Jeśli stale tworzy się tak dużo nowego dna morskiego, a Ziemia się nie rozszerza (a jest na to wiele dowodów), to coś w skorupie globalnej musi się zapadać, aby to zrekompensować. To właśnie dzieje się na obrzeżach dużej części Oceanu Spokojnego. Tutaj płyty litosfery łączą się, a na ich granicach jedna ze zderzających się płyt zanurza się pod drugą i wnika głęboko w Ziemię. Takie obszary zderzenia płyt nazywane są strefami subdukcji (subdukcja, zanurzenie jednej płyty pod drugą); na powierzchni Ziemi wyznaczają je głębokie rowy oceaniczne (rowy) i czynne wulkany (ryc. 5.4). Ogromne łańcuchy wulkanów tworzące tzw. pierścień ognia rozciągający się wzdłuż wybrzeża Pacyfiku – Andy, Wyspy Aleuckie, a także wulkany Kamczatki, Japonii i Mariany – wszystkie zawdzięczają swoje istnienie zjawisko subdukcji.
Ryż. 5.4. Schematyczny przekrój strefy subdukcji (od góry, bez skali) przedstawia płytę litosferyczną schodzącą do głębokiego płaszcza i znajdujące się nad nią aktywne wulkany. W dolnej części rysunku kropki przedstawiają położenie ognisk trzęsienia ziemi zarejestrowanych pod rowem Tonga w południowo-zachodniej części Oceanu Spokojnego. Łącznie wyznaczają położenie płyty subdukcyjnej na głębokość około 700 kilometrów. Znaki na skali poziomej wskazują odległość od rynny. Zestawione przy częściowym wykorzystaniu rysunku 4-10 z książki How the Earth Works P. J. Willeya. Wydawnictwo „John Wiley and Sons”, 1976.
Nikt nie jest w stanie dokładnie powiedzieć, jak rozpoczyna się subdukcja, gdy dwie płyty zaczynają się do siebie zbliżać, ale kluczem do ich interakcji wydaje się być gęstość skał. Gęsta skorupa oceaniczna może ulegać subdukcji, znikając w głębinach Ziemi niemal bez śladu, podczas gdy stosunkowo lekkie kontynenty zawsze pozostają na powierzchni. Dlatego dna oceanów są zawsze młode, a kontynenty stare: dno morskie nie tylko powstaje w sposób ciągły w przypadku uskoków grzbietów oceanicznych, ale także ulega ciągłemu niszczeniu w strefach subdukcji. Jak już widzieliśmy, niektóre kontynenty mają prawie cztery miliardy lat, podczas gdy najstarsze części dna morskiego nie są starsze niż 200 milionów lat. Jeden z pierwszych propagatorów idei dryfu kontynentów porównał kontynenty do piany gromadzącej się na powierzchni garnka z wrzącą zupą – porównanie obrazowe, choć niezbyt trafne.
Rzeczywistość subdukcji potwierdzają towarzyszące jej trzęsienia ziemi. Chociaż sejsmiczność jest cechą charakterystyczną wszystkich typów granic płyt, jedynie strefy subdukcji charakteryzują się głębokimi trzęsieniami ziemi, które występują na głębokościach 600 kilometrów i więcej. Głębokie trzęsienia ziemi były znane na długo zanim tektonika płyt zyskała popularność. W 1928 roku japoński sejsmolog K. Wadachi doniósł o trzęsieniach ziemi, które miały miejsce w pobliżu Japonii na głębokości kilkuset kilometrów. Około dwadzieścia lat później inny geofizyk, Hugo Benioff, wykazał, że w innych częściach świata istnieją „wielkie uskoki”, naznaczone częstymi trzęsieniami ziemi, które z rowów oceanicznych zanurzają się głęboko w płaszcz, jakby ciągnąc je na głębokość. Opisał kilka takich uskoków, zlokalizowanych zarówno wzdłuż zachodniego wybrzeża Ameryki Południowej, jak i na południowo-zachodnim Pacyfiku, w Rowie Tonga. Obszarów tych nie uważano wówczas za strefy subdukcji i dopiero później stało się jasne, że te gigantyczne, płasko nachylone strefy o zwiększonej aktywności sejsmicznej podążają ścieżką płyt zagłębiających się w płaszcz (rysunek 5.4). Trzęsienia ziemi powstają, ponieważ części płyt oceanicznych zanurzone w gorącym płaszczu pozostają stosunkowo zimne w przeciwieństwie do otaczających je skał płaszcza i pozostają tak delikatne nawet na dużych głębokościach, że mogą w nich powstawać pęknięcia, powodując trzęsienia ziemi. Niektóre z najgłębszych trzęsień ziemi mogą również wystąpić, ponieważ minerały w subdukcyjnych częściach płyt stają się niestabilne pod wysokim ciśnieniem, któremu są tam poddawane, i nagle zapadają się, tworząc gęstsze minerały, radykalnie zmieniając jednocześnie ich objętość.
W przeciwieństwie do stosunkowo spokojnych wylewów lawy bazaltowej wzdłuż osi rozbieżności płyt, wulkanizm charakterystyczny dla stref subdukcji często objawia się bardzo gwałtownie. Chociaż aktywność wulkaniczna Ziemi powoduje powstanie oszałamiająco pięknych wulkanów, takich jak góra Fudżi w Japonii, przyczynia się ona również do wielu katastrof, które nękały historię Ziemi. Przykłady takich katastrof obejmują zasypanie starożytnego rzymskiego miasta Pompeje pod warstwą gorącego pyłu wulkanicznego wyrzuconego przez pobliski wulkan Wezuwiusz, masowe zniszczenie całego życia na tym obszarze w wyniku eksplozji wulkanu Krakatoa w Indonezji w 1883 r. oraz ostatnio eksplozja góry Pinatubo na Wyspach Filipińskich w 1991 r. Dlaczego wulkanizm występuje w strefach subdukcji? W Rozdziale 2 zasugerowaliśmy możliwą odpowiedź: płyty oceaniczne zawierają wodę. Woda gromadzi się w grubych warstwach osadów gromadzących się na dnie oceanu, przemieszczając się od miejsca powstawania przy grzbietach aż do zniszczenia w strefach subdukcji. Ponadto podczas tej długiej podróży niektóre minerały w skorupie bazaltowej reagują z wodą morską, tworząc inne, uwodnione minerały. Chociaż podczas zderzeń płyt część tego osadu jest zeskrobywana z opadającej płyty i wyrzucana na ląd, inna część jest przenoszona do płaszcza na znaczne głębokości. Gdy osady te opadają wzdłuż strefy subdukcji, duża część wolnej wody zawartej w porach pomiędzy ziarnami jest wyciskana pod wpływem zwiększonego ciśnienia i wraca na powierzchnię. Ale pewna jego część pozostaje, jak woda związana w strukturze minerałów skorupy. Ostatecznie rosnąca temperatura i ciśnienie wypierają tę wodę ze skał i przedostaje się ona do płaszcza na szczycie strefy subdukcji. To właśnie ten proces powoduje wulkanizm. Na tych głębokościach, gdzie woda jest usuwana z porów i samych minerałów, otaczający płaszcz jest już dość gorący, a dodatek wody obniża temperaturę topnienia skał na tyle, aby rozpocząć topnienie. Zasadę tę powinni znać mieszkańcy północnych miast, którzy zimą posypują ulice solą, aby obniżyć temperaturę topnienia lodu.
We wszystkich strefach subdukcji Ziemi aktywny wulkanizm nieuchronnie występuje na mniej więcej tej samej wysokości nad opadającą płytą, czyli około 150 kilometrów. Jest to w przybliżeniu głębokość, na której niszczone są minerały zawierające wodę,
uwalniając wodę, która sprzyja topnieniu. Typowym rodzajem skały w tym miejscu jest andezyt, którego nazwa, jak można się domyślić, pochodzi od nazwy pasma górskiego w Ameryce Południowej (Andach), gdzie skała ta jest bardzo popularna. Eksperymenty laboratoryjne pokazują, że andezyt jest dokładnie tym typem skały, jakiego można by się spodziewać, gdyby skały płaszcza stopiły się w obecności wody uwolnionej z subdukowanej płyty; woda ta wyjaśnia również wybuchową, gwałtowną naturę wulkanizmu charakterystyczną dla stref subdukcji. Gdy magma zbliża się do powierzchni ziemi, rozpuszczona woda i inne lotne składniki szybko rozszerzają się w odpowiedzi na spadek ciśnienia; ekspansja ta często ma charakter eksplozji.
Wiele z największych trzęsień ziemi występuje wzdłuż stref subdukcji. Nie jest to zaskakujące, jeśli pomyślisz o tym, co dzieje się w tych obszarach: dwa gigantyczne kawałki skorupy ziemskiej, każdy o grubości około 100 kilometrów, zderzają się ze sobą, wpychając jedną płytę pod drugą. Niestety, niektóre obszary w pobliżu stref subdukcji są bardzo gęsto zaludnione. Możemy przewidzieć ze 100% pewnością, że na takich obszarach nadal będą występować duże, niszczycielskie trzęsienia ziemi; Jest to mało prawdopodobne, aby było to wielkim pocieszeniem w obliczu perspektywy katastrofalnych wydarzeń, takich jak trzęsienie ziemi w Kobe w Japonii na początku 1995 roku.
Jednak Ziemia jest planetą dynamiczną; Nawet strefy subdukcji nie trwają wiecznie, przynajmniej jeśli chodzi o czas geologiczny. W końcu przestają działać i gdzieś powstają inne. Jakie zdarzenia mogą zatrzymać proces subdukcji?
Najczęściej jest to zderzenie kontynentów po tym, jak istniejąca między nimi skorupa oceaniczna zostanie pochłonięta przez proces subdukcji. Pamiętajmy, że bardzo często płyty litosferyczne składają się ze skorupy kontynentalnej i oceanicznej. O ile sama płyta może być obojętna na charakter swoich pasażerów, o tyle nie można tego samego powiedzieć o strefie subdukcji. Po prostu nie jest w stanie połknąć skorupy kontynentalnej ze względu na jej niską gęstość. Kiedy więc basen oceaniczny ostatecznie zamyka się w wyniku subdukcji, dwa kawałki skorupy kontynentalnej po prostu zderzają się i zostają ze sobą zespawane; subdukcja zatrzymuje się. Uproszczony szkic takiego procesu pokazano na rys. 5.5. Nie jest to tak proste, jak mogłoby się wydawać powyższy opis; W typowym przypadku zderzeniu kontynentów towarzyszy potężny wulkanizm, metamorfizm i zabudowa gór i trwa bardzo długo.
Być może najwybitniejszym przykładem takiego procesu z niedawnej przeszłości jest zderzenie Indii z Azją, opisane szerzej w rozdziale 11, w wyniku którego powstały Himalaje. Dawno, dawno temu na terenach dzisiejszych Himalajów istniała strefa subdukcji, wzdłuż której płyta na południu opadała na północ pod Azją, a pomiędzy Azją a położonym na południu kontynentem indyjskim znajdowała się rozległa ocean. Skały Himalajów i Płaskowyżu Tybetańskiego wskazują, że sytuacja ta trwała bardzo długo, podczas którego wiele małych fragmentów pływającej skorupy kontynentalnej, przeniesionych wraz z tą płytą oceaniczną, przybyło z południa do strefy subdukcji i utknęło w południowy kraniec Azji. Stopniowo jednak dno oceanu zostało wchłonięte przez strefę subdukcji, w wyniku czego Indie zostały pociągnięte na północ. Między 50 a 60 milionami lat temu zakątek tego kontynentu dotarł do strefy subdukcji i zaczął napierać na Azję. Bezwładność jego ruchu spowodowała, że północna część Indii wsunęła się pod południową część płyty azjatyckiej, tworząc fragment skorupy kontynentalnej dwukrotnie grubszy niż gdziekolwiek indziej na świecie. Osady wypłukane z obrzeży dwóch kontynentów blisko siebie przed zderzeniem, wyspy wulkaniczne, które istniały na ich krawędziach, a także skały samych kontynentów zostały złapane w gigantycznej kolizji, zmiażdżone w system równoległych fałd, rozbite na bloki przez system usterek i uległ metamorfozie. W rezultacie powstało najwyższe pasmo górskie i największy płaskowyż na Ziemi.
