Границы литосферных плит. Как отмечалось выше границы литосферных плит подразделяются на дивергентные (зоны

Как отмечалось выше границы литосферных плит подразделяются на дивергентные (зоны спрединга), конвергентные (зоны субдукции и обдукции) и трасформные.

Зоны спрединга (рис. 8.4, 8.5) приурочены к срединно-океаническим хребтам (СОХ). Спрединг (англ. spreading- растекание) – процесс генерации океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ). Он состоит в том, что под действием растяжения кора раскалывается и расходится в стороны, а образующаяся трещина заполняется базальтовым расплавом. Таким образом, дно расширяется, а его возраст закономерно удревняется симметрично в обе стороны от оси СОХ. Термин спрединг морского дна предложил Р. Дитц (1961). А сам процесс рассматривается как океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания. Он может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза (см. раздел 8.4.6). Раздвиг же в океанских рифтах обусловлен мантийной конвекцией – восходящими её потоками или мантийными плюмами.

Зоны субдукции – границы между литосферными плитами вдоль которых происходит погружение одной плиты под другую (рис. 8.4, 8.5).

Субдукция (лат. sub – под, ductio – ведение; термин был заимствован из альпийской геологии)–процесс пододвигания океанской коры под континентальную (окраинно-материковый тип зон субдукции и его разновидности – андский, зондский и японский типы) или океанской коры под океанскую (марианский тип зон субдукции) при их сближении, обусловленном раздвиганием плит в зоне спрединга (рис. 8.4 - 8.7). Зона субдукции приурочена к глубоководному желобу. При пододвигании происходит быстрое гравитационное погружение океанской коры в астеносферу с затягиванием туда же осадков глубоководного желоба, с сопутствующими проявлениями складчатости, разрывов, метаморфизма и магматизма. Субдукция осуществляется за счёт нисходящей ветви конвективных ячей.

Рис. 8.5. Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины. а – океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б – континентальные рифты; в – зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые (двойная линия); г– зоны коллизии; д – пассивные континентальные окраины; е – трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные); ж – векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга – до 15-18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции – до 12 см/год. Рифтовые зоны: СА- Срединно-Атлантическая; Ам-А – Американо-Антарктическая; Аф-А - Африкано-Антарктическая; ЮЗИ – Юго-Западная Индоокеанская; А-И – Аравийско-Индийская; ВА – Восточно-Африканская; Кр – Красноморская; ЮВИ – Юго-Восточнач Индоокеанская; Ав-А – Австрало-Антарктическая; ЮТ – Южно-Тихоокеанская; ВТ – Восточно-Тихоокеанская; ЗЧ – Западно-Чилийская; Г – Галапагосская; Кл – Калифорнийская; БХ – Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов; ХФ – Горда – Хуан-де-Фука; НГ – Нансена-Гаккеля; М – Момская; Б – Байкальская; Р – Рейнская. Зоны субдукции: 1 – Тонга-Кермадек, 2 – Новогебридская, 3 – Соломон, 4 – Новобританская, 5 – Зондская, 6 – Манильская, 7 – Филиппинская, 8 – Рюкю, 9 – Марианская, 10 – Идзу-Бонинская, 11 – Японская, 12 – Курило-Камчатская, 13 – Алеутская, 14 – Каскадных гор, 15 – Центральноамериканская, 16 – Малых Антил, 17 – Андская, 18 – Южных Антил (Скотия), 19 – Эоловая (Калабрийская), 20 – Эгейская (Критская), 21 – Мекран.

В зависимости от тектонического эффекта взаимодействия литосферных плит в разных зонах субдукции, а нередко и на соседних сегментах одной и той же зоны, можно выделить несколько режимов – субдукционной аккреции, субдукционной эрозии и нейтральный режим.

Режим субдукционной аккреции характеризуется тем, что над зоной субдукции образуется всё увеличивающаяся в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивающая континентальную окраину или островную дугу.

Режим субдукционной эрозии предполагает возможность разрушения висячего крыла зоны субдукции (подкоровая, базальная или фронтальная эрозия) в результате захвата материала сиалической коры в ходе субдукции и перемещения его на глубину в область магмообразования.

