Жолоби, як відомо, маркують на океанічному дні зони конвергентних околиць літосферних плит, тобто є морфологічним виразом зони субдукції океанічної кори. Переважна більшість глибоководних жолобів розташована на периферії гігантського Тихоокеанського кільця. Достатньо поглянути на рис. 1.16, щоб у цьому. За даними А.П. Лісіцина, площа ринв складає всього 1,1% площі океану. Але, незважаючи на це, вони разом утворюють самостійний гігантський пояс лавинної седиментації. Середня глибина жолобів перевищує 6000 м, що значно більше за середню глибину Тихого (4280 м), Атлантичного (3940 м) та Індійського (3960 м) океанів. Загалом у Світовому океані зараз виділено 34 глибоководні жолоби, з них 24 відповідають конвергентним кордонам плит, а 10 – трансформним (жолоби Романш, Віма, Арго, Целеста та ін.). У Атлантичному океанівідомі жолоби Пуерто-Ріко (глибина 8742 м) та Південно-Сандвічів (8246 м), Індійський океан- лише Зондський (7209 м). Ми розглянемо тихоокеанські ринви.
На західній околиці Тихого океанужолоби тісно пов'язані з вулканічними дугами, утворюючи єдину геодинамічну систему дуга - жолоб, тоді як жолоба східної околиціВи безпосередньо примикають до континентального схилу Південної та Північної Америки. Вулканізм тут фіксується по тихоокеанській околиці цих континентів. Є. Зейболд і В. Бергер відзначають, що з 800 активних вулканів 600, що діють сьогодні, припадає на Тихоокеанське кільце. Крім того, і глибина жолобів на сході Тихого океану менша, ніж на заході. Жолоби Тихоокеанського кільця, починаючи біля узбережжя Аляски, утворюють майже безперервний ланцюг сильно подовжених западин, що простягаються в основному в південному та південно-східному напрямках до островів Нової Зеландії (рис. 1.16).
У табл. 1.5 ми спробували звести докупи всі основні характеристики морфографії жолобів Тихого океану (глибину, протяжність і площу, там же вказані і номери станцій глибоководного буріння). Дані таблиці. 1.5 переконують в унікальності показників глибоководних жолобів. Справді, відношення середньої глибини жолоба до його довжини сягає 1:70 (Центральноамериканський жолоб), протяжність багатьох жолобів перевищує 2000 км, а Перуансько-Чілійський жолоб простежений уздовж західного узбережжя Південної Америкимайже 6000 км. Вражають і дані глибині жолобів. Три жолоби мають глибини від 5000 до 7000, тринадцять – від 7000 до 10 000 м та чотири – понад 10 000 м (Кермадек, Маріанський, Тонга та Філіппінський), причому рекорд глибини належить Маріанському жолобу – 11.
Тут, щоправда, слід зазначити, що глибина глибині - різниця. Настільки значні глибини фіксують океанологи, для них глибина ринви - це позначка дна, що відраховується від водної поверхніокеану. Геологів цікавить інша глибина - без урахування товщі морської води. Тоді за глибину жолоба слід прийняти різницю позначок основи прижолобного океанічного валу та днища самого жолоба. В цьому випадку глибини ринв не перевищать 2000-3500 м і будуть порівняні з висотами серединно-океанічних хребтів. Факт цей, ймовірно, не випадковий і свідчить про енергетичну збалансованість (в середньому) процесів спредингу та субдукції.
Жолобам притаманні деякі загальні геофізичні характеристики; знижений тепловий потік, різке порушення ізостазії, незначні аномалії магнітного поля, підвищена сейсмічна активністьі, нарешті, найважливіша геофізична ознака – наявність сейсмофокальної зони Вадати – Заварицького – Беньофа (зона ВЗБ), що занурюється в районі жолоба під континент. Вона простежується до глибини 700 км. Саме з нею пов'язані всі землетруси, що фіксуються на острівних дугах та прилеглих до жолобів активних околицях континентів.