Ryż. 5.5. Schematyczny przekrój pokazujący, jak proces subdukcji może zamknąć basen oceaniczny i spowodować zderzenie kontynentów, tworząc ogromne systemy górskie, takie jak Himalaje.
Rozległy górzysty kraj Himalajów nadal jest uważany za granicę płyt, ponieważ między Azją a Indiami nadal istnieje względny ruch. Ten kraj wciąż się rozwija; Trzęsienia ziemi są tam dość powszechne. Rzeczywiście, łagodzące naprężenia trzęsienia ziemi w skorupie ziemskiej występują dziś daleko od strefy zderzenia, szczególnie w Chinach, w wyniku faktu, że części Azji zostały ściśnięte i zwrócone na wschód, gdy obie płyty zbliżały się do siebie. Jednak ostatecznie, gdy ustanie względny ruch pomiędzy dwoma wcześniej oddzielonymi kontynentami, Himalaje zostaną uznane za nieaktywną strefę szwów zlokalizowaną w obrębie kontynentu. Kiedy jednak to nastąpi, coś innego będzie musiało się przesunąć, aby pomieścić nowy obszar dna morskiego, który tworzy się wzdłuż grzbietu oceanicznego, położonego daleko na południu (rysunek 5.2). Badania dna morskiego w pobliżu Sri Lanki przeprowadzone w ostatnich latach wskazują, że na południe od wyspy może tworzyć się nowa strefa subdukcji, która rozwiąże zagadkę geometryczną.
Wydaje się, że zderzenia między kontynentami, takie jak te, które doprowadziły do powstania Himalajów, zdarzają się regularnie w historii geologicznej. Chociaż utworzone przez nie wysokie góry już dawno uległy erozji, ślady takich wydarzeń można rozpoznać w starożytnych skałach po tym, że tworzą one charakterystyczne długie pasy silnie przemienionych skał mniej więcej w tym samym wieku. Dobrym przykładem takiego obszaru jest prowincja Granville we wschodniej części Ameryki Północnej (ryc. 4.3), która niewątpliwie była w starożytności bardzo podobna do dzisiejszych Himalajów.
7. Zjawiska niesamowite - rozprzestrzenianie się i subdukcja
Zjawiska te ilustruje rysunek na s. 74. Zacznijmy od rozprzestrzeniania się. Występuje wzdłuż grzbietów śródoceanicznych – granic pomiędzy ruchomymi płytami (te granice zawsze biegną wzdłuż dna oceanu). Na naszym zdjęciu grzbiet śródoceaniczny oddziela płyty litosferyczne A i B. Mogą to być na przykład odpowiednio Płyta Pacyfiku i Płyta Nazca. Linie ze strzałkami na rysunku pokazują kierunki ruchu magmowych mas astenosfery. Łatwo zauważyć, że astenosfera ma tendencję do przeciągania płyty A w lewo, a płyty B w prawo, i w ten sposób rozpycha te płyty. Rozsuwaniu się płyt sprzyja także przepływ magmy z astenosfery, kierowany od dołu do góry, bezpośrednio do styku płyt; działa jak rodzaj klina. Zatem płyty A i B nieznacznie się od siebie oddalają, a pomiędzy nimi tworzy się szczelina (szczelina). Ciśnienie skał w tym miejscu spada i pojawia się tam centrum roztopionej magmy. Następuje podwodna erupcja wulkanu, stopiony bazalt przelewa się przez szczelinę i krzepnie, tworząc bazaltową lawę. W ten sposób narastają krawędzie ruchomych płyt A i B. A zatem gromadzenie się następuje z powodu masy magmowej, która uniosła się z astenosfery i rozprzestrzeniła się wzdłuż zboczy grzbietu śródoceanicznego. Stąd angielskie określenie „rozprzestrzenianie”, które oznacza „ekspansję”, „rozprzestrzenianie”.
Należy pamiętać, że rozprzestrzenianie się następuje w sposób ciągły. Płyty A&V są cały czas budowane. Dokładnie tak te płyty poruszają się w różnych kierunkach. Podkreślamy: ruch płyt litosferycznych nie jest ruchem jakiegoś obiektu w przestrzeni (z jednego miejsca do drugiego); nie ma to nic wspólnego z ruchem, powiedzmy, kry po powierzchni wody. Ruch płyty litosferycznej wynika z faktu, że w pewnym miejscu (gdzie znajduje się grzbiet śródoceaniczny) stale rosną nowe i nowe części płyty, w wyniku czego stale uformowane wcześniej części płyty oddalenie się od wspomnianego miejsca. Ruchu tego nie należy więc postrzegać jako przemieszczenia, lecz jako ekspansję (można powiedzieć: ekspansję).
Cóż, kiedy rośnie, naturalnie pojawia się pytanie: gdzie umieścić „dodatkowe” części płyty? Płyta B urosła tak bardzo, że dotarła do płyty C. Jeśli w naszym przypadku płyta B jest płytą Nazca, to płyta C może być płytą południowoamerykańską.
Zauważ, że na płycie C znajduje się kontynent; jest to płyta bardziej masywna w porównaniu do płyty oceanicznej B. Zatem płyta B dotarła do płyty C. Co dalej? Odpowiedź jest znana: płyta B pochyli się w dół, zanurkuje (przesunie się) pod płytą C i będzie nadal rosła w głębinach astenosfery pod płytą C, stopniowo zamieniając się w materię astenosfery. Zjawisko to nazywa się subdukcją. Termin ten pochodzi od słów „sub” i „duction”. W języku łacińskim oznaczają one odpowiednio „pod” i „ołów”. Zatem „subdukcja” polega na umieszczeniu czegoś pod czymś. W naszym przypadku płyta B została umieszczona pod płytą C.
Rysunek wyraźnie pokazuje, że na skutek odchylenia płyty B zwiększa się głębokość oceanu w pobliżu krawędzi płyty kontynentalnej C – powstaje tu rów głębinowy. Łańcuchy aktywnych wulkanów zwykle pojawiają się w pobliżu okopów. Tworzą się one nad miejscem, w którym „zanurzona” płyta litosferyczna, opadająca ukośnie w głąb, zaczyna się częściowo topić. Topnienie następuje ze względu na fakt, że temperatura zauważalnie wzrosła wraz z głębokością (do 1000-1200 ° C), a ciśnienie skał jeszcze nie wzrosło zbyt mocno.
Teraz reprezentujesz istotę koncepcji globalnej tektoniki płyt. Litosfera Ziemi to zbiór płyt unoszących się na powierzchni lepkiej astenosfery. Pod wpływem astenosfery oceaniczne płyty litosfery przesuwają się w kierunku od grzbietów śródoceanicznych, których kratery zapewniają stały wzrost litosfery oceanicznej (jest to zjawisko jastrychu). Płyty oceaniczne przesuwają się w stronę rowów głębinowych; tam schodzą głębiej i ostatecznie zostają wchłonięte przez astenosferę (jest to zjawisko subdukcji). W strefach rozprzestrzeniania się skorupa ziemska jest „zasilana” materią astenosfery, a w strefach subdukcji zwraca „nadmiar” materii do astenosfery. Procesy te zachodzą dzięki energii cieplnej wnętrza Ziemi. Strefy rozprzestrzeniania się i strefy subdukcji są najbardziej aktywne tektonicznie. Stanowią one większość (ponad 90%) źródeł trzęsień ziemi i wulkanów na świecie.
Uzupełnijmy opisywany obraz dwiema uwagami. Po pierwsze, istnieją granice pomiędzy płytami poruszającymi się mniej więcej równolegle do siebie. Na takich granicach jedna płyta (lub jej część) jest przesunięta pionowo względem drugiej. Są to tak zwane błędy transformacji. Przykładem są wielkie Szczeliny Pacyfiku, które biegną równolegle do siebie. Po drugie, subdukcji mogą towarzyszyć procesy fałdowania i fałdowania gór na krawędzi skorupy kontynentalnej. Tak powstały Andy w Ameryce Południowej. Na szczególną uwagę zasługuje ukształtowanie się Wyżyny Tybetańskiej i Himalajów. Porozmawiamy o tym w następnym akapicie.
Skorupa ziemska jest najwyższą warstwą Ziemi i jest najlepiej zbadana. W jego głębinach kryją się bardzo cenne dla człowieka skały i minerały, które nauczył się wykorzystywać w gospodarstwie. Rysunek 1. Budowa Ziemi Górna warstwa skorupy ziemskiej składa się z dość miękkich skał. Powstają w wyniku zniszczenia twardych skał (na przykład piasku), osadzania się szczątków zwierzęcych (kreda) lub...
Wyróżnia się dwa reżimy tektoniczne: platformowy i orogeniczny, które odpowiadają megastrukturom drugiego rzędu - platformom i orogenom. Na platformach rozwija się płaskorzeźba równin o różnej wysokości i różnej genezie, a na obszarach górskich rozwijają się kraje górskie. Równiny platformowe Równiny platformowe rozwijają się na platformach w różnym wieku i są główną megaformą rzeźby kontynentalnej...
A czasami mogą pojawić się nawet awarie. Formy te są szeroko rozpowszechnione w regionach Azji Środkowej. Kras i formy krasowe. Wapienie, gips i inne pokrewne skały prawie zawsze mają dużą liczbę pęknięć. Przez te pęknięcia woda deszczowa i śnieżna przedostaje się w głąb ziemi. Jednocześnie stopniowo rozpuszczają wapienie i poszerzają pęknięcia. W rezultacie cała grubość wapienia...
Najwyższym punktem całej Ukrainy jest Góra Goverla (2061 m) w Karpatach Ukraińskich. Niziny, wzgórza i góry Ukrainy są ograniczone do różnych struktur tektonicznych, które wpłynęły na rozwój współczesnej rzeźby i powierzchni poszczególnych części terytorium. Niziny. Na północy Ukrainy znajduje się Nizina Polesie, która opada w kierunku rzek Prypeć i Dniepr. Jego wysokość nie przekracza 200 m, tylko...
Zrozumienie natury drobnej struktury strefy subdukcji ma kluczowe znaczenie dla fizyki procesu sejsmotektonicznego. Efektem intensywnych badań geofizycznych i geologicznych stref subdukcji prowadzonych w ciągu ostatnich kilkudziesięciu lat są nowe dane dotyczące struktury tej strefy i charakterystyki sejsmiczności. Postawili szereg pytań, na które odpowiedzi nie da się uzyskać w ramach modelu tektoniki płyt. Lepiej jest rozważyć te kwestie na podstawie aktywacji procesów endogenicznych, które mają znaczącą składową pionową transferu energii. Ograniczymy się do zaprezentowania wyników szeregu prac na Kamczatce, Wyspach Kurylskich i Japonii, które są powszechnie znane i dość obiektywne.
