, гравелиты, рифогенные известняки с косыми и параллельнослоистыми, местами обвально-оползневыми текстурами. Вулканиты представлены лавовыми толщами базальтов, андезибазальтов, андезитов и риолитов толеитового и известково-щелочного ряда. Для энсиматических дуг характерны марианиты и бониниты. Характерна шаровая текстура в субаквальных лавовых потоках, столбчатая отдельность в наземных потоках. Присутствуют мелкие тела плагиогранитов, тоналитов, габбро.

Структурные признаки: горсты и грабены, вулканические постройки.

Осевая зона вулканической дуги (или собственно вулканическая дуга)

представляет собой цепь активных вулканов (базальтовых, андезитовых, дацитовых, риолитовых), которая образует линию асимметричных узких (30 – 50 км) хребтов, выступающих над поверхностью островов на 2 – 3 км. Эта линия (вулканическая ось) обычно располагается вблизи тылового края фронтальной дуги, что, возможно, связано с постепенной миграцией зоны активного вулканизма от оси желоба в ходе эволюции дуги.

6. Основные черты строения океанического дна	145

Вулканическая дуга обычно разбита на ряд линейных сегментов длиной от нескольких десятков до сотен километров. При этом соседние сегменты несколько сдвинуты друг относительно друга. Во многих случаях такие разломы коррелируются с зонами разломов в субдукционной плите.

Характерно сложное строение разрезов, отличающееся перемежаемостью вулканических продуктов пестрого состава (андезибазальт- андезит-дацит-риолитовые) с вулканомиктовыми осадочными породами в межгорных депрессиях, возникшими как в субаэральных, так и в субаквальных обстановках. Наряду с вулканитами известково-щелочного типа, могут присутствовать породы шошонитовой серии, включая трахиты и щелочные риолиты (дуга Хонсю). Отмечается столбчатая отдельность в наземных эффузивах, подушечная текстура в субаквальных эффузивах. Присутствуют крупные тела диоритов, гранитов и габбро габбро-плагиогранитной (Курильская дуга) и гранитоидной (дуга Хонсю) формаций.

Структурные признаки проявляются в наличии крупных вулканотектонических построек и их элементов, осложненных горстами и грабенами.

Междуговой и окраинный (задуговой) бассейны представляют собой тыловодужную область, лежащую за активной вулканической цепью.

Междуговой бассейн встречается в хорошо развитых системах островных дуг и отделяет активную вулканическую дугу от пассивной остаточной (третьей). Междуговые бассейны (ретродуговые или задуговые) известны в Марианской, Новогебридской и Тонга-Кермадокской дугах. Образование междуговых бассейнов связывается с растяжением, механизм которого остаётся дискуссионным. Эти активные бассейны имеют обычно глубину 3 – 4 км и с обеих сторон ограничены обращенными внутрь бассейна сбросами. Уступ со стороны активной вулканической дуги часто перекрыт мощным чехлом вулканокластических отложений, а со стороны остаточной дуги в большей степени обнажён. Дно бассейна образовано линейными вулканическими хребтами и впадинами, имеющими вертикальную амплитуду в несколько сот метров и простирающимися почти параллельно островной дуге. В осевой зоне бассейна фиксируется прерывистое поднятие с высотой до 1 км, напоминающее срединно-океанический хребет. Здесь выявлены деформации растяжения и междуговая (задуговая) зона спрединга, где формируется новая океаническая кора.

146	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Окраинный задуговой бассейн (пассивный бассейн) отделяет активную вулканическую дугу от соседнего континентального блока (ЮжноКитайский и Западно-Филиппинский бассейны). Эти бассейны имеют различную природу. Алеутский и Западно-Филиппинский бассейны рассматриваются как фрагменты океанической коры, оставшейся за островной дугой в результате внезапного скачкообразного перемещения зоны субдукции в сторону моря. Другие пассивные окраинные бассейны возможно являлись когда-то зонами активного междугового спрединга.

И в междуговых и в окраинных бассейнах отмечаются линейные магнитные аномалии. Обычно по краям бассейна впадины заполнены вулканокластическими и терригенными осадками, которые к центру сменяются гемипелагическими и пелагическими илами. В центральной части бассейнов, как и на срединно-океанических хребтах, осадочный слой либо очень тонок, либо вообще отсутствует.