І все ж таки унікальні не стільки морфометричні характеристики глибоководних жолобів, скільки їх розташування в Тихому океані: вони як би трасують на активних околицях континентів місця сходження (конвергенції) літосферних плит. Тут відбуваються руйнація океанічної кори та зростання континентальної. Цей процес і називається субдукцією, Його механізм вивчений поки в самих загальних рисах, Що надасть деяке право опонентам тектоніки плит відносити субдукцію до недоказуваних, суто гіпотетичних припущень, що висуваються нібито для постулату про сталість площі поверхні Землі.
Дійсно, розроблені на сьогодні моделі субдукції не можуть задовольнити фахівців, оскільки кількість питань, що виникають, значно перевищує поки можливості існуючих моделей. І головні з цих питань стосуються поведінки опадів у глибоководних жолобах, які морфологічно трасують місця сходження плит. Справа в тому, що противники субдукції як один із суттєвих аргументів проти підсування океанічної плити під континент використовують характер осадового виконання жолобів. Вони вважають, що спокійне горизонтальне залягання опадів в осьових частинах всіх жолобів не узгоджується з високоенергетичним процесом підсуву багатокілометрової океанічної плити. Щоправда, проведені бурові роботи в Алеутському, Японському, Маріанському, Центральноамериканському, Перуансько-Чилійському жолобах (див. табл. 1.5) зняли низку питань, але з'явилися нові факти, що не вкладаються в існуючі моделі та потребують доказового пояснення.
Тому нами і зроблено спробу побудови седиментологічно заможної моделі субдукції, яка давала відповіді на питання щодо осадового виконання жолобів. Звичайно, седиментологічна аргументація субдукції не може бути основною, але й без неї не обійдеться жодна з тектоно-геофізичних моделей цього процесу. Помстимося, до речі, що основне призначення всіх розроблених на сьогодні моделей субдукції, як враховують осадове виконання жолобів, так і нехтують ним, - пояснити цей процес таким чином, щоб модель фіксувала основні відомі характеристики руху плит і реологічні властивості речовини літосфери і в той же час час її результуючі (вивідні) показники не суперечили морфографії жолобів та основним тектонічним елементам їхньої будови.
Зрозуміло, залежно від цього, яку мету ставить собі дослідник, він фіксує у моделі певні характеристики і використовує у своїй відповідний математичний апарат. Тому кожна з моделей (їх нині понад 10) відображає лише одну-дві найважливіші сторони процесу підсуву та залишає незадоволеними тих дослідників, які інакше трактують якісну сторону цього явища. Виходячи з цього нам представляється найважливішим усвідомити саме якісні характеристики субдукції, щоб стали фізично зрозумілі всі наслідки цього процесу. Тоді побудова формалізованої моделі на кількісній основі стане справою техніки, тобто вона не повинна викликати принципових труднощів.
Всі відомі сьогодні моделі субдукції можна класифікувати так, як це показано на рис. 1.17. Найбільший внесок у розробку цих моделей зробили Л.І. Лобковський, О. . Сорохтін, С.А. Ушаков, А.І. Шсменда та інші російські вчені, а із зарубіжних фахівців - Дж. Бодін (J.Н. Bodine), Д.Коуен (D.S. Cowan), Дж. Дюбуа (J. Dubois), Г. Холл (G. A. Hall), Дж. Хельвіг (J. Helwig), Г. Джонс (G. М. Jones), Д. Каріг (D.Е. Karig), Л. Кульм (L.D. Kulm), У. Пеннінгтон (W.D. Pennington), Д. Шолл (D.W. Scholl ), У. Швеллер (W.J. Schwelier), Г. Шерман (G.F. Sharman), Р. Сайлінг (R.М. Siling), Т. Тарп (Т.М. Tharp), А. Уоттс (А. В. Walts) , Ф.By (F. Т. Wu) та ін. Нас, звичайно, в першу чергу цікавлять транспортні засоби моделі, в яких так чи інакше враховується осадове виконання жолобів. До них відносяться так звана «акреційна модель» та модель, в якій опадам відводиться роль своєрідного «мастила» між двома взаємодіючими плитами.
Ці моделі, що пояснюють реакцію опадів на високоенергетичний процес підсуву океанічної плити, хоча і дають цілком правдоподібне трактування цього процесу, все ж таки залишають поза увагою ряд важливих питань, відповісти на які необхідно, щоб запропоновані тектоно-геофізичні моделі могли вважатися седиментологічно заможними. Найважливішими є такі.