Przede wszystkim rozważmy cechy występowania procesów sejsmotektonicznych, które jednocześnie odzwierciedlają warunki ich manifestacji. Można to ocenić na podstawie rozkładu gęstości epicentrów trzęsień ziemi na Kamczatce (ryc. 5.6, [Boldyrev, 2002]). Główna strefa aktywna sejsmicznie ma szerokość 200 - 250 km. Rozkład gęstości epicentrów ognisk (zwanych dalej ogniskami) w przestrzeni jest złożony, zidentyfikowano izometryczne i wydłużone obszary o różnej gęstości ognisk.
Obszary o zwiększonej gęstości ogniskowej tworzą system lineamentów, z których najbardziej zauważalne pokrywają się z uderzeniem morfostruktur regionu Kamczatki. Obszary te są stabilne w przestrzeni w okresie kontroli instrumentalnej, czyli od 1962 do 2000 roku. Położenie obszarów słabo sejsmicznych jest również stabilne w przestrzeni. Należy pamiętać, że częstotliwość trzęsień ziemi na tych obszarach może się znacznie różnić. Widać to przy implementacji np. algorytmów RTL [Sobolev i Ponomarev, 2003].
Ryc. 5.6 Gęstość epicentrów (N na 100 km2) trzęsień ziemi na Kamczatce w latach 1962-1998. Ryc. (H=0-70km, kb > 8,5). Prostokąt - obszar pewnej rejestracji zdarzeń z KB> 8,5. 1 - współczesne wulkany, 2 - źródła o kb > 14,0, 3 - oś rowu głębinowego, 4 - izobata - 3500m.
Czasoprzestrzenne zmiany gęstości źródeł w trzech pasach strefy sejsmicznej Kamczatki przedstawiono na ryc. 5.7. [Boldyrev, 2002]. Jak widać, położenie obszarów sejsmicznie aktywnych i słabo sejsmicznych jest bardzo stabilne w czasie w tym okresie monitorowania. Ten sam rysunek pokazuje położenie źródeł silnych trzęsień ziemi (K > 12,5), pokrywając się z obszarami o zwiększonej gęstości źródeł słabych trzęsień ziemi. Można stwierdzić, że zdarzenia silne zachodzą w strefach wzmożonej aktywności zdarzeń słabych, choć zgodnie z koncepcjami mechanistycznymi w tych obszarach powinien nastąpić wyładowanie nagromadzonych naprężeń.
Wyniki analizy przedstawione na rys. 1 są bardzo interesujące. 5,8 [Boldyrev, 2000]. Górna część rysunku przedstawia przekrój pionowy rozkładu gęstości hipocentrów w komórkach o wymiarach 10 na 10 km oraz położenie przekroju skorupa-płaszcz. W płaszczu pod Kamczatką praktycznie nie ma ośrodków, przeważają one pod równikiem Oceanu Spokojnego. W dolnej części rysunku autor pokazuje szacunkowe trendy migracji silnych zdarzeń ze 159°E. do 167 o wschód Szybkość „migracji” ognisk wynosi 50–60 km/rok, częstotliwość aktywacji wynosi 10–11 lat. W ten sam sposób możemy zidentyfikować trendy zdarzeń o niższym poziomie energii, które „rozprzestrzeniają się” z zachodu na wschód. Nie omówiono jednak charakteru takich poziomych procesów przenoszenia energii sprężystej. Należy zauważyć, że schemat poziomo działających procesów przenoszenia energii sprężystej nie zgadza się z obserwowanymi stabilnymi pozycjami w przestrzeni obszarów o stałym poziomie sejsmiczności. Istnienie stabilnych obszarów z aktywnymi zjawiskami sejsmicznymi bardziej wskazuje na występowanie pionowych procesów wzbudzenia środowiska, które w danym okresie mają określony rytm.
Możliwe, że procesy te są powiązane z różnymi charakterystykami środowiska, odzwierciedlonymi w modelach prędkości (rys. 5.9 i 5.10) [Tarakanov, 1987; Boldyrev i Katz, 1982]. Natychmiast zauważalne są niejednorodności tworzące złożoną mozaikę „bloków” o zwiększonych lub obniżonych poziomach prędkości (w stosunku do uśrednionego odcinka prędkości według Jeffreysa). Co więcej, „bloki”, w których prędkości są prawie stałe, zlokalizowane są w szerokim zakresie głębokości, kontrastem wyróżniają się konstrukcje nachylone również o dużej różnicy głębokości. W tych samych zakresach głębokości prędkości fal sprężystych mogą być zarówno duże, jak i małe. Prędkości w płaszczu subkontynentalnym są niższe niż w płaszczu suboceanicznym na tych samych głębokościach. Należy także zwrócić uwagę na najwyższe wartości gradientów prędkości.
Ryc. 5.7 Przestrzenno-czasowe rozkłady gęstości źródeł (liczba zdarzeń na 0,5 roku w odstępie AY = 20 km) w trzech liniach podłużnych strefy aktywnej sejsmicznie Kamczatki. Pozycje 20 najsilniejszych trzęsień ziemi w każdym pasie zaznaczono krzyżykami.
Ryc.5.8. Przekrój pionowy (a) i czasoprzestrzenne zmiany gęstości ognisk (b) w pasie 20 km wzdłuż 55° N. 1 - ogniska trzęsienia ziemi Kb>12,5, 2 - rzut współczesnej strefy wulkanicznej, 3 - rzut osi rowy głębinowe.
Rys.5.9 Pola prędkości fal podłużnych (km/s) w strefie ogniskowej wzdłuż profilu stacji Hachinohe – Wyspa Shikotan: 1 –< 7.25, 2 - 7.25 - 7.5, 3 - 7.51 - 7.75, 4 - 7.76 - 8.0, 5 - 8.01 - 8.25, 6 - 8.26 - 8.5, 7 - >8,5, 8 - hipocentra najsilniejszych trzęsień ziemi.
Rys. 5.10 Równoleżnikowy profil zmian prędkości fal podłużnych (stacja SKR - rów głębinowy), anomalii przepływu ciepła i pola grawitacyjnego. 1 - izolinie pola prędkości V; 2 - wartości prędkości dla standardowego modelu Ziemi; 3 - położenie powierzchni M i wartości w niej prędkości granicznych; 4 - zmiana przepływu ciepła tła; 5 - anomalie pola grawitacyjnego; 6 - aktywne wulkany; 7 - rów głębinowy, 8 - granice warstwy sejsmofokalnej.
Poziom aktywności sejsmicznej (tj. gęstość źródła) w strefach ma odwrotną korelację z prędkością V? i bezpośrednio z czynnikiem jakości środowiska. Jednocześnie obszary o zwiększonych prędkościach charakteryzują się z reguły większym poziomem tłumienia [Boldyrev, 2005], a hipocentra najpotężniejszych zdarzeń zlokalizowane są w strefach o zwiększonych prędkościach i ograniczają się do granic „bloki” o różnych prędkościach [Tarakanov, 1987].
Skonstruowano uogólniony model prędkości ośrodka blokowego dla strefy sejsmofokalnej i jej otoczenia [Tarakanov, 1987]. Strefa ogniskowa jest również niejednorodna pod względem przestrzennego rozkładu hipocentrów i struktury prędkości. Pod względem grubości przypomina dwuwarstwę, tj. samą strefę sejsmofokalną i przylegającą do niej warstwę dużej prędkości (lub „blok”) o D V ~ (0,2 - 0,3 km/s). Najbardziej sejsmiczna część strefy charakteryzuje się anomalnie dużymi prędkościami, a bloki znajdujące się bezpośrednio pod łukami wysp i jeszcze głębiej w kierunku strefy ogniska sejsmicznego charakteryzują się anormalnie małymi prędkościami. Dwuwarstwową strefę sejsmofokalną na niektórych głębokościach opisano także w innych pracach [Stroenie..., 1987].
Dane te można uznać za obiektywne, choć granice wybranych „bloków” mogły nie zostać wyznaczone dostatecznie dokładnie. Zaobserwowanych rozkładów prędkości fal sejsmicznych, cech naprężeń i odkształceń tektonicznych, a także przestrzennego rozkładu anomalii różnych pól geofizycznych i hydrogeochemicznych nie da się zrealizować, jeśli wyobrazimy sobie, że strefa ogniska sejsmicznego znajduje się w ciągłym ruchu jednokierunkowym, jak następuje z modelu tektoniki płyt [Tarakanov i Kim, 1979; Boldyrev i Katz, 1982; Tarakanow, 1987; Boldyrew, 1987]. W tym przypadku anomalie prędkości są powiązane ze zmianami gęstości, co może wyjaśnić ruch lepkiego ośrodka w polu grawitacyjnym. Należy zauważyć, że charakter tych ruchów przypomina pola w komórce konwekcyjnej, gdzie ruchy w górę można przekształcić w poziome ruchy górnego płaszcza, który wyróżnia się w pobliżu grzbietu wyspy. Położenie strefy sejsmofokalnej, jej zarys i nachylenie są związane z interakcją zdekompresowanego płaszcza pod morzem brzeżnym z gęstszym środowiskiem pod oceanem.
Interesujące są prace L.M. Balakina, poświęcony badaniom mechanizmów ognisk trzęsień ziemi w strefach subdukcji ([Balakina, 1991,2002] i literatura na ten temat). Najpełniej zbadano łuk wysp Kurylsko-Kamczackich i wyspy japońskie. W przypadku trzęsień ziemi (M > 5,5) w górnych 100 km litosfery zidentyfikowano jeden typ mechanizmów ogniskowych. W nim jedna z możliwych płaszczyzn pęknięcia jest zorientowana stabilnie wzdłuż uderzenia łuku wyspy i ma stromy kąt nachylenia (60–70°) w kierunku rowu głębinowego, druga - płaska płaszczyzna (kąt padania mniejszy niż 30°) nie ma stabilnej orientacji wzdłuż azymutu uderzenia i kierunku padania. W pierwszej płaszczyźnie dominujący ruch jest zawsze odwrotny, natomiast w drugiej waha się od pchnięcia do poślizgu. Oznacza to naturalną orientację działających naprężeń dla głębokości do 100 km: naprężenie ściskające na całej grubości litosfery jest zorientowane w poprzek uderzenia łuku wyspy z nachyleniem w kierunku rowu głębinowego pod niewielkim kątem do horyzontu (20-25°). Naprężenia rozciągające na tych głębokościach są zorientowane stromo, z nachyleniem w kierunku tylnego basenu i dużym rozrzutem wzdłuż azymutu uderzenia. Oznacza to, że pogląd, że orientacja osi naprężeń ściskających lub rozciągających pokrywa się z wektorem nachylenia strefy ogniskowej, nie jest uzasadniony. Również L.M. Balakina zauważa, że w ogniskach trzęsień ziemi o pośrednich i głębokich ogniskach nie można uznać, że żadne z naprężeń ściskających ani rozciągających pokrywa się w kierunku z wektorem zanurzenia strefy sejsmofokalnej. Analiza mechanizmów ogniskowych wykazała, że w litosferze i płaszczu zachodzi subpionowy ruch materii. Jednak w płaszczu, w przeciwieństwie do litosfery, może on rosnąć lub opadać (ryc. 5.11). Dlatego strefa sejsmofokalna może stanowić granicę pomiędzy strefami wypiętrzenia i osiadania. Wiodącym procesem wydaje się być powstawanie i rozwój struktur tylnej subsydencji, spowodowanych ruchem mas pokrywających cały górny płaszcz pod niecką tylną (Balakina, 1991). Proces ten związany jest z grawitacyjnym różnicowaniem materii w obszarze przejść fazowych pomiędzy płaszczem dolnym i górnym, czyli proces ruchu rozpoczyna się od dołu, a nie od góry, jak wynika z modelu tektoniki płyt. Strefa ogniskowa to obszar zróżnicowanych ruchów na granicy płaszcza basenu tylnego i płaszcza oceanicznego. Trwającej redystrybucji mas towarzyszy także ich poziomy ruch, którego rozwój w astenosferze powoduje podniesienie podstawy odpowiedniego odcinka litosfery. W rezultacie naprężenia koncentrują się wzdłuż strefy ogniskowej i kumulują się odkształcenia ścinające, które determinują wzorce rozkładu mechanizmów ogniskowych na różnych głębokościach, od powierzchni do płaszcza.