Встроение разрезов в задуговом (междуговом ) бассейне осадочные толщи могут достигать мощности до 4 – 5 км. Ниже располагается разрез океанической коры: подушечные лавы, параллельные дайки, кумулятивный комплекс. Среди пород присутствуют глубоководные глинистые, кремнисто-глинитые, реже алевритовые и песчаные разности. В краевых частях бассейна распространены терригенные осадки, содержащие вблизи вулканических дуг покровы лав и примесь вулканокластического материала. Характерны параллельнослоистые, косослоистые, градационные и обвально-оползневые текстуры. Базальты сходны по составу с океаническими и островодужными вулканитами и обладают подушечной и канатной отдельностью.

Вшельфовой зоне накапливаются терригенные плохо сортированные полимиктовые осадки континентального, прибрежно-морского и морского происхождения с косой, параллельной и градационной слоистостями, реже терригенно-карбонатные и хемогенно-карбонатные породы. В окраинном бассейне в зоне лавинной седиментации могут накапливаться осадочные толщи мощностью до 10 – 12 км.

Среди структурных признаков иногда отмечаются реликты средин- но-океанических хребтов с серией параллельных даек, а также устанавливается увеличение мощности осадочных и вулканогенно-осадочных толщ к прибрежным зонам. В шельфовой зоне образуются мощные узкие геоклинали преимущественно терригенных пород, обрамляющие побережье.

6. Основные черты строения океанического дна	147

Остаточные дуги представляют собой авулканические подводные хребты, расположенные в тыловой части островодужной системы.Эти хребты ещё называются третьей дугой. Это название было введено при изучении Зондской дуги, где на поверхность выступает хребет зоны перегиба склон – желоб (первая дуга) и вулканическая цепь (вторая дуга). Остаточные дуги имеют дугообразную или прямолинейную форму Они асимметричны в поперечном разрезе. Фундамент склона, обращенный в сторону от активной дуги, имеет неровную поверхность и перекрыт мощным покровом осадков. Внутренний склон, обращенный к задуговому бассейну, более крутой и иногда имеет сбросовую природу. Мощность осадочного чехла здесь незначительна.

Внаиболее простом случае (Западно-Марианский хребет, хребет Лау-Ковиль) остаточные дуги представляют собой отколовшиеся в процессе рифтообразования и растяжения в междуговом бассейне тыловые участки фронтальной дуги. Рифовые известняки и плоские вершины, находящиеся сейчас на глубинах 1 – 2 км ниже уровня моря, свидетельствуют об опускании хребта, последовавшим за рифтообразованием.

Вдоль некоторых остаточных дуг с тыловой стороны развит осадочный покров, обязанный андезитовому вулканизму, который проявлялся перед образованием рифтового междугового бассейна. Другие остаточные дуги могут иметь более сложное происхождение: в результате изменения полярности (направления) субдукции или столкновения дуг (система Новобританская дуга – дуга Соломоновых островов).

Встроении разрезов принимают участие чередующиеся вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи мощностью до 12 км. Среди вулканитов присутствуют риолиты, дациты, андезибазальты известковощелочной и шошонитовой серий и комагматичные им тела кислого, среднего и основного составов. Широко распространены вулканомиктовые песчаники, гравелиты, реже алевролиты, с грубослоистыми и оползневыми текстурами. Структурные признаки проявляются в наличии вулканно-тектонических структур или их элементов, осложненных горстами и грабенами.

Геофизические особенности островных дуг (рис. 6.21).

Сейсмичность островных дуг связана с сейсмофокальной зоной, а также с зоной вулканических очагов под вулканической дугой. В меньшей мере сейсмичность проявляется в задуговых и междуговых бассейнах, где приурочена к зоне спрединга.

148	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Сила тяжести. Обширный гравитационный максимум наблюдается мористее желоба и связан с упругим изгибом океанической плиты перед ее погружением (внешнее куполообразное поднятие). Вблизи оси желоба аномалия силы тяжести в свободном воздухе снижается до 200 мгал, после чего возрастает до 100 – 300 мгал над островной дугой. Гравитационный минимум, как правило, смещен на несколько километров от оси желоба в сторону дуги и располагается над нижним склоном. Это несовпадение с батиметрической осью обычно приписывают сравнительно низкой плотности аккреционных осадков.

Избыточная масса, обеспечивающая гравитационный максимум над вулканической островной дугой, обеспечивается плотностью андезибазальтовых и базальтовых вулканических пород, слагающих фундамент и сами вулканические сооружения. За островной дугой гравитационные аномалии в свободном воздухе уменьшаются, но остаются всегда положительными над окраинными бассейнами.

Тепловой поток характеризуется неизменным увеличением от желоба к вулканической дуге (рис. 6.21). Величина теплового потока в преддуговой области мала и понижается в районе оси желоба и аккреционной призмы осадков. Затем тепловой поток увеличивается и достигает максимума над вулканической дугой.

Относительно высокие значения теплового потока сохраняются в междуговых бассейнах, характеризующихся активным режимом растяжения. В пассивных окраинных бассейнах величина теплового потока приближается к нормальной (около одной условной единицы теплового потока). Низкие значение теплового потока в преддуговой области связывают с опусканием изотерм в процессе субдукции холодной океанической литосферы.

Выделение тепла в районе активных вулканических дуг определяется процессами сдвигового трения, адиабатического разогрева и экзотермических фазовых переходов в минералах, протекающих в субдукционном блоке. Дополнительным источником тепла в междуговых бассейнах служит активный магматизм, проявляющийся в срединных рифтовых зонах. Но циркуляция воды в верхних частях коры, где нет осадков, существенно понижает тепловой поток до одной условной единицы теплового потока.

В более древних окраинных бассейнах величина теплового потока близка к типичной для океана и определяется не приповерхностным магматизмом, а более глубокими источниками в мантии.

6. Основные черты строения океанического дна	149

	V
	V
Задуговой	Вулканическая Преддуговая
бассейн	дуга	область
150	100	50
Низкое Q			а
			н
			о
		з
		я
		а
		к
		с
		е
		ч
		и
		м
		с
		й
		е
	с
	я
	а
	н
	н
	о
	л
	к
	а
	Н

Высокое Q

Желоб	–200 мгал
0	0
	20
Высокое Q 40
	3	Единицы
	0	теплового
T	200 Аномалия
	0	силы
T		свободном
		воздухе,

60

80

100

Низкое Q

Рис. 6.21. Обобщенные профили теплового потока, гравитационной аномалии в свободном воздухе, сейсмичности и затухания (Q) сейсмических волн вкрест простирания островной дуги, по У.Дж. Швеллеру (1991)

Состав породных ассоциаций Для островных дуг характерны вулканические породы базальт-андезит-дацит-риолитовой (непрерывной) серии. Содержание SiO2 в породах этой серии меняется непрерывно от 45 – 52 % в базальтах, 52 – 62 % в андезитах, 62 – 66 % в дацитах и свыше 66 % в риолитах.

Вмолодых «незрелых» островных дугах (Марианская, Тонга, Скоша

идр.) преобладают базальты и андезибазальты, среди которых присутствуют высокомагнезиальные марианиты и бониниты. В более развитых дугах (Зондская, Алеутская, Японская) в составе пород преоблада-

ют андезиты (Si02 – 53 – 62 %), в заметных количествах присутствуют дациты и риолиты.

Впоперечном профиле островной дуги выделяются три ассоциации вулканических пород, несколько различающихся по содержанию глав-

ных петрогенных, редких и рассеянных элементов (рис. 6.22 и 6.23):

150В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

1.Толеиты.

2.Известково-щелочные лавы.

3.Шошониты (высококалиевые известково-щелочные породы). Толеиты лишь незначительно отличаются от океанических толеитов

(MORB), встречаются преимущественно на внешней стороне фронтальной дуги. Они извергаются на ранних стадиях эволюции островной дуги. Толеиты островных дуг имеют первичный хондритовый состав РЗЭ.

Активные вулканы ФРОНТАЛЬНАЯ ДУГА

Рис. 6.22. Петрологические и геохимические тренды вкрест простирания зрелой островной дуги (внемасштабный разрез), по У.Дж.Швеллеру (1991). Стрелки показывают направление увеличения содержаний

Известково-щелочные лавы слагают часть фронтальной дуги, прилегающей к активным вулканам, а шошониты – зону активных вулканов. Переход между толеитами, известково-щелочными лавами и шошонитами постепенный. Он выражается в росте значений К2О и K2O/Na2O, уменьшении содержания железа, увеличении концентраций легких РЗЭ и РЗЭ в целом, а также «несовместимых» рассеянных элементов – Rb, Zr, Ba, U, Th при данном уровне содержаний SiO2. Такое распределение вулканических пород и их химического состава объясняется последовательным плавлением пород в зоне субдукции. На ранней фазе происходит частичное плавление вещества мантии, расположенной выше по-