1. Як пояснити той факт, що опади у самому жолобі завжди мають горизонтальне непорушене залягання, незважаючи на те, що з боку океану йде активне занурення плити, а з боку континентального схилу жолоба нарощується сильнодеформована акреційна призма?
2. Який механізм утворення акреційної призми? Чи є вона результатом хаотичного звантажування опадів, здертих з плити, що занурюється, або на її зростання впливають процеси, що відбуваються на самому континентальному схилі?
Щоб відповісти на ці питання, т. с., щоб побудувати седиментологічно заможну модель субдукції, необхідно більш тісно пов'язати пропоновані тектонічні механізми цього процесу з даними глибоководного буріння по профілях через ряд найбільш з цих позицій вивчених жолобів. Це потрібно зробити ще й у тому, щоб контроль запропонованої моделі даними «живої» літології став невід'ємним елементом моделі.
Виклад седиментологічно заможної моделі субдукції почнемо з опису тектонічних передумов, покладених на все основу. Треба зауважити, що будь-яка модель включає конкретні припущення, на них вона спирається і з їх допомогою намагається ув'язати в єдине ціле відомі факти. У нашій моделі використані тектонічні передумови, почерпнуті із уже апробованих фізично обґрунтованими розрахунками схем субдукції.
Перше припущення стосується імпульсного (дискретного) характеру процесу підсуву. Мається на увазі, що черговий фазі поддвига передує накопичення напруг в океанічній корі, які внаслідок тектонічної розшарування літосфери і неоднорідностей земної кори передаються від центрів спредингу з різною інтенсивністю і принаймні розподілені океані вкрай нерівномірно. Припущення це має досить глибоке значення, оскільки з його допомогою можна пояснити зміну петрологічних властивостей вже зануреної частини океанічної плити, що частково визначає можливість наступного імпульсу субдукції.
Друге припущення передбачає різноспрямований розподіл напруг безпосередньо у зоні Вадати-Заварицького-Беньофа (БЗБ). Виявляється отак. Випробовуючи на більш глибоких горизонтах стискаючі зусилля, зона в точці перегину, яку і маркує глибоководний жолоб, піддається розтягуючим напругам, що призводить до утворення розломів як на внутрішньому, так і на зовнішньому бортах жолоба. (Сходи); при черговому імпульсі поддвига найближчий до осі ринви сегмент залучається до цього процесу. Ця думка була конструктивно апробована Л.І. Лобковським у його кінематичній схемі субдукції.
Третє припущення має на увазі дискретну міграцію у бік океану осьової лінії ринви. Воно є наслідком перших двох припущень. Спеціальними дослідженнями також встановлено, що швидкість міграції осі жолоба залежить від віку кори, що поглинається, і нахилу зони ВЗБ.
Четверте припущення передбачає енергетичну збалансованість у часі процесів нарощування океанічної кори в серединно-океанічних хребтах та її переробки на активних околицях. Те, що це припущення не позбавлене підстав, опосередковано контролюється рівністю (в середньому) висот серединно-океанічного хребта та глибин жолобів, що відповідають конкретним векторам спредингу, що ми вже зазначали. Як зауважив Т. Хатертон, можлива збалансованість процесів спредингу та субдукції підвела під тектоніку плит надійну. фізичну основу. Порушення ж цієї рівноваги в окремі моменти призводить до зростання склепінь, перебудови глобальної системициркуляції океанічних воді, як наслідок цього, до глобальних перерв у седиментації.
Якщо шукати причину відмінностей у глибинах жолобів, необхідно врахувати тісну кореляцію між швидкістю субдукції і віком кори, що поглинається (при фіксованому значенні кута нахилу зони ВЗБ). Це питання на матеріалі десяти конвергуючих систем (Тонга-Кермадек, Курильської, Філіппінської, Ідзу-Бонінської, Новогебридської, Перуансько-Чилійської, Алеутської, Центральноамериканської, Індонезійської та Японської) детально вивчено С. Грилле та Дж. Дюбуа. Зокрема, ці автори встановили: що вища швидкість субдукції, то менша (в середньому) глибина жолоба. Зате глибина жолоба збільшується разом з віком плити, що занурюється. М.І. Стрільців вдало доповнив це дослідження, встановивши, що глибина ринви залежить і від кривизни вулканічної дуги: найглибші ринви приурочені до дуг максимальної кривизни.