Wypracowane w cytowanych pracach koncepcje dotyczące powstawania stref sejsmofokalnych (stref subdukcji) są w dużej mierze podobne, a mechanizmy ruchów pionowych wyjaśniane są także w modelu pionowej akrecji materii [Vertical..., 2003].
Pozostają jednak dwie grupy pytań. Pierwsza grupa: charakter słabej sejsmiczności skorupy ziemskiej, quasi-stacjonarne strefy sejsmiczności o różnej aktywności, sprzężenie stref o słabej i silniejszej sejsmiczności. Druga grupa pytań związana jest z naturą głębokoogniskowych modeli sejsmiczności i prędkości środowiska.
Odpowiedzi na pierwszą grupę pytań można uzyskać na podstawie pomysłów na temat konsekwencji oddziaływania wznoszących się strumieni gazów lekkich z fazą stałą litosfery. Intensywność zdarzeń sejsmicznych w różnych strefach (sejsmiczność wzorcowa) jest określona przez różnicę w przepływach wznoszących się gazów lekkich i ich cykliczność, tj. niejednorodność sejsmiczności odzwierciedla odpowiednią nierównomierność wznoszących się przepływów gazów lekkich.
Ryc. 5.11 Schemat różnicowych ruchów materii w strefie granicznej pomiędzy aktywnym płaszczem basenu tylnego a pasywnym płaszczem oceanicznym, zachodzących podczas osiadania basenu tylnego (wg Balakina). Przekrój pionowy prostopadły do zajarzenia łuku. 1 - ruchy w dół na obrzeżu tylnego basenu; 2 - poziome ruchy materii w astenosferze pod wyspowym zboczem rowu; 3 - linie wypiętrzenia podstawy litosfery w wyniku ruchu materii w astenosferze; 4,5 - orientacja naprężeń: 4 - ściskanie, 5 - rozciąganie, powstające podczas zróżnicowanych ruchów materii w litosferze iw dolnej części strefy ogniskowej; 6 - orientacja stromych nieciągłości i ruchów w litosferze; 7 - górny płaszcz pod tylną umywalką; 8 - górny płaszcz oceaniczny; 9 - strefa ogniskowa; 10 stromych nieciągłości na dnie strefy ogniskowej.
Charakter procesów powstawania drobnej struktury prędkości ośrodka, jak nam się wydaje, praktycznie nie został omówiony. Struktura szybkości otoczenia jest dość zaskakująca w swoim kontraście. Zewnętrzna struktura prędkości ośrodka przypomina pionowe strefy (bloki) o zwiększonej lub obniżonej sejsmiczności, ale są one zlokalizowane w strefie przejściowej skorupy dolnej i górnego płaszcza (40-120 km). Zmiany reżimu prędkości w konstrukcjach z bloków pionowych można wyjaśnić nie tylko na podstawie modeli czysto gęstościowych (których geneza wymaga omówienia), ale także zmian reżimu temperaturowego związanych z efektami termicznymi rosnących przepływów wodoru w różne elementy konstrukcji. Co więcej, w strefie przejściowej od górnego płaszcza do dolnej skorupy możemy mówić jedynie o dyfuzji ku górze wodoru atomowego w strukturach krystalicznych. Najwyraźniej możliwe są strumieniowe przepływy wodoru i helu w kierunku mniej gęstego upakowania struktur krystalicznych, podobne do obserwowanych w eksperymentach laboratoryjnych (ryc. 4.4 b, c, d). Potwierdzają to dane dotyczące szybkiej zmienności parametrów prędkości środowiska [Slavina i in., 2007].
Omówmy możliwe mechanizmy zmiany właściwości ośrodka w strefach strumieniowego przepływu wodoru w górę. Jeden z mechanizmów związany jest z procesami rozpuszczania wodoru w strukturach krystalicznych. Jest to proces endotermiczny. Chociaż ciepło rozpuszczania wodoru nie jest znane w przypadku materiałów skalnych, do szacunków można wykorzystać dane dotyczące materiałów, które nie tworzą związków wodorkowych. Wartość ta może być rzędu 30 kcal/mol(N). Przy ciągłym przepływie wodoru atomowego w górę (pod warunkiem, że wolne miejsca i wadliwe struktury są zajęte przez wodór) rzędu 1 mol N/m2, spadek temperatury może wynosić 50-100°. Proces ten może ułatwić tekstura pewnych struktur granicznych, np. w strefie ogniska sejsmicznego i obszarach przyległych. Należy zauważyć, że przejawy procesów endotermicznych towarzyszących rozpuszczaniu wodoru w strukturach krystalicznych są intensywne w strefach przemian strukturalnych i materiałowych realizujących reidowy przepływ materii. Na możliwość wystąpienia takich procesów wskazuje szereg wzorców propagacji fal sprężystych. Przykładowo, pionowe strefy o zwiększonych prędkościach charakteryzują się większym poziomem tłumienia [Boldyrev, 2005]. Może to wynikać z oddziaływania fal sprężystych z podsiecią wodorową, której stężenie wzrasta w strefach o niższych temperaturach. Takie efekty są znane w praktyce laboratoryjnej. Obecność podsieci wodorowej po nasyceniu materiałów skalnych zarejestrowano w badaniach dyfrakcji promieni rentgenowskich poprzez pojawienie się odbić nadstrukturalnych pod małymi kątami (ryc. 4.2). W tych przedstawieniach struktur prędkości uwzględnia się dwa typy stref: strefę o normalnym tle przepływu wodoru w górę oraz strefę o niskim stężeniu wodoru (wcześniej temperatura w tej strefie była podwyższona), gdzie następuje dodatkowe rozpuszczenie wodoru możliwy. Można zauważyć, że pojawienie się dwufazowego stanu materii w środowisku geologicznym przy wysokim ciśnieniu wodoru może prowadzić do wzrostu gęstości na skutek gęstszego upakowania struktur.
Można jednak rozważyć inny model powstawania różnic w strukturach prędkości środowiska. Podczas strumieniowego przepływu wodoru przez różne struktury (przykładowo na rys. 4.4b) wraz z nim odprowadzana jest pewna ilość ciepła [Letnikov i Dorogokupets, 2001]. W ramach tych koncepcji wyróżnia się konstrukcje o temperaturach podwyższonych oraz konstrukcje o temperaturach normalnych dla odpowiednich głębokości. Ale to wszystko oznacza, że prędkości fal sprężystych w różnych konstrukcjach będą zmieniać się w czasie, a czas zmian może być bardzo krótki, jak pokazał L.B. Slavina i współpracownicy.
W ramach rozpatrywanych procesów niektóre właściwości sejsmicznej strefy ogniskowej (strefy subdukcji) można powiązać z procesami oddziaływania wznoszącego się strumienia głębokiego wodoru z fazą stałą. Strefa sejsmofokalna jest pochłaniaczem gazów lekkich. Zwiększona koncentracja defektów strukturalnych, jak omówiono powyżej, może prowadzić do akumulacji wodoru i helu w defektach (wakatach) o gęstości zbliżonej do ich gęstości w fazach stałych. Z tego powodu gęstość materiału strefy sejsmofokalnej może wzrosnąć o ułamki jednostek (g/cm 3). Może to również pomóc zwiększyć prędkość fal sprężystych. Proces ten zachodzi jednak na tle zjawisk o większej skali, typu planetarnego, najwyraźniej spowodowanych pionowym transferem materii (mechanizm adwekcji-płynu [Belousov, 1981; Spornye.., 2002; 0keanization.., 2004; Pavlenkova, 2002). ]), a także przez procesy zachodzące w warstwach granicznych pomiędzy płaszczem kontynentalnym i oceanicznym a litosferą. Naturalnie ta strefa przygraniczna powinna posiadać szereg unikalnych właściwości. Powstaniu tej strefy i utrzymaniu jej długotrwałego, w miarę stabilnego stanu towarzyszy pojawienie się w niej, jak zauważono powyżej, dużych naprężeń, tworzących pewną teksturę odkształcenia. Tekstura deformacji może również znacząco przyczynić się do wzrostu prędkości fal sprężystych wzdłuż takich struktur granicznych. Tworzenie i utrzymywanie tekstury odkształcenia jest również ułatwione przez dyfuzję wodoru i helu w górę. Powyżej podano przykłady teksturowania (rys. 4.1b) materiałów skalnych po nasyceniu gazami lekkimi. Należy zauważyć, że struktury teksturowane charakteryzują się zwiększoną koncentracją defektów. Przyczynia się to do gromadzenia się w nich gazów lekkich i przejawów niestabilności środowiska w wyniku ciągłej dyfuzji gazów lekkich w górę. Dlatego strefa graniczna, zwana także strefą sejsmofokalną, może również reprezentować strukturę dwufazową, co wpływa na jej parametry prędkości. Należy pamiętać, że stan nierównowagowy środowiska geologicznego przy podwyższonych wartościach parametrów P-T może świadczyć o występowaniu nadplastyczności. Wynika to z koncepcji laboratoryjnych i obserwacji nadplastyczności. Jednak przeniesienie tych pomysłów na warunki środowiskowe głębsze niż 150-200 km nie ma jeszcze realnych podstaw.
Teraz o naturze głęboko ogniskowych trzęsień ziemi, a dokładniej, oczywiście, aby porozmawiać o naturze przygotowania i występowania wieloskalowych, głęboko ogniskowych „ruchów”. Ponadto podstawą tych pomysłów są cechy zjawisk sejsmicznych charakteryzujących się składową ścinającą ruchów w tak zwanym „źródle” głębokoogniskowym. Główne koncepcje na ten temat opierają się obecnie na modelu tektoniki płyt. Model ten jest jednak coraz częściej krytykowany [Spornye..., 2002; Oceanizacja.., 2004]. Zgromadzona ilość danych geologicznych i geofizycznych poddaje w wątpliwość realność tego modelu. W ramach modelu tektoniki płyt powiązano występowanie ruchów głębokoogniskowych z przejściami fazowymi oliwin-spinel w określonych warunkach P-T w warstwach granicznych opadającej zimnej płyty oceanicznej [Kalinin i in., 1989]. Granice faz w płycie subdukcyjnej reprezentują strefy osłabienia mechanicznego, wzdłuż których następuje przesuwanie segmentów subdukcyjnych płyt sztywnych z pewnym udziałem „fazy płynnej” [Rodkin, 2006], tj. centralnym punktem jest strefa poślizgu. W ramach tego modelu próbują także wyjaśnić ostre zakręty płyt subdukcyjnych, zidentyfikowane na podstawie hipocentrów głębokich trzęsień ziemi oraz na podstawie danych z tomografii sejsmicznej. Te ostre zakręty płyt są również związane z przejściami fazowymi na pewnych głębokościach i związaną z tym utratą sztywności takich płyt. Nie uwzględnia to jednak charakteru sił (w ramach modelu tektoniki płyt), które powodują ruch płyty w dół. Czy można wytłumaczyć poziomy ruch płyty po zgięciu działaniem tych sił? Czy można wówczas zmienić kierunek ruchu płyty w dół? Warto zwrócić uwagę na te pytania. Pozostaje także pytanie o charakter ostrego kontrastu granic płyty zstępującej. Zagadnienia te nie są omawiane w modelu tektoniki płyt i nie mogą być w nim wyjaśniane.
Biorąc pod uwagę powyższe, a także liczne dane badawcze, należy zgodzić się z tymi, którzy wskazują na kruchość idei tektoniki płyt. Strefa Zavaritsky-Benioff stanowi granicę dwóch środowisk, kontynentalnego płaszcza litosfery i oceanicznego płaszcza litosfery. Środowiska te mają zasadniczy wpływ na strukturę granic i jej dynamikę. Jednak szereg cech struktury granicznej wskazuje, że jest to potężny pochłaniacz lekkich gazów, przede wszystkim wodoru, z jądra na powierzchnię.
Wznoszące się strumienie wodoru mają charakter strumieniowy i można je kontrolować za pomocą wyraźnie określonych granic, które wyznaczają cechy strukturalne ośrodka. Pokazano to w modelowaniu laboratoryjnym (ryc. 4.4b, c, d). Jak już wspomniano, w kierunku powierzchni stężenie wodoru będzie wzrastać. Stopniowo miejsca wadliwe (przemieszczenia, wakaty, wady spiętrzania itp.) zostaną zajęte przez wodór i jego przepływ będzie odbywał się wyłącznie poprzez szczeliny. Dlatego główną przeszkodą w przepływie będą wadliwe struktury i elementy tekstury deformacji zajęte już przez wodór. Wodór zacznie gromadzić się w szczelinach i wolnych defektach strukturalnych, powodując naprężenia strukturalne.
Znane jest pionowe i subpoziome nawarstwienie górnego płaszcza. Charakter uwarstwienia górnego płaszcza rozpatrywany jest na podstawie mechanizmów konwekcji cieplnej, adwekcyjno-polimorficznych i płynów. Analizę działania tych procesów rozważano w pracach [Pavlenkova, 2002]. Na podstawie tej analizy stwierdzono, że uwarstwienie górnego płaszcza można najpełniej wyjaśnić działaniem mechanizmu płynowego [Letnikov, 2000]. Istota rozpatrywanego mechanizmu polega na tym, że ze względu na znaczną ruchliwość płynów, materiał płaszcza unosi się dość szybko (w porównaniu z przepływem konwekcyjnym) wzdłuż stref osłabionych lub uskokowych. Na niektórych głębokościach zalega, tworząc warstwy o zwiększonym stężeniu płynu. Dalszy ruch głębokiej materii w górę zależy od przepuszczalności górnego płaszcza. Takie strefy przepuszczalności to nachylone struktury płaszczowe, w tym tzw. strefy subdukcji, czyli zasadniczo strefa połączenia dwóch różnych struktur. W tych strefach występują załamania, a w niektórych przypadkach załamania mają kąty bliskie kątom prostym.
Jednakże strefy „przepuszczalności” w górnym płaszczu nie mogą posiadać pęknięć, zatem mogą być przepuszczalne jedynie dla gazów lekkich (przez płyn należy rozumieć wyłącznie gazy lekkie), które tworzą fazy intruzyjne. Są to wodór i hel. Strefy zagięcia wydają się być strefami akumulacji wodoru w strukturach krystalicznych. Można założyć, że przepływ wodoru z jądra zewnętrznego jest quasi-stały, więc akumulacja wodoru w tych strefach zakończy się jego przedostaniem się do leżących nad nim struktur. Przykładem takiego zachowania wodoru może być przebicie strumieniowe (patrz rys. 4.4 c, d i 4.7-4.10). Przełomowi temu będzie towarzyszyć oddolna restrukturyzacja rozbudowanych struktur krystalicznych, objawiająca się ich szybką deformacją, tj. tak zwane trzęsienie ziemi o głębokim ognisku. Naturalnie, w tym procesie nie ma żadnej nieciągłości. Na poparcie tego modelu możemy przytoczyć dane dotyczące cykliczności lub rytmiczności głęboko ogniskowych trzęsień ziemi z okresowością 7-8 lat [Polikarpova i in., 1995], które pośrednio odzwierciedlają zarówno wielkość głębokiego przepływu wodoru, jak i cechy oddziaływania tego strumienia z fazą stałą i jego reakcji na ten przepływ.
Zamiast wniosków.
Procesy endogeniczne w tzw. strefach subdukcji zachodzą na skalę znacznie przekraczającą skalę regionalną. Pomiary zaburzeń różnych pól w obszarach lokalnych mogą dostarczyć informacji o uruchomieniu procesów przestrzennych lub lokalnych. Nie mogą one jednak pomóc w ocenie i przewidywaniu lokalnej reakcji środowiska na określonych obszarach. Jednocześnie gęsta sieć monitoringu, tam gdzie to możliwe, może pomóc w wyznaczeniu regionalnej strefy endogennego wzbudzenia środowiska, ale jest mało prawdopodobne, aby wskazywała prawdopodobną lokalizację silnego zdarzenia.
Aby cokolwiek zarządzać, trzeba liczyć się z masowymi faktami, a jeszcze lepiej je zrozumieć.
Niedawno naukowcy zdali sobie sprawę, że Morze Śródziemne umiera i sądząc po danych zebranych w tym czasie, można sądzić, że sąsiadujący z nim Ocean Atlantycki będzie musiał przejść nowe czasy.
Dla świata nauki nie jest tajemnicą, że długość życia oceanów wynosi kilkaset milionów lat, co jak na standardy naszej planety nie jest aż tak długie. Niektóre oceany pojawiają się, inne znikają na zawsze. Proces formowania wiąże się z pękaniem kontynentów, co prędzej czy później następuje, a śmierć oceanów rozpoczyna się odpowiednio, gdy kontynenty zderzają się, a skorupa oceaniczna zatapia się w płaszczu Ziemi.
Jednak pomimo tej wiedzy proces powstawania tzw. stref subdukcji pozostaje dość niepewny (proces ten rozpoczyna się obecnie na Atlantyku). Sama strefa subdukcji jest liniowo rozciągniętą strefą, wzdłuż której niektóre bloki skorupy ziemskiej są zanurzone pod innymi. Najczęściej w nich skorupa oceaniczna jest wpychana pod łuk wyspy lub aktywny margines kontynentalny i zanurza się w płaszczu.
Ciekawego odkrycia w tym obszarze dokonał Joao Duarte z Monash University, który postanowił poszukać wyłaniającej się strefy subdukcji w celu obserwacji w celu dalszych badań. Jego obserwacje doprowadziły go do zupełnie nowego przykładu płyt tektonicznych w południowym regionie Portugalii. W ciągu ośmiu lat badacz i jego zespół mierzyli i mapowali aktywność geologiczną wzdłuż wybrzeża Portugalii i odkryli, że ich odkrycia sugerują, że na tym obszarze tworzy się strefa subdukcji.
Otwartym i dobrze znanym faktem było to, że południowo-zachodni region Portugalii był usiany uskokami oporowymi, które według grupy Duarte są połączone uskokami transformacyjnymi i dlatego nie stanowią odrębnych odcinków skał przechodzących pod innymi, ale w rzeczywistości integralną system uskoków rozciągający się na kilkaset kilometrów. Fakt ten, zdaniem Duatre, potwierdza ich przypuszczenie o utworzeniu się tutaj strefy subdukcji.
Głównym osiągnięciem badań zespołu Joao Duatre jest umiejętność oceny przyczyn powstania. Główną ideą badań naukowca jest poprowadzenie paraleli pomiędzy powstaniem tej strefy a strefą subdukcji w zachodniej części Morza Śródziemnego. Uważa on, że uskoki transformacyjne stanowią ogniwo łączące tę nową strefę z łukiem Gibraltarskim i dlatego istnieje możliwość, że przesunięcie jednej płyty litosferycznej pod drugą rozprzestrzeni się z umierającego Morza Śródziemnego.
„Można pomyśleć o tych strefach subdukcji jako o deformacjach” – mówi Duarte. - Z tych obszarów będą się rozprzestrzeniać pęknięcia, które prędzej czy później doprowadzą do pęknięcia płyty litosfery. Być może jesteśmy świadkami punktu zwrotnego w historii Atlantyku.” Już teraz Ocean Atlantycki na Karaibach i na dalekim południu cofa się.
Jednak nie wszyscy popierają naukowca. O ile z jednej strony „teoria infekcji” Duatre'a wyjaśnia przyczynę powstawania stref subdukcji, to z drugiej strony danych jest na obecnym etapie zbyt mało i nie można z całą pewnością stwierdzić, że powstanie nowa strefa otwarcia, mówi Jacques Deverscher z Uniwersytetu w Brest we Francji.
Czy to prawda, czy nie – dalsze badania wykażą przyszłość, ale na razie nie spieszmy się z przenoszeniem Oceanu Atlantyckiego z listy oceanów młodych do kategorii oceanów starych i wymierających.
15. Subdukcja.
Oddziaływanie płyt litosfery podczas ruchu przeciwnego (tj. na zbieżnych granicach) powoduje złożone i różnorodne procesy tektoniczne wnikające głęboko w płaszcz. Wyrażają się one w tak potężnych strefach aktywności tektonomagmatycznej, jak łuki wysp, obrzeża kontynentalne typu andyjskiego i pofałdowane struktury górskie. Istnieją dwa główne typy zbieżnego oddziaływania płyt litosfery: subdukcja i kolizja. Subdukcja rozwija się tam, gdzie litosfery kontynentalne i oceaniczne lub litosfery oceaniczne i oceaniczne zbiegają się na zbieżnej granicy. W wyniku ich przeciwnego ruchu cięższa płyta litosferyczna (zawsze oceaniczna) przechodzi pod drugą, a następnie opada w płaszcz. Kolizja, tj. zderzenie płyt litosferycznych rozwija się tam, gdzie litosfera kontynentalna zbiega się z litosferą kontynentalną: ich dalszy nadchodzący ruch jest trudny, kompensowany jest przez deformację litosfery, jej pogrubienie i „zatłoczenie” w pofałdowanych strukturach górskich. Znacznie rzadziej i przez krótki czas w czasie konwergencji powstają warunki do wypchnięcia fragmentów litosfery oceanicznej na krawędź płyty kontynentalnej: następuje jej obdukcja. Przy łącznej długości współczesnych granic zbieżnych wynoszącej około 57 tys. km, 45 z nich to subdukcja, pozostałe 12 to kolizja. Obecnie nigdzie nie ustalono interakcji obdukcji między płytami litosfery, chociaż znane są obszary, w których epizod obdukcji miał miejsce w stosunkowo niedawnym czasie geologicznym.
6.1. Subdukcja: jej przejawy, tryby i konsekwencje geologiczne
Już na początku lat 30. XX wieku, po odkryciu ostrych, negatywnych anomalii wzdłuż rowów głębinowych Indonezji, F. Vening-Meines doszedł do wniosku, że w tych aktywnych strefach fałdy lekkiej materii skorupy ziemskiej są wciągane do płaszcza. W tym samym czasie F. Lake, badając kształt i położenie łuków wysp, wyjaśnił ich powstawanie przecięciem kuli ziemskiej z nachylonymi przerwami, wzdłuż których kontynent azjatycki przemieszcza się w kierunku Oceanu Spokojnego. Wkrótce K. Wadachi po raz pierwszy ustalił nachyloną strefę sejsmofokalną rozciągającą się od rowu głębinowego pod łańcuchami wulkanicznymi wysp japońskich, co potwierdziło założenie połączenia łuków wysp z dużymi pchnięciami (lub pchnięciami) wzdłuż obwodu Oceanu Spokojnego.
Pod koniec lat 50. G. Stille wyraził pogląd, że powstawanie rowów głębinowych, towarzyszących ujemnym anomaliom grawitacyjnym i sięgającym aż do płaszcza stref sejsmofokalnych, wiąże się z ukośnym podsuwaniem skorupy oceanicznej; na pewnej głębokości ulega topnieniu, tworząc łańcuchy wulkaniczne rozciągające się równolegle do rowu.
Schemat ten był już bardzo bliski współczesnej koncepcji subdukcji jako formy zbieżnego oddziaływania płyt litosferycznych. Rozwinęła się w latach 60. XX wieku, kiedy opracowano model subdukcji litosfery. Sam termin „subdukcja” (łac. sub - under, ductio - prowadzenie) został zapożyczony z geologii alpejskiej: na początku lat 50. A. Amstutz nazwał subdukcją ruch i wciąganie w głąb niektórych kompleksów sialowych Alp pod innymi. W nowym znaczeniu termin „subdukcja” został zatwierdzony na II Konferencji Penrose'a i od tego czasu jest szeroko stosowany w odniesieniu do jednej z podstawowych koncepcji tektoniki płyt litosferycznych. W ciągu ostatnich dziesięcioleci badania subdukcji stały się obszerną gałęzią geotektoniki.
Należy podkreślić, że pojęcie i termin „subdukcja” zostały wprowadzone w celu określenia złożonego, głębokiego procesu, nieznanego wcześniej. Subdukcji nie można sprowadzić ani do „podparcia”, ani „pchnięcia” płyt litosfery. Ich podejście podczas subdukcji składa się z wektorów ruchu dwóch stykających się płytek i obserwuje się zróżnicowaną zależność między kierunkiem i wielkością tych wektorów. Ponadto w przypadkach, gdy następuje szybkie grawitacyjne osiadanie jednej z płyt litosfery do astenosfery, ich oddziaływanie komplikuje cofanie się granicy zbieżnej. Ustalono, że subdukcja rozwija się różnie w zależności od stosunku wektorów ruchu płyt, wieku subdukcyjnej litosfery i szeregu innych czynników.
Ponieważ podczas subdukcji jedna z płyt litosferycznych jest wchłaniana na głębokości, często niosąc ze sobą formacje osadowe rowu, a nawet skały wiszącej ściany, badanie procesów subdukcji jest obarczone dużymi trudnościami. Obserwacje geologiczne utrudniają także głębokie wody oceanu znajdujące się powyżej granic subdukcji. Współczesna subdukcja wyraża się w rzeźbie podwodnej i lądowej, ruchach i strukturach tektonicznych, wulkanizmie i warunkach sedymentacji. Głęboka struktura stref subdukcji, jej objawy sejsmiczne i geotermalne są badane metodami geofizycznymi. Do obliczenia kinematyki subdukcyjnego oddziaływania płyt litosfery wykorzystuje się parametry ich ruchu wyznaczone względem osi rozprzestrzeniania się oraz we współrzędnych gorących punktów, a także rozwiązania mechanizmu ogniskowego bezpośrednio w górnej części stref Benioffa . W ostatnich latach coraz większe znaczenie zyskują bezpośrednie pomiary względnego ruchu płyt litosfery metodami reflektora laserowego i interferometrii radiowej.
6.1.1. Wyrażenie stref subdukcji w reliefie
Już sam sposób zbieżnego oddziaływania płyt litosfery podczas subdukcji z góry określa asymetrię każdej takiej strefy i jej relief. Linię aktywnego kontaktu wyraźnie wyznaczają rowy głębinowe, których głębokość, podobnie jak struktur litosferycznych, jest bezpośrednio zależna od prędkości subdukcji i średniej gęstości (tj. wieku) płyty subdukcyjnej. Ponieważ rowy służą jako pułapka osadów, przede wszystkim dla turbidytów pochodzenia łukowego wyspowego lub kontynentalnego, ich głębokość jest zniekształcana przez sedymentację, która jest uwarunkowana warunkami fizjograficznymi. Głębokość oceanu nad współczesnymi okopami jest bardzo zróżnicowana, maksymalna jest w Rowie Mariana (11022 m). Głębokość rowów w stosunku do sąsiedniego brzeżnego pęcznienia płyty subdukcyjnej sięga 4000 m.
Przy długości do kilku tysięcy kilometrów szerokość rowów zwykle nie przekracza 50-100 km. Z reguły są one wygięte łukowo z wypukłością w kierunku płytki subdukcyjnej, rzadziej są proste. Współczesne rowy głębinowe rozciągają się prostopadle do kierunku subdukcji (subdukcja ortogonalna) lub pod kątem ostrym do tego kierunku (subdukcja ukośna); stwierdzono dominację orientacji ortogonalnej i podobnych.
Profil okopów głębinowych jest zawsze asymetryczny: ściana podwodna jest płaska (około 5°), ściana wisząca jest bardziej stroma (do 10, a nawet 20°). Szczegóły reliefu różnią się w zależności od stanu naprężenia płyt litosfery, reżimu subdukcji i innych warunków. Na wielu skrzyżowaniach oceaniczne zbocze rowu jest skomplikowane przez podłużne rowy i góry. Wąskie i płaskie dno rowu, czasami o szerokości zaledwie kilkuset metrów, składa się z osadów.
Rozmieszczenie form reliefowych na ramie rowów głębinowych jest również asymetryczne. Po stronie oceanu są to łagodne fale krańcowe, które wznoszą się na wysokość 200–1000 m nad dnem oceanu. Sądząc z danych geofizycznych, fale krańcowe reprezentują antyklinalne zagięcie litosfery oceanicznej, która nie jest zrównoważona izostatycznie i jest podtrzymywana przez jej poziomą kompresję . Tam, gdzie przyczepność cierna płyt litosfery jest wysoka, wysokość spęcznienia brzeżnego jest bezpośrednio powiązana z względną głębokością sąsiedniego odcinka rowu.
Po przeciwnej stronie, nad wiszącym („zbliżającym się”) skrzydłem strefy subdukcji, równolegle do rowu, rozciągają się wysokie grzbiety lub podwodne grzbiety, które, jak zostanie pokazane poniżej, mają inną budowę i pochodzenie. Jeżeli subdukcja skierowana jest bezpośrednio pod obrzeże kontynentalne (a do tego obrzeża przylega rów głębinowy), to zwykle tworzy się grzbiet przybrzeżny i grzbiet główny oddzielony od niego podłużnymi dolinami, których topografię mogą komplikować budowle wulkaniczne . Te ostatnie są również związane z subdukcją, ponieważ znajdują się w pewnej odległości od rowu głębinowego. Andy są najpotężniejszymi i najbardziej reprezentatywnymi współczesnymi systemami górskimi tego pochodzenia.
Tam, gdzie strefa subdukcji nie znajduje się na skraju kontynentu, parę dodatnich form terenu o podobnym pochodzeniu reprezentują łuki wysp. Jest to niewulkaniczny łuk zewnętrzny (bezpośrednio obok rowu) i oddzielony równoległymi do niego zagłębieniami główny, wulkaniczny łuk wewnętrzny. Czasami zewnętrzny łuk wyspy nie tworzy się i odpowiada ostremu zakrzywieniu podwodnej rzeźby na krawędzi rowu głębinowego. Większość współczesnych łuków wysp znajduje się na zachodnim krańcu Oceanu Spokojnego: od łuku Aleuckiego i Kurylsko-Kamczackiego na północy po łuk Kermadec na południu. Ta ostatnia przebiega niemal liniowo: łukowaty kształt grzbietów wulkanicznych i niewulkanicznych, rowów głębinowych/i innych przejawów stref subdukcji docierających do powierzchni jest powszechny, nieprzypadkowy, ale nie obowiązkowy.
Ponieważ każda strefa subdukcji zagłębia się ukośnie, jej wpływ na wiszącą ścianę i jej relief może sięgać 600-700 km lub więcej od rowu, co zależy przede wszystkim od kąta nachylenia. Jednocześnie, zgodnie z warunkami tektonicznymi, powstają różne formy reliefowe, które zostaną omówione poniżej, charakteryzując boczne szeregi strukturalne powyżej stref subdukcji.
6.1.2. Położenie tektoniczne i główne typy stref subdukcji
Obecne położenie stref subdukcji jest bardzo naturalne, większość z nich ogranicza się do obrzeży Pacyfiku. Systemy subdukcji Małych i Południowych Antyli, choć położone na Atlantyku, są ściśle powiązane w swoim pochodzeniu z ewolucją struktur ramy Pacyfiku, z ich zaginaniem i penetracją daleko na wschód w wolnych przestrzeniach, które otworzyły się pomiędzy kontynenty Ameryki Północnej, Ameryki Południowej i Antarktydy. System subdukcji Sunda jest bardziej niezależny, jednakże skłania się również ku zespołowi strukturalnemu Pacyfiku. Tak więc obecnie wszystkie strefy subdukcji, które uzyskały pełny i charakterystyczny rozwój, są w taki czy inny sposób powiązane z tym najpotężniejszym pasem współczesnej aktywności tektonicznej. W basenie Morza Śródziemnego rozwija się jedynie kilka stosunkowo małych, płytkich i specyficznych stref subdukcji (m.in. Morze Egejskie, Liparyjskie) – ten relikt mezozoiczno-kenozoicznego Oceanu Tetydy. Północny kraniec Tetydy jest również dziedziczony przez strefę subdukcji Mekran.
Geologia historyczna pozwala zrozumieć wspomniany powyżej schemat współczesnej lokalizacji stref subdukcji. Na początku mezozoiku prawie całkowicie otoczyli zjednoczony wówczas superkontynent Pangea, pod który subdukowana została litosfera otaczającego oceanu Panthalassa. Następnie, gdy superkontynent stopniowo się rozpadał, a jego fragmenty przemieszczały się odśrodkowo, przed frontem poruszających się mas kontynentalnych nadal rozwijały się strefy subdukcji. Procesy te nie ustają do dziś. Ponieważ współczesny Ocean Spokojny to przestrzeń pozostała po Panthalasie, strefy subdukcji widoczne na jego ramie są jakby fragmentami pierścienia subdukcyjnego otaczającego Pangeę. Obecnie znajdują się one w przybliżeniu na linii wielkiego koła kuli ziemskiej, a wraz z postępem czasu geologicznego, w miarę kurczenia się powierzchni Pacyfiku, prawdopodobnie zbiegną się jeszcze bliżej jego ramy.
Śródziemnomorskie strefy subdukcji nie są powiązane z żadnymi systemami rozprzestrzeniania się i wydają się być wspierane przez zamknięcie Oceanu Tetydy, głównej odnogi Panthalassy.
Charakter oddziałujących odcinków litosfery determinuje różnice między dwoma głównymi typami tektonicznymi stref subdukcji: kontynentalną (andyjską) i oceaniczną (Mariana). Pierwsza powstaje tam, gdzie litosfera oceaniczna subdukuje się pod kontynent, druga - podczas interakcji dwóch odcinków litosfery oceanicznej.
Struktura i reżim subdukcji kontynentalnych stref przybrzeżnych są zróżnicowane i zależne od wielu warunków. Najdłuższy z nich, andyjski (około 8 tys. km), charakteryzuje się łagodną subdukcją młodej litosfery oceanicznej, dominacją naprężeń ściskających i zabudową górską na skrzydle kontynentalnym. Łuk Sundajski wyróżnia się brakiem takich naprężeń, co umożliwia przerzedzenie skorupy kontynentalnej, której powierzchnia znajduje się głównie poniżej poziomu oceanu; starsza litosfera oceaniczna jest pod nią subdukowana, schodząc w głąb pod bardziej stromym kątem.
Japoński typ strefy subdukcji można również uznać za odmianę strefy marginalno-kontynentalnej, której ideę daje skrzyżowanie przechodzące przez Rów Japoński - Morze Honsiu-Japońskie. Charakteryzuje się obecnością marginalnej basen morski z nowo utworzoną skorupą typu oceanicznego lub suboceanicznego. Dane geofizyczne i paleomagnetyczne umożliwiają prześledzenie otwarcia marginalnego Morza Japońskiego, gdy pas litosfery kontynentalnej został oddzielony od marginesu azjatyckiego. Stopniowo uginając się, zamienił się w łuk japońskiej wyspy z sialiczną podstawą kontynentalną, tj. do łuku wyspy Eisial. Poniżej powrócimy do pytania, dlaczego w niektórych przypadkach rozwój strefy subdukcji marginalno-kontynentalnej prowadzi do otwarcia morza marginalnego, podczas gdy w innych tak się nie dzieje.
Podczas powstawania stref subdukcji typu oceanicznego (Mariana) starsza (a zatem potężniejsza i cięższa) litosfera oceaniczna zostaje subdukowana pod młodszą, na której krawędzi tworzy się (na zasadzie symatycznej) ensimatizarysował łuk wyspy. Przykładem takich stref subdukcji, obok Mariany, mogą być takie systemy łuków wyspowych, jak Izu-Bopin, Tonga-Kermadec i Southern Lntil. Żadna z tych stref subdukcji, przynajmniej w ostatnim czasie, nie powstała na środku oceanu: skłaniają się one do złożonej paragenezy struktur w ramie oceanu.
We wszystkich rozpatrywanych przypadkach litosfera typu oceanicznego ulega subdukcji. Proces przebiega inaczej, gdy litosfera kontynentalna zbliża się po obu stronach do zbieżnej granicy. Zawiera grubą skorupę o małej gęstości. Dlatego konwergencja rozwija się tutaj w formie zderzenia, któremu towarzyszy rozwarstwienie tektoniczne i złożone deformacje górnej części litosfery. Wiele stref kolizyjnych ma charakter asymetryczny, występują w nich wyraźne sejsmologicznie pod- i w dół płyt skorupy kontynentalnej. Jest to obecna aktywność tektoniczna Himalajów na styku płyt kontynentalnych Eurazji i Hindustanu. Tę kategorię granic zbieżnych będziemy uważać za rodzaj kolizji.
Jednak w większości przypadków subdukcja A ma inny charakter tektoniczny i, jak zauważa A. Bally, wiąże się z skierowaną w stronę głębszej subdukcji litosfery oceanicznej. Rozwija się na tyłach marginalno-kontynentalnych struktur górskich, gdzie litosfera odrywająca się od oceanu jest zdolna do wywierania nacisku na kontynent, generując odwrotne uskoki i ciągi skierowane od oceanu. Przykładem są wyczyny łańcuchów subandyjskich, Gór Skalistych. Możliwe, że pod wpływem głębokiej subdukcji następuje również pewne obniżenie autochtonu kontynentalnego przez takie stowarzyszone ciągi. Podobne strefy subdukcji A, położone nad potężnymi kontynentalnymi strefami subdukcji, najprawdopodobniej są w stosunku do nich drugorzędne. Wpisują się w paragenezę strukturalną obrzeża kontynentalnego.
6.1,3. Geofizyczne wyrażenie stref subdukcji
Metody sejsmiczności, sejsmologii, grawimetrii, magnetometrii, sondowań magnetotellurycznych, geotermii, wzajemnie się uzupełniając, dostarczają bezpośrednich informacji o głębokim stanie materii i strukturze stref subdukcji, które za ich pomocą można prześledzić aż do dolnego płaszcza. Wielokanałowe profilowanie sejsmiczne umożliwia uzyskanie profili strukturalnych stref subdukcji do głębokości kilkudziesięciu kilometrów w wysokiej rozdzielczości. Na takich profilach można dostrzec główne przemieszczenie strefy subdukcji, a także wewnętrzną strukturę płyt litosferycznych po obu stronach tej struktury.
Stosując metody tomografii sejsmicznej, można prześledzić subdukcyjną litosferę w głąb płaszcza, ponieważ litosfera ta różni się od otaczających skał wyższymi właściwościami sprężystymi („współczynnik jakości sejsmicznej”) i charakterystyką prędkości. Profile pokazują, jak płyta subdukcyjna przecina główną warstwę astenosferyczną. W niektórych strefach, w tym w pobliżu Kamczatki, nadal podąża ukośną ścieżką, wchodząc w dolny płaszcz na głębokość 1200 km.
Zbieżne oddziaływanie litosfery w strefie subdukcji powoduje naprężenia, które zakłócają równowagę izostatyczną i utrzymują ugięcie płyt litosfery oraz odpowiednią ulgę tektoniczną. G rawimetria wykrywa ostre anomalie grawitacyjne, które rozciągają się wzdłuż strefy subdukcji, a po jej przekroczeniu zmieniają się w regularnej kolejności. Przed rowem głębinowym w oceanie zwykle wykrywa się dodatnią anomalię do 40-60 mGl, ograniczoną do fali brzeżnej. Uważa się, że jest to spowodowane elastycznym, antyklinalnym zagięciem litosfery oceanicznej na początku strefy subdukcji. Następnie następuje intensywna anomalia ujemna (120-200, rzadziej do 300 mGl), która rozciąga się nad rowem głębinowym i jest przesunięta o kilka kilometrów w stronę łuku wyspy (lub kontynentu). Anomalia ta koreluje z rzeźbą tektoniczną litosfery, a także w wielu przypadkach ze wzrostem miąższości kompleksu osadowego. Po drugiej stronie rowu głębinowego obserwuje się wysoką dodatnią anomalię (1C0-300 mGl) nad wiszącą ścianą strefy subdukcji. Porównanie zaobserwowanych wartości grawitacji z obliczonymi potwierdza, że to maksimum grawitacyjne może wynikać z ukośnego subdukcji gęstszych skał do astenosfery ze stosunkowo zimnej litosfery. W układach wyspowo-łukowych po kontynuacji profilu grawitacyjnego zwykle następują niewielkie dodatnie anomalie nad brzegowym basenem morskim.
Współczesna subdukcja wyraża się również w danych magiknitometria. Mapy liniowych anomalii magnetycznych basenów oceanicznych wyraźnie wyróżniają ich granice tektoniczne o charakterze ryftowym i subdukcyjnym. Jeżeli w stosunku do pierwszego anomalie liniowe skorupy oceanicznej są spójne (równoległe do nich), wówczas granice subdukcji są sieczne, odcinają układy anomalii pod dowolnym kątem, w zależności od zbieżnego oddziaływania płyt litosfery.
Kiedy litosfera oceaniczna zanurzona jest w rowie głębinowym, intensywność anomalii liniowych często maleje kilkukrotnie, co prawdopodobnie można wytłumaczyć rozmagnesowaniem skał pod wpływem naprężeń zginających. W innych przypadkach anomalie można prześledzić aż do granicy zbieżnej, a nawet dalej.
Obserwacje geotermalne wykryć spadek przepływu ciepła, gdy stosunkowo zimna litosfera opada pod łukową (lub kontynentalną) stronę rowu głębinowego. Jednak dalej, w miarę zbliżania się do pasa aktywnych wulkanów, przepływ ciepła gwałtownie wzrasta. Uważa się, że tam odbywa się energia uwalniana na głębokości w wyniku tarcia subdukcyjnego, kompresji adiabatycznej i egzotermicznych przemian minerałów.
Tym samym dane z różnych metod geofizycznych są ze sobą w miarę zgodne i posłużyły za podstawę do modelu subdukcji litosfery, który został sprawdzony i udoskonalony w miarę uzupełniania tych danych.
6.1.4. Strefy Benioffa
Najbardziej wyrazistym przejawem współczesnej subdukcji są, jak zauważono powyżej, sejsmiczne strefy ogniskowe, które biegną ukośnie w głąb. W połowie lat 30. K. Wadachi założył pierwszą taką strefę w pobliżu Japonii, a w następnej dekadzie (1938-1945) B. Gutenberg i C. Richter opublikowali informacje o większości pozostałych stref ognisk sejsmicznych. Globalne zestawienie tych autorów wzbudziło duże zainteresowanie. Już w szczególności w 1946 r. ukazał się artykuł słynnego petrologa i wulkanologa A. N. Zavaritsky’ego „Kilka faktów, które należy wziąć pod uwagę w konstrukcjach tektonicznych”, w którym rozwinęła się koncepcja pierwotnej, determinującej roli głębokich stref aktywnych sejsmicznie w stosunku do obserwowanych nad nimi w pobliżu powierzchni procesów tektonicznych i wulkanicznych, które w tym sensie są wtórne.
W latach 1949-1955. H. Benioff z Kalifornijskiego Instytutu Technologii opublikował kolejną generację artykułów syntezowych na temat sejsmicznych stref ogniskowych. W tych latach dojrzewała koncepcja „nowej globalnej tektoniki”, której twórcy szeroko wykorzystali prace H. Benioffa na temat stref sejsmofokalnych i zaczęli nazywać je „strefami Benioffa”. Nazwa ma swoje korzenie w terminologii geologicznej i geofizycznej, jednocześnie uznaje się priorytet K. Wadatiego i składa hołd fundamentalnemu odkryciu tego naukowca.
Do chwili obecnej zgromadzono obszerny materiał na temat struktury i charakterystyki sejsmicznych stref ogniskowych Benioff. Uwzględnia się lokalizację źródeł trzęsień ziemi, ich wielkość, a także wyniki rozwiązania mechanizmu ich ogniskowania, co pozwala ocenić orientację głównych osi naprężeń. Położenie głębokich ognisk jest zwykle przedstawiane na mapach (tj. w rzucie na płaszczyznę poziomą), a także na „profilach” poprzecznych i podłużnych strefy Benioff. Każdy taki „profil” jest rzutem źródeł sejsmicznych na powierzchnię pionową. Aby skonstruować „profil” poprzeczny, bierze się pewien odcinek strefy Benioffa i rzutuje znajdujące się w nim ogniska na płaszczyznę pionową zorientowaną na krzyż uderzenia strefy. Czasami ta płaszczyzna pionowa jest zorientowana w kierunku subdukcji, która może wystąpić pod różnymi kątami w stosunku do uderzenia strefy. Podłużny „profil” strefy Benioff uzyskuje się poprzez rzutowanie źródeł sejsmicznych na pionową powierzchnię, która biegnie wzdłuż strefy ogniskowej sejsmicznej, wyginając się wraz z nią.
Głębokość stref Benioff. Porównując lokalizację źródeł trzęsień ziemi z wynikami tomografii sejsmicznej dla tej samej strefy subdukcji można przekonać się, że osiadanie litosfery najpierw na określoną głębokość generuje źródło drgań sprężystych, a następnie przebiega dalej jako proces asejsmiczny . Jest to prawdopodobnie spowodowane przede wszystkim spadkiem właściwości elastycznych słabnącej litosfery w miarę jej nagrzewania. Głębokość stref Benioff zależy głównie od objętości. od razu z dojrzałości subdukcyjnej litosfery oceanicznej, która zwiększała swoją grubość i ochładzała się z wiekiem.
Drugim ważnym regulatorem głębokości stref Benioffa jest szybkość subdukcji.
Obserwowana głębokość stref Benioff jest bardzo zróżnicowana zarówno w zależności od strefy, jak i wzdłuż uderzenia tej samej strefy. W szczególności głębokość jednej z najdłuższych stref ognisk sejsmicznych, Andów, zmniejsza się z 600 km w jej środkowej części do 150-100 km na zboczach.
Pionowy rozkład źródeł sejsmicznych w strefach Benioff jest niezwykle nierówny. Ich liczba jest maksymalna w górnej części Strefy, maleje wykładniczo do głębokości 250-300 km, a następnie wzrasta, dając szczyt w przedziale od 450 do 600 km.
Kierunek nachylenia stref Benioff. Wszystkie strefy Benioffa są zorientowane ukośnie. W układach kontynentalnych, w tym w skomplikowanych układach typu japońskiego, zawsze subdukują w kierunku kontynentu, ponieważ subdukuje to litosfera oceaniczna.
Profil strefy Benioff. Nachylenie każdej strefy ogniskowej sejsmicznej zmienia się wraz z głębokością, określając w ten sposób jej profil poprzeczny. Niewielkie kąty nachylenia powierzchni (35-10°) rosną wraz z głębokością: początkowo bardzo nieznacznie, potem zwykle następuje wyraźne przegięcie, po którym następuje dalszy stopniowy wzrost nachylenia, aż do niemal pionu.Prawie cała gama profili naturalnie znajduje się pomiędzy dwoma skrajnościami ich typów
Maksymalna aktywność sejsmiczna koncentruje się w kolejnym segmencie stref Benioff, gdzie jest generowana przez zbieżne oddziaływanie dwóch płyt litosferycznych.
6.1.5. Geologiczne wyrażenie stref subdukcji
Badanie współczesnych stref subdukcji pozwala ocenić przejaw tego procesu w sedymentacji, deformacjach tektonicznych, magmatyzmie i metamorfizmie. To z kolei stanowi klucz do realistycznej rekonstrukcji starożytnych stref subdukcji.
Subdukcja i sedymentacja. Płaskorzeźba tektoniczna powstała w wyniku subdukcji determinuje naturalne rozmieszczenie basenów osadowych z charakterystycznymi formacjami. Na szczególną uwagę zasługuje specyfika akumulacji osadów w rowie głębinowym, gdzie przechodzi zbieżna granica płyt litosfery i rozpoczyna się subdukcja.
Boczne szeregi basenów sedymentacyjnych różnią się w zależności od typu tektonicznego strefy subdukcji. W typie andyjskim, na marginesie kontynentalnym, zaczynając od oceanu, podążaj rów głębinowy, baseny czołowe i tylne. Rów charakteryzują osady fliszoidalne oraz turbidyty terygeniczne i tufowe. Materiał je tworzący pochodzi ze stoku kontynentalnego i często zawiera produkty erozji podłoża granitowo-metamorficznego. Charakterystyczny jest transport wzdłużny wzdłuż rowu na duże odległości. Baseny czołowe i tylne (niecki) są miejscem akumulacji warstw kontynentalnych i płytkomorskich typu melasy o miąższości do kilku kilometrów. W tym przypadku basen czołowy, położony pomiędzy grzbietami przybrzeżnymi (niewulkanicznym) a grzbietem głównym (wulkanicznym), jest wypełniony asymetrycznie: z jednej strony materiałem klastycznym, z drugiej - zarówno materiałem klastycznym, jak i wulkanogennym. Basen tylny, który na swoim miejscu jest podgórzem, zapadliskiem przednim, również otrzymuje produkty zniszczenia głównego grzbietu i jego materiału wulkanicznego. Następuje tam również rozbiórka spowodowana wewnątrzkontynentalnymi wypiętrzeniami kratonu.
W układzie łuków wysp modyfikuje się boczny rząd basenów i ich wypełnienie. Osady fliszoidalne z rowu głębinowego zawierają tutaj mniej materiału terygenicznego. Przed łukami ensimatycznymi pojawiają się produkty zniszczenia gabroidów, ultrabazytów i innych skał litosfery oceanicznej, jeśli wystają na łukowe zbocze rowu. Tworzy się jako czołowy w łukach wysp Przewidujęgówniany basen, który jest wypełniony morskimi, w tym fliszoidalnymi, osadami tufowo-osadowymi o dużej miąższości. Głęboko rozwija się jako tył łuk tylny lubbasen międzyłukowy, gdzie grube osady morskie, w tym fliszoidy, gromadzą się na przerzedzonym dnie kontynentalnym lub na nowo powstałej skorupie oceanicznej. W ten sposób molasoidy płytkomorskie i kontynentalne na obrzeżach systemów kontynentalnych są zastępowane w systemach wyspowo-łukowych przez głębsze wody, głównie fliszoidalne. Obydwa charakteryzują się obecnością materiału wulkanogennego, którego skład zależy od typu tektonicznego strefy subdukcji, co zostanie omówione poniżej w części poświęconej magmatyzmowi.
Tektoniczne podłoże akumulacji osadów w rowie głębinowym jest wyjątkowe. Niezależnie od czasu istnienia strefy subdukcji występują w niej jedynie osady bardzo młode, plejstoceńskie i holoceńskie, których miąższość nie przekracza zwykle kilkuset metrów. Pod tym względem kontrastują one z wypełnieniem osadowym sąsiednich rynien obrzeża kontynentalnego lub łuku wyspy, gdzie zarówno zakres wieku, jak i miąższość są znacznie większe. Leżąc prawie poziomo, osady rowu głębinowego opierają się o stronę oceanu, a po stronie kontynentalnej (lub łuku wyspowego) stosunki zależą od tektonicznego reżimu subdukcji. W niektórych przypadkach, jak na przykład w Rowie Środkowoamerykańskim u wybrzeży Gwatemali, przemieszczają się one pod wiszącą ścianą i ulegają subdukcji, prawie nie ulegając deformacji. W innych przypadkach przeciwnie, w pobliżu zbieżnej granicy osady rowu głębinowego uzyskują coraz bardziej złożoną strukturę (ostatecznie złożoną płytkę izoklinalną), łącząc się z tzw. Klinem akrecyjnym. Są to relacje w północnej części tego samego rowu środkowoamerykańskiego u wybrzeży Meksyku.
Tak więc specyfika akumulacji osadów w rowie głębinowym polega w każdym przypadku na tym, że poruszające się podłoże skorupy ziemskiej, przechodząc pod krawędzią kontynentalną (lub łukiem wyspy), niczym przenośnik taśmowy, usuwa materiał osadowy wchodzący do rowu, robiąc miejsce dla coraz młodszych opadów. Zależności te są bardzo wyraźne w Rowie Japońskim u wybrzeży Honsiu, gdzie zostały odwzorowane na podstawie pojazdów podwodnych podczas badań w ramach programu Kaiko. W szczególności podwodne masy osuwiskowe pochodzące ze zbocza łuku wyspy podlegają subdukcji i nie tworzą znaczących nagromadzeń na dnie wykopu.
Jeśli w zwykłych basenach sedymentacyjnych miąższość osadów w dużej mierze zależy od osiadania dna, to w rowach głębinowych na pierwszym miejscu znajdują się czynniki fizyczne i geograficzne kontrolujące dostawę materiału terygenicznego. Pod tym względem charakterystyczny jest Rów Chilijsko-Peruwiański, praktycznie pozbawiony opadów w odcinku sąsiadującym z pustynią Atakama i stopniowo uzyskujący swoje zwykłe wypełnienie na północy i południu, gdzie klimat staje się wilgotny i dopływ gruzu z kontynentu jest znormalizowany. Innym godnym uwagi przykładem jest Rów Portoryko, którego najbardziej wysunięta na południe część jest blokowana przez silną sedymentację, gdy kierowane są tam intensywne spływy z Delty Orinoko. Na północy, w miarę oddalania się od tego potężnego źródła, grubość osadów w rowie maleje.
6.1.6. Kinematyka subdukcji
Różnorodność rzeźby, głębokiej struktury, stanu naprężeń i magmatyzmu stref subdukcji, ich poprzecznych szeregów strukturalnych determinuje interakcja wielu czynników, wśród których, jak zauważono powyżej, istotna jest rola parametrów kinematycznych subdukcji. Pomimo tego, że subdukcja odnosi się przede wszystkim do zbieżnego oddziaływania płyt, ważne jest, aby wziąć pod uwagę cały zestaw tych parametrów. Wśród nich szybkość konwergencji w wielu przypadkach nie jest krytyczna.
Kinematyczne parametry subdukcji. Kinematyczne modele subdukcji opierają się na wektorach prędkości ruchów „absolutnych”: poziomego przesuwania się dwóch oddziałujących na siebie płyt litosfery, a także grawitacyjnego osiadania jednej z nich wraz z jej ujemnym wyporem na astenosferę. W tym drugim przypadku brane jest pod uwagę również odpowiednie cofnięcie zawiasu płyty subdukcyjnej (jej linii przegięcia w rowku). Na podstawie wektorów prędkości „bezwzględnych” wyznacza się względne ruchy płyt wzdłuż strefy przemieszczeń strefy subdukcji oraz odkształcenia je uzupełniające (przemieszczenia fałdowe i uskokowe: ścinanie, uskoki i pchnięcia zwrotne, ryfty i rozprzestrzenianie się) w postępującej płycie litosfery.
Uważa się, że przeciwnie, ofensywne przemieszczenie zawiasu płyty subdukcyjnej opiera się subdukowanej części płyty „zakotwiczonej” w płaszczu. Przy takim przemieszczeniu podwijałby się i przewracał, jednak jak wynika z danych geofizycznych, tak się nie dzieje. Nie można wykluczyć ofensywnego ruchu subdukcyjnej litosfery (i jej zawiasu) wraz z otaczającym ją materiałem astenosferycznym.
Przy dużych prędkościach ruchu górnej płyty, a także tam, gdzie stosunkowo lekka lub gruba litosfera oceaniczna ulega subdukcji, górna płyta wysuwa się poza linię zawiasów dolnej płyty i zachodzi na nią. Tworzy się bardzo płaska część powierzchniowa strefy Benioff, charakterystycznie wyrażona pod środkowym odcinkiem Andów. Struktury naprężeniowe i ściskające pojawiają się w obu płytach litosfery.
I odwrotnie, tam, gdzie stara i ciężka litosfera ulega subduktom, możliwe są warunki, w których wiszące skrzydło pozostaje w tyle za cofaniem się zawiasu w swoim ruchu. Odpowiednie rozszczelnienie występuje wzdłuż osłabionych stref nad powierzchnią subdukcji, gdzie otwierają się baseny łuku tylnego lub łuku wewnętrznego. Jest to określone przez wektor względnego przemieszczenia przedniej części nasuwającej się płyty litosferycznej .