Зоны спрединга и субдукции на карте. Континентальная субдукция

На земле постоянно в разных местах происходят землетрясения, извержения вулканов. Бывают такие движения что человек их даже не ощущает. Эти движения происходят постоянно, вне зависимости от территории, времени года. Растут и уменьшаются горы, разрастаются и высыхают моря. Эти процессы незаметны для человеческого глаза, так как происходят медленно, миллиметр за миллиметром. Все это происходит за счет таких явлений, как спрединг и субдукция.

Субдукция

Так что же это такое? Субдукция - это тектонический процесс В результате данного процесса при столкновении плит самые плотные породы, из которых состоит дно океана, продвигаются под легкие породы материков и островов. В этот момент высвобождается неимоверное количество энергии - это и есть землетрясение. Часть пород, погрузившихся на большую глубину, при взаимодействии с магмой начинает плавиться, после чего выплескивается на поверхность через вулканические жерла. Так происходит извержение вулканов.

Субдукция литосферных плит - неотъемлемая часть жизни планеты. Она важна так же, как дыхание для человека. Остановить этот процесс невозможно, хоть из-за таких движений ежегодно погибает множество людей.

Зона субдукции

Классификация зон субдукции

Зоны субдукции классифицируются по признакам структуры. Типы субдукции распределены на основные четыре.

• Андский тип. Этот тип характерен для тихоокеанского побережья с восточной стороны. Это зона, на которой только сформировавшаяся молодая кора океанического дна под углом сорок градусов на огромной скорости входит под континентальную плиту.
• Зондский тип. Такая зона расположена в местах, где древняя массивная литосфера океана погружается под континентальную. Она уходит под крутым углом. Обычно такая плита уходит под континентальную, поверхность которой находится гораздо ниже уровня океана.
• Марианский тип. Эта зона формируется при взаимодействии двух участков океанской литосферы или их пододвигании.
• Японский тип. Это тип зоны, где происходит продвижение литосферы океана под островную энсиалическую дугу.

Все эти четыре типа условно распределяют на две группы:

• Восточно-Тихоокеанскую (в эту группу входит один только андский тип. Эта группа характеризуется наличием обширной окраины континента);
• Западно-Тихоокеанскую (в ней расположены все остальные три типа. Для этой группы характерны висячие края вулканической дуги островов).

Для каждого типа, где происходит процесс субдукции, характерны основные структуры, которые обязательно существуют в разных вариациях.

Преддуговый склон и глубоководный желоб

Желоб глубоководный характеризуется расстоянием от центра желоба до фронта вулканического. Это расстояние в основном составляет сто - сто пятьдесят километров, оно связано с углом, под которым наклонена зона субдукции. На самых активных участках окраины континента такое расстояние может достигать и трехсот пятидесяти километров.

Преддуговый склон состоит из двух основ - террасы и призмы. Призма - это низ склона, она по строению и структуре чешуйчатого типа. Снизу граничит с главным склоном, который выходит на поверхность, соприкасаясь и взаимодействуя с осадками. Призма образуется за счет наслаивания осадков внизу. Эти осадки накладываются на океаническую кору и вместе с ней уходят под склон примерно на сорок километров. Так образуется призма.

В области между призмой и вулканическим фронтом пролегают большие уступы. Уступами разделяются террасы. На пологих участках таких террас располагаются бассейны седиментации, на них откладываются осадки вулканическими и пелагическими. В тропических участках на таких террасах могут развиваться рифы, могут обнажаться кристаллические породы фундамента или чужеродные блоки.

Дуга вулканическая - это что?

В этой статье упоминается термин островная, или вулканическая, дуга. Рассмотрим, что это такое. Тектонически активный пояс, который совпадает с зонами самых масштабных землетрясений, обозначается как вулканическая островная дуга. Она состоит из выгнутых в форме дуги цепочек действующих в настоящее время стратовулканов. Для таких вулканов характерно извержение эксплозивное. Это связано с большим количеством флюида в магме островодужной. Дуги могут быть двойными и даже тройными, а особая форма - раздвоенная дуга. Кривизна у каждой дуги разная.

Бассейны окраинные

Этим термином обозначают котловину или целый ряд таких котловин. Они полузамкнутые и образуются между материком и островной дугой. Такие котловины образованы за счет того, что материк разрывается или от него отделяется большой кусок. Обычно в таких бассейнах образуется молодая Этот процесс образования коры в бассейнах называется задуговым спредингом. - это один из видов таких бассейнов, он отгороженный. В последние годы нет новых сведений о том, что где-то происходит рифтогенез, обычно его связывают с тем, что зона субдукции перенаправляется или резко перескакивает в другое место.

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.

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.

В коллизионных областях гималайского типа главным процессом поглощения литосферы, обеспечивающим горизонтальное сокращение этих областей, является континентальная субдукция. Это понятие было введено в 1975 году швейцарским исследователем Альбертом Балли, который в крайне запутанной статье предположил возможность пологого погружения (субдукции) холодной континентальной коры под также континентальную, но горячую и, стало быть, более плавучую литосферу. Сейчас эта идея поддержана детальными геофизическими исследованиями.

Рис. 26. 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.

Сейсмичность областей континентальной субдукции

Субдуцирование холодной литосферы сопровождается глубинной сейсмичностью, которая оконтуривает зону поддвига. В гималайском регионе глубинная сейсмичность наблюдается главным образом в Бадахшано-Памирской зоне, где известны очаги с глубиной до 280 - 300 км. Очаги сосредоточены в круто-наклоненной зоне, довольно резко оборванной по краям, пересекаюшей Гиндукуш, Бадахшан и Центральный Памир. В целом, сейсофокальная зона погружается на северо-запад. Вниз по падению сейсмическая зона становится вертикальной и более всего это напоминает тонушие в континентальной литосфере и астеносфере вертикально поставленные плиты тяжелой океанской коры.

Аналогичная картина (правда, меньшего масштаба) наблюдается перед фронтам Аравийской плиты, в Загросе, в Альпах и некоторых других местах. Ранние объяснения этого явления были следующими. Подошедшие с юга к Евразии континентальные массы (Индостан, Аравия, Африка) были сегментами океанических плит, и между ними и Евразией, по крайней мере до эоцена, существовал океанический бассейн, известный под названием Океан Тетис. Захлопывание этого бассейна сопровождалось нормальной субдукцией океанической литосферы под Евразию, и только начиная с олигоцена началось собственно коллизионное взаимодействие. Cубдуцированная океанская кора оторвалась от континентальной, разорвалась на несколько пластин и стала тонуть практически вертикально. Вопрос, стало быть, в том, что происходило дальше.

В рамках идеи континентальной субдукции вслед за океанским сегментом плиты начинает погружаться и континентальная литосфера. Возможность субдуцирования определяется тем обстоятельством, что в зоне контакта взаимодействующие континентальные литосферы имеют разную плавучесть: верхняя разогрета предшествующей океан-континентальной субдукцией, а нижняя, подъехавшая "на хвосте" океанской, холодная. В результате образуется многоэтажная конструкция, в которой отдельные составляющие первоначально находились неопределенно далеко друг от друга. На рис. показана структура нескольких коллизионных горно-складчатых сооружений, образовавшихся за счет континентальной субдукции.

Рис. 27. Континентальная субдукция, Гималаи

Типы горно-складчатых поясов, развитых на континентальных субдукционных границах

Изучение горно-складчатых поясов, развитых на континентальных субдукционных границах показывает, что они включают две разные группы, различающиеся по структурному стилю, метаморфизму, степени постколлизионных деформаций, топографии, геоморфологии, а также по геометрии и вещественному составу предгорных прогибов. По мнению Л. Ройден, геологические особенности каждой из групп горно-складчатых поясов вероятно связаны с соотношением скоростей субдукции и общей конвергенции, и соответственно, с величиной горизонтального напряжения сжатия, передаваемого поперек субдукционной границы. На первый взгляд не очень понятно, как могут различаться скорость схождения плит и скорость субдукции - кажется, что это один и тот же процесс и скорости должны быть равны. Дело, однако, в том, что субдукция - это только один из механизмов компенсации или поглощения материала в коллизионнах зонах, другие механизмы связаны с образованием различных структур сжатия; по этой и другим причинам скорость движения субдуцирующей плиты может меняться с глубиной. Если скорость с глубиной увеличивается, общая скорость субдукции меньше скорости схождения (конвергенции); если уменьшается - больше скорость конвергенции.

(1) На субдукционных границах, где скорость всей плитной конвергенции меньше, чем скорость субдукции, наведенные горизонтальные напряжения сжатия невелики, и региональные деформации перекрывающей плиты происходят при горизонтальном растяжении. Тектоническим выражением таких отступающих субдукционных границ являются:

- топографически низкие горы,

- небольшая эрозия или денудация,

- низкотемпературный метаморфизм или отсутствие такового

- минимальное вовлечение пород кристаллического фундамента в коллизионные структуры

- малая - до нулевой - скорость постколлизионного схождения

- аномально глубокие передовые прогибы с длительной историей морского осадконакопления в них

Анализ сейсмических и гравитационных данных поперек отступающих субдукционных границ (Апеннины, Карпаты, система Гелленид) показывает, что субдукция контролируется гравитационными силами, возникающими в связи с малой плотностью субдукционных пластин на глубинах между примерно 40 и 80 км в Карпатах, 50 и 150 км в Апеннинах, 50 и 250 км в Гелленидах.

(2). На субдукционных границах, где скорость общей плитной конвергенции больше, чем скорость субдукции, передача горизонтального сжимающего напряжения поперек плитной границы является существенной, и региональные деформации перекрывающей плиты происходят в условиях горизонтальном сжатии. Тектоническим выражением таких продвигающихся субдукционных границ являются:

- топографически высокие горы;

- складчато-надвиговые пояса;

- большая величина эрозии и денудации;

- выходы на дневную поверхность высоко-метаморфизованных пород;

- интенсивные деформации кристаллического основания вплоть до среднекоровых глубин;

- затяжная история молассовой аккумуляции в сопряженных передовых прогибах.

5.2.1 Неотектоника Гималайской области

Анализ гравитационных и сейсмических данных поперек двух продвигающихся субдукционных границ, развитых в континентальной литосфере Западных Альп и Гималаев (рис. 27) показывают, что надвиговые пакеты транслировались на большие расстояния над литосферой форланда (относительно границы субдукции); вероятно, что движения поперек субдукционных границ контролируются дальнодействующими напряжениями, связанными с глобальнымыи движениями плит.

В Гималайской коллизионной области холодная и оттого более тяжелая континентальная литосфера, двигающаяся на хвосте океанской, погружается под более разогретую, и оттого более легкую и пластичную литосферу южной окраины Евразии, а разогрета последняя именно из-за того, что ранее под нее субдуцировала океанская кора; при этом скорость сближения (конвергенции) Индии и Евразии превосходит скорость субдукции (рис. 27). При такой континентальной субдукции в нормальном случае образуется следующий латеральный ряд структур:

Предгорный прогиб (аналог глубоководного желоба при океан-континентальной субдукции) - интенсивно прогибающаяся структура, мигрирующая на пододвигающуюся (холодную) плиту, обычно заполненная молассами большой мощности, которые вблизи шва деформированы в моновергентные складчато-надвиговые пакеты низких предгорий;

Далее, за мощным региональным надвигом расположены высокие предгорья, сложенные доколлизионными породами, также интенсивно деформированными - они представляют собой континентальный аналог аккреционной призмы;

За ними еще одна надвиговая зона, отделяющая так называемую кристаллическую зону - высокогорную область, сложенную комплексами высоко метаморфизованных пород, включающих породы фундамента древних платформ (структурный аналог островной дуги);

В тылу гор расположены высокогорные плато, сложенные, как правило доколлизионными осадками и молассами межгорных впадин, деформированными в меньшей степени, чем в горном сооружении; очень часто в эти плато встроены небольшие рифтовые впадины, перпендикулярные горному поясу и соответственно параллельные векторам сближения и напряжениям сжатия;

А ними расположена тыловая межгорная впадина; взаимодействие блоков плато и межгорной впадины может приводить к образованию граничных тыловых гор и структур сдвигового происхождения, например присдвиговых бассейнов.

Интенсивные поднятия коллизионных горных сооружений этого типа связаны с двумя главными факторами: разогревом коры в зоне сначала океанской, а затем континентальной субдукции и ее термальным деформированием, а во-вторых - скучиванием в зоне коллизии легкой континентальной литосферы, резким увеличением из-за этого мощности легкой коры и ее изостатическим поднятием.

Максимальные абсолютные высоты здесь наблюдаются в кристаллической зоне и достигают, как вам известно, более чем 8 км. При этом, из-за большой скорости денудации, эта величина составляет примерно половину от общей амплитуды поднятия. Определенные Фостером и другими скорость откапывания склонов пика К2 или Чогори в Каракаруме - второй по высоте вершины Мира - по трекам распада в апатитах и цирконах дало среднюю скорость денудации 3-6 мм/год и величину денудационного среза в 7000 м при средней высоте поднятой поверхности около 6000 м. Если учесть, что в сопряженном Сиваликском передовом прогибе подошва моласс залегает на глубине 6-8 км, общие дифференцированные вертикальные движения в этой коллизионной зоне достигают 22-24 км за новейший этап.

5.2.2 Неотектоника Кавказа

Рис. 28. Скорости горизонтальных перемещений в северной Турции и на Большом и Малом Кавказе по данным McClusky S. etal, 2000). Показано положение основных активных разломов.

Рис. 30. Геологическая карта Кавказа

Рис. 31. Разрез через западную часть Кавказа

Другой коллизионой структурой гималайского типа является всем известный Кавказ. На представленных картах показано геологическое строение и новейшая структура Кавказа. Самое грубое неотектоническое районирование Кавказа может быть следующим. Выделяется два крупнейших продольных поднятия - Большого Кавказа, сложенного допалеозойскими, палеозойскими и мезозойскими комплексами, и Малого Кавказа, сложенного в целом более молодыми - мезозойско-кайнозойскими породами, в том числе офиолитами и молодыми вулканитами. Эти поднятия разделяются системой продольных впадин - Рионской и Куринской, вы-полненных в разной степени деформированными и погруженными молассовыми толщами. Все эти неоструктурные элементы продольно сегментированы и отдельные сегменты довольно сильно различаются по строению и стилю деформаций.

Максимальные высоты Кавказы около 5,5 км приурочены к молодым вулканическим массивам на Большом Кавказе - Эльбрусу и Казбеку, минимальный уровень - это уровень Каспийского моря, т.е. ниже уровня мирового океана. Считается, что к концу раннего миоцена - к сарматскому веку - на месте Кавказа существовал сильно выравненный рельеф, остатки которого сохранились на Малом Кавказе (частично под миоплиоценовыми эффузивами, частично откопанными из-под них и на отдельных участках Большого Кавказа. Поднятие горной страны, точнее, ее новейшее, позднеальпийское деформирование началось с конца сармата и охватывало три основных фазы.