Нейтральный режим субдукции характеризуется пододвиганием почти недеформированных слоёв под висячее крыло.

Рис. 8.6. Океанская субдукция (ОС) и континентальная субдукция (КС) или («Альпинотипная субдукция», «А-субдукция») в р-не окраинно-материковой Андской зоны, по Ж.Буржуа и Д.Жанжу (1981). 1 – докембрийско-палеозойский цоколь, 2 – лежащие на нём комплексы палеозоя и мезозоя, 3 – гранитоидные батолиты, 4 – заполнение кайнозойских впадин, 5 – океанская литосфера.
Рис. 8.7. Главные тектонические типы зон субдукции (I-IV) и их латеральные ряды (1-9), по М.Г.Ломизе, с использованием схем Д.Кариега, У.Дикинсона, С.Уеды. а – континентальная литосфера, б – океанская литосфера, в – островодужные вулканиты, г – вулканогенно-осадочные формации, д – откат перегиба субдуцирующей плиты, е – место возможного формирования аккреционной призмы.

Обдукция – тектонический процесс, в результате которого океаническая кора надвигается на континентальную (рис. 8.8).

Рис. 8.8. Предполагаемые главные механизмы обдукции: I – при столкновении активной континентальной окраины со спрединговым хребтом, по Н.Кристенсену и М. Сэлсбари (1975); II – при столкновении пассивной континентальной окраины с фронтом океанской (энсиматической) островной дуги, по Э.Мурсу (1970); III – при закрытии бассейнов океанского типа.

Подтверждением возможности такого процесса являются находки офиолитов (реликтов океанической коры) в разновозрвстных складчатых поясах. В надвинутых фрагментах океанской коры представлена только верхняя часть океанской литосферы: осадки 1-го слоя, базальты и долеритовые дайки 2-го слоя, габброиды и расслоенный гипербазит-базитовый комплекс 3-го слоя и до 10 километров перидотитов верхней мантии. Это означает то, что при обдукции происходило отслаивание верхней части океанской литосферы и надвигание её на континентальную окраину. Остальная же часть литосферы перемещалась в зоне субдукции на глубину, где претерпевала структурно-метаморфические преобразования.

Геодинамические механизмы обдукции разнообразны, но главные из них – обдукция на границе океанского бассейна и обдукция при его замыкании.

Эдукция(англ.eduiction – извлечение) – процесс обратного выведения к поверхности тектонитов и метаморфитов, образовавшихся ранее в зоне субдукции, в результате продолжающейся дивергенции. Это возможно в том случае, если субдуцирующий хребет вытянут вдоль континентальной окраины и если свойственная ему скорость спрединга превышает скорость пододвигания хребта под континент. Там, где скорость спрединга меньше скорости пододвигания хребта, эдукция не происходит (например, взаимодействие Чилийского хребта с Андской окраиной).

Аккреция – наращивание в процессе пододвигания океанической коры края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. Процессы регионального сжатия, вызванные столкновением микрокнтинентов, островных дуг или других «террейнов» с континентальными окраинами, обычно сопровождаются развитием шарьяжей, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов. Так образуются, в частности, флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические покровы с формированием перед фронтом покровов за счёт их разрушения олистостостром, а в подошве покровов – микститов (тектонического меланжа).

Коллизия(лат. collisio – столкновение) – столкновение разновозрастных и разных по генезису структур, например, литосферных плит (рис. 8.5). Развивается там, где континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, её утолщением и «скучиванием» в складчатых сооружениях и горообразованием. При этом проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, разделение её на пластины, которые испытывают горизонтальные перемещения и дисгармоничные деформации. В процессе коллизии преобладают глубинные наклонные латерально-сдвиговые встречные обмены породными массами внутри земной коры. В условиях скучивания и утолщения коры образуются палингенные очаги гранитной магмы.

Наряду с коллизией «континент-континент» иногда может быть коллизия «континент-островная дуга» или двух островных дуг. Но правильнее её применять для межконтинентальных взаимодействий. Пример максимальной коллизии – некоторые отрезки Альпийско-Гималайского пояса.

Трасформные границы (или трансформные разломы) рассмотрены далее в разделе 8.4.3.