Розглянемо тепер ґрунтовніше механізм седиментогенезу в жолобах, тобто побудуємо загальну седиментологічну модель жолоба. Аналіз розрізів свердловин глибоководного буріння, з одного боку, і характер тектонічної будови жолобів – з іншого, дозволяють зробити такі досить надійні висновки.
1. Осадовий покрив суттєво різний на внутрішньому (континентальному) і зовнішньому (океанічному) схилах жолоба, і хоча тектонічне будова цих елементів структури жолоба також неоднорідне, проте склад опадів є насамперед функцією власне седиментологічних процесів на різних схилах жолоба: пелагічного сиді і сумісно-потокового, накладеного на пелагічний, - на внутрішньому.
2. В основі внутрішнього схилу жолоба часто фіксується нудьгування опадів, вони тут завжди більш інтенсивно ущільнені і в структурному відношенні являють собою велике лінзоподібне тіло, що називається акреційною призмою. На зовнішньому схилі опади нахилені під невеликим кутом до осі ринви, але в дні мають горизонтальне залягання.
3. За даними геофізики опади на дні жолобів залягають у вигляді двох «шарів»: акустично прозорого нижнього шару, який інтерпретується як ущільнені пелагічні відкладення океанічної плити, і верхнього, представленого турбідитами, які були знесені в жолоб з боку континентального схилу в період між двома шарами. імпульсами поддвига.
4. Потужності турбідитових відкладень на дні жолобів залежать від багатьох факторів: від розчленованості рельєфу континентального схилу та клімату, що ніби зумовлює темпи денудації прилеглої суші, від інтенсивності та частоти землетрусів у районі жолоба та від багатьох інших причин. Тривалість взаємодії плит, т. е. час існування конкретної субдукційної зони, також має відігравати істотну роль нарощуванні потужності турбідидитової товщі на дні жолоба, але тільки в тому випадку, якби жолоб як тектонічна структура мав самостійне значення в процесі субдукції; але оскільки він є лише виражену в рельєфі океанічного дна реакцію цей процес, та ще й його становище непостійно у часі, цей чинник грає вирішальної ролі процесі накопичення турбідитів на дні жолоба. Ми знаємо, що сучасне положення жолобів маркує лише останню фазу процесу поддвигу, що тривало розвивається.
5. З глибоководними жолобами тісно асоціюються чотири основні фаціальні комплекси опадів: конуси винесення континентального схилу, турбідити дна та басейнів на внутрішньому схилі, пелагічні відкладення, що фіксуються в межах усіх морфологічних елементів жолоба, і, нарешті, опади акреційної призми.
В даний час досить детально розроблені седиментологічні моделі Алеутського, Перуансько-Чилійського та особливо Центральноамериканського жолобів. Але ці моделі, на жаль, не пов'язані з загальним механізмомсубдукції у цих жолобах.
М. Ундервуд і Д. Каріг, а також Ф. Шепард та Е. Реймніц, які детально вивчили морфологію внутрішнього схилу Центральноамериканського жолоба в районі континентальної околиці Мексики, зазначають, що тільки в цьому районі до внутрішнього схилу жолоба примикають чотири великі каньйони, з яких найбільше ґрунтовно досліджено Ріо-Бальсас (підводне продовження річки Бальсас), простежений до самого ринви. Встановлено чітку кореляцію між потужностями турбідитів на дні жолоба та у гирлах великих каньйонів. Найбільш потужний чохол опадів (до 1000 м) приурочений у жолобі саме до гирла каньйонів, тоді як в інших частинах їх потужність знижується до декількох метрів. У гирлі каньйонів завжди фіксується конус винесення опадів; він порізаний численними каналами – своєрідною розподільчою системою конуса виносу. Класичний матеріал, що надходить через каньйони, розноситься поздовжнім перебігом вздовж осьової лінії жолоба в напрямку занурення дна. Вплив кожного каньйону на розподіл опадів у центральній частині жолоба відчувається навіть з відривом 200-300 км від гирла. Дані глибоководного буріння в Центральноамериканському жолобі підтвердили, що в різних частинахйого реакція опадів на процес поддвига неоднакова. Так, у районі Гватемальського профілю буріння субдукція не супроводжується акрецією опадів, тоді як свердловини в районі Мексиканського профілю, навпаки, виявили наявність акреційної осадової призми на підставі континентального борту ринви.
Тепер докладно зупинимося на основному седиментологічному феномені субдукції. Як зараз твердо встановлено геофізичними роботами та свердловинами глибоководного буріння, опади на дні всіх жолобів представлені турбідитами різного літологічного складу, що мають горизонтальне залягання. Парадокс же полягає в тому, що ці опади повинні або здиратися з океанічної плити і нудьгувати біля основи континентального схилу у вигляді акреційної призми (акреційні моделі субдукції), або поглинатися разом з осколком океанічної плити в чергову фазу поддвигу, як це випливає з моделі змащення » О.Г. Сорохтіна та Л.І. Лобковського.
Логіка противників субдукції тому проста і справедлива: якщо субдукція - це високоенергетичний процес, в якому беруть участь жорсткі плити завтовшки десятки кілометрів, то малопотужний шар пухких опадів не може не реагувати на цей процес. Якщо ж опади на дні жолобів залягають горизонтально, то субдукція не має місця. Треба визнати, що спроби пояснити цей седиментологічний парадокс, що робилися раніше, були непереконливими. Горизонтальне залягання опадів пояснювалося їх молодістю, періодичним струшуванням вже накопичених турбідитів, після чого вони відкладалися як би заново, і т. п. Були, звичайно, і більш реалістичні трактування, які розглядали залежність об'єму опадів у жолобах від співвідношення швидкостей осадконакопичення і суб.
О.Г. Сорохтін зробив нехитрий, але, на жаль, непереконливий розрахунок цього процесу, намагаючись підвести фактичну базу під свою, розібрану вище модель змащення. Він зазначив, що у більшості жолобів потужність осадового покривунезначна, незважаючи на дуже високу швидкість накопичення опадів (кілька сантиметрів за 100 років). За такої швидкості, як вважає О. Г. Сорохтін, якби не працював механізм «мастила», жолоби виявилися б повністю засипаними опадами вже за кілька десятків мільйонів років. Насправді ж цього не відбувається, хоча деякі жолоби існують і продовжують розвиватися вже сотні мільйонів років (Японський, Перуансько-Чилійський).
Непереконливий цей розрахунок із двох причин. По-перше, незалежно від механізму поглинання опадів ринви є найважливішим компонентом динамічної системизони субдукції, і вже тому не можна було розраховувати швидкість заповнення їх опадами так, наче це нерухомий відстійник. По-друге, жолоби у тому сучасному морфологічному вираженні фіксують лише реакцію на останню фазу процесу поддвига (див. третє припущення нашої моделі), і тому час їх існування не можна ототожнювати з тривалістю розвитку всієї зони субдукції, тобто говорити про десятки, а тим більше сотні мільйонів років як про вік ринви не доводиться. З цих причин не можна визнати переконливим і схожий підхід до цієї проблеми, викладений у статті Дж. Хельвіга і Г. Холла.
Отже, даний парадокс не може бути дозволений, якщо спиратися на вже розроблені схеми субдукції, в яких механізм та швидкісні характеристики поддвига плит не пов'язані з механізмом та швидкісними характеристиками накопичення опадів.
Інформація про швидкості осадонакопичення в жолобах Тихого океану, які оцінювалися за результатами глибоководного буріння, міститься в багатотомному виданні, матеріали якого дозволяють зробити висновок, що в цілому для жолобів дійсно характерні порівняно високі темпиНагромадження опадів: від перших десятків до сотень і навіть тисяч метрів за мільйон років. Ці швидкості, звісно, варіюють у часі навіть у одній точці буріння, але загалом порядок чисел зберігається.
Звернемо, однак, увагу на одну обставину, яка, очевидно, вислизала від уваги геологів. Справа в тому, що геологи звикли оцінювати швидкість накопичення опадів в одиницях Бубнова: міліметри в 10-3 (мм/10-3) або метри в 10-6 (м/10-6) років. Такий підхід викликаний об'єктивними причинами, Бо геологи мають достовірні відомості лише про потужність розрізу і значно менш достовірними даними про тривалість відповідного стратиграфічного інтервалу. Вони, звичайно, уявляють, що одержувані таким чином значення швидкості мають дуже віддалене відношення саме до швидкості накопичення опадів, оскільки при цьому не враховується ні те, що різні літологічні типи порід утворюються з різними швидкостямині те, що в межах досліджуваного інтервалу розрізу можуть бути приховані перерви в накопиченні опадів (діастеми). Якщо до того ж врахувати, що опади осьової частини жолобів утворюються в ін'єктивному режимі циклоседиментогенезу, то в цьому випадку взагалі не можна використовувати даний підхід до оцінки швидкості накопичення опадів, бо, строго кажучи, вся товща турбідитів формується як накладення суспензійно-потокового седименту. Седиментогснсз: іншими словами, товща турбідитів накопичується як би в паузи седиментації. На численних фактичних матеріалах за сучасними та давніми турбідитами такий механізм седиментогенезу обґрунтований у монографіях автора.
Коли з'явилися роботи з тектоніки плит та геофізики опублікували перші дані про швидкості спредингу та субдукції (вимірюваних сантиметрами на рік), то геологи, намагаючись співвіднести відомі їм значення швидкостей опадонакопичення із знову отриманими відомостями про швидкості руху плит, як і раніше, оперували змінами швидкості в одиницях. Бубнова, не роблячи спроб привести порівнювані значення до спільного знаменника. Легко зрозуміти, що такий підхід породжує низку непорозумінь, що заважають вивченню дійсної ролі седиментологічних процесів у різних моделях субдукції і призводять до неправильної оцінки їхньої значущості. Наведемо для ілюстрації цього положення кілька характерних прикладівне повторюючи описи літологічного складу опадів, розкритих свердловинами глибоководного буріння.
Опади дна Алеутського жолоба мають голоценовий вік, їх потужність досягає 2000, а іноді й 3000 м. Швидкість субдукції Тихоокеанської плити під Алеутський жолоб, за оцінкою К. Ле Пішона та ін., становить 4-5 см/рік, а за оцінкою В. Вак'є - навіть 7 см/рік.
Швидкість осадонакопичення в жолобі, якщо це вимірювати в одиницях Бубнова, інтерпретується як аномально висока («лавинна», за А. П. Лісіцином): 2000-3000 м/10-6 років. Якщо ж швидкості осадконакопичення виразити в тих самих одиницях, що і швидкість субдукції, то отримаємо 0,2-0,35 см/рік, а для періодів міжльодовика ще на порядок нижче: 0,02-0,035 см/рік. І все ж таки темпи накопичення опадів в Алеутському жолобі (у яких би одиницях ми їх не вимірювали) дуже високі, Р. фон Хюне справедливо зазначає, що жолоби західної околиці Тихого океану, для яких характерний осадовий чохол дна потужністю понад 500 м, безперечно перебували в зоні впливу високоширотних зледенінь узбереж. Значний вплив мають і дельти великих річок, що впадають в океан в районі ринви.
Таким чином, те, що для літологів вважається «лавинною» швидкістю осадонакопичення, виявляється майже на два порядки нижче швидкостей підсуву плити. Якщо ці дані справедливі і якщо їх співвіднести з моделлю монотонної (лобової) субдукції, то стає ясно, що при такому трактуванні механізму поддвига опади просто не встигали б накопичуватися і принаймні осьова частина жолоба повинна була бути повністю вільною від осадового покриву. Тим часом його потужність у північно-східній частині Алеутського жолоба досягає, як ми вже зазначили, 3000 м-коду.
Скв. 436 був пробурений на зовнішньому схилі Японського жолоба. З розрізу свердловини нас цікавитиме лише пачка глин потужністю 20 м, розкритих на глибині 360 м. Їх вік оцінюється в 40-50 млн років (від середнього міоцену до початку палеогену). Неважко підрахувати, що швидкість формування цих відкладень була мізерно малою: 0,44 м/10-6 років (0,000044 см/рік, або 0,5 мкм/рік). Щоб уявити собі цю цифру, досить сказати, що в звичайній міській квартирі в зимові місяці (при закритих вікнах) такий шар пилу накопичується за тиждень. Зрозуміло тепер, наскільки чисті від кластичних суспензій глибоководні зони океанів і наскільки при цьому величезна творча роль геологічного часу, здатного при таких зникаючих малих швидкостях опади накопичення зафіксувати в розрізі через 45 млн років товщу глин потужністю 20 м.
Такі ж низькі швидкості опадонакопичення відзначені і на океанічному схилі Курило-Камчатського жолоба (скв. 303), де вони становлять від 0,5 до 16 м/10-6 років, тобто від 0,00005 до 0,0016 см/рік. Той самий порядок чисел зберігається й інших жолобів Тихоокеанського кільця. Збільшення швидкості накопичення опадів на внутрішніх схилах жолобів до перших сотень метрів за мільйон років, як легко зрозуміти, не змінює співвідношення двох швидкісних характеристик: накопичення опадів та підсуву океанічної плити. Вони і в цьому випадку розрізняються мінімум на два порядки (найменші значення швидкості субдукції – від 4 до 6 см/рік – відзначені для жолобів Японського, Кермадек, Алеутського та Новогебридського, а найбільші – від 7 до 10 см/рік – для Курило-Камчатського , Новогвінейського, Тонга, Перуансько-Чилійського та Центральноамериканського. Крім цього, встановлено, що швидкість конвергенції північних та східних околиць Тихого океану збільшувалася від 10 (від 140 до 80 млн років тому) до 15-20 см/рік (між 80 та 45 млн.). років тому), потім впала до 5 см/рік.
Може здатися, що є кореляція між часом існування субдукційної зони та потужністю осадового покриву на дні жолобів. Проте фактичний матеріал спростовує це припущення. Так, час функціонування Новогебридської субдукційної зони всього 3 млн років, а потужність опадів у жолобі 600 м. Маріанська субдукційна зона та зона Тонга існують вже близько 45 млн років, але й у них потужність опадів лише 400 м. Швидкості субдукції в цих зонах близькі . Отже, треба шукати новий ефективний механізм, який би пов'язав ці (та багато інших) характеристики.
Поки ясно одне: опади в жолобі можуть зберігатися тільки в тому випадку, коли швидкість накопичення опадів істотно вища за швидкість субдукції. У ситуації, яку намагалися осмислити геологи, співвідношення цих величин оцінювалося як протилежне. У цьому полягає суть «седиментологічного феномена субдукції».
Дозволити цей парадокс можна єдиним чином: при оцінці швидкостей опадонакопичення не абстрагуватися від генетичного типу відкладень, бо не для всіх товщ, повторюємо, застосовна звичайна арифметична процедура, яка використовується для обчислення швидкості опадонакопичення: відношення потужності товщі (в метрах) до страти мільйонів років). Більше того, автор уже неодноразово зазначав, що до турбідитів ця процедура не застосовується зовсім, оскільки вона дасть не просто наближену, а абсолютно неправильну оцінку швидкості накопичення опадів. Отже, для того щоб в осьовій частині жолобів опади зберігалися і мали до того ж горизонтальне залягання, незважаючи на підсування океанічної плити, необхідно і достатньо, щоб швидкість осадокопичення була значно вищою за швидкість субдукції, а це може бути тільки тоді, коли осадокопичення в жолобі реалізується в ін'єктивному режимі циклосдиментогенезу. Наслідком цієї своєрідної седиментологічної теореми є виняткова молодість опадів дна всіх глибоководних жолобів, вік яких зазвичай не перевищує плейстоценовий. Цей же механізм дає можливість пояснити наявність висококарбонатних опадів на глибинах, що свідомо перевищують критичну для розчинення карбонатного матеріалу.
Перш ніж розібратися в другому з поставлених нами питань (про порушення нормальної стратиграфічної послідовності опадів в основі континентального схилу жолоба), необхідно відзначити таку обставину, над якою, ймовірно, замислювалися багато хто намагався аналізувати механізм субдукції. Дійсно, якщо процес поддвига (з позицій кінематики) протікає у всіх жолобах подібно і якщо при цьому він супроