ь і здатність генерувати вогнища землетрусів. Вона практично асимілюється верхньою мантією. Час цієї асиміляції прямо пропорційно віку субдуцірует літосфери: чим вона давнє, тим важче їй переплавитися в мантії і тим глибше вона проникає вона в надра Землі (рис. 5).
Рис. 5. Залежність часу асиміляції від віку субдуцірует літосфери.
У виняткових випадках слеби досягають до нижньої мантії і навіть до поверхні ядра, розтікаючись вздовж нього з утворенням так званих «літосферних кладовищ». Це відбувається тоді, коли обсяг слебов збільшиться настільки, що їх вага перевищить міцність нижньої мантії, вони обрушаться крізь розділ 670 км, і конвекція перейде в сквозьмантійний режим [1].
При зануренні океанічна плита літосфери згинається з утворенням характерної форми в рельєфі дна океану - глибоководного жолоба. На занурює частину літосфери діє спрямована вниз масова сила (сила тяжіння), величина якої зростає при утворенні глибше 80 - 100 км в базальтової корі еклогітовие «наконечника».
Існують 2 основних типи зон субдукції (рис. 6): острівні дуги і активні континентальні окраїни. Їх загальними морфологічними елементами є глибоководний жолоб і крайової вал. Ці структури пов'язані з пружним вигином океанської літосфери, субдуцірует в мантію.
Рис. 6. Типи і основні елементи зон субдукції: а - активні околиці, б - островодужние, 1 - континентальна літосфера, 2 - океанська літосфера, 3 - вогнища землетрусів.
занурюють плита трасується вогнищами землетрусів до глибини 600-640 км (самі глибокофокусні землетрусу на Землі). Ці сейсмофокального зони називаються зонами Беньофа. Субдукції під активні околиці йде більш полого, ніж під острівні дуги, однак у першому випадку на глибинах 100-200 км відбувається злам занурюється плити і кут субдукції зростає.
У фронтальній частині насувається плити розташовані парні структури: в разі активної окраїни це берегової і вулканічний хребти, а в разі островодужной окраїни - невулканіческіх і вулканічна дуги. Як випливає з самих назв, берегові хребти і невулканіческіх дуги характеризуються високою тектонічної, але низькою магматичної активністю, а вулканічні хребти і дуги - високими тектонічної і магматичної активністю. Саме в межах перерахованих структур відбувається новоутворення зародків континентальної кори, але різними способами.
4. Поглинання опадів в зонах субдукції
Заповнення опадами глибоководних жолобів різному: в деяких випадках їх потужність складає 3-4 км, а в інших перших сотні метрів. У той же час, за даними А.П. Лисицина, швидкість седиментації в місцях глибоководних жолобів досягає декількох сантиметрів за 1000 років [1]. При такій лавинної швидкості опадонакопичення більшість жолобів повинні б повністю бути засипаними опадами вже через кілька мільйонів років, чого насправді не спостерігається. Пояснюється це ефектом затягування океанічних опадів у зону поддвига.
Механізм затягування опадів аналогічний механізму попадання рідких масел в зазори між труться жорсткими деталями машин. Як і у випадку мастила, кількість опадів, що потрапляють в зазор між труться плитами, залежить від швидкості руху плит в зоні субдукції V і в'язкості з затягнутих у зазор опадів. Розрахунки О.Г. Сорохтина і Л.І. Лобковський показали, що під острівні дуги і активні околиці опади можуть затягуватися без соскребания і смятия тільки в тому випадку, якщо їх потужність не перевищує деякого критичного значення:
? 5,5 *, (2)
де з - в'язкість в зоні поддвига;
V - швидкість поддвига плити.
Якщо прийняти середню в'язкість гідратованих теригенних осадових порід рівний 2 * Па * с, то, судячи з виразу (2), в зони субдукції на західній (Курильська і Японська) і південно-східної (Перуано-Чилійська) окраїнах Тихого океану, де швидкість субдукції досягає 9 - 10 см/рік, без соскребания і зминання може затягуватися до 550 м опадів. У той же час поблизу Курильського і Японського жолобів реальна потужність осадового шару не перевищує 300 - 500 м, а перед більшою частиною Перуано-Чилійського жолоба вона становить 100 м і менше. Тому субдукция океанської літосфери під перераховані острівні дуги і активну околицю не супроводжується соскребания і смятием опадів перед фронтальними частинами насуваються плит і, як наслідок, тут не утворюються аккреційному призми [2].
5. Освіта акреційних призм
Зовсім інша ситуація спостерігається в межах Алеутської острівної дуги на півночі Тихого океану. Тут швидкість субдукції становить близько 6 см/рік і згідно (2) в зону субдукції може бути затягнуте близько 420 м опадів. Однак реальна потужність осадового шару тут досягає 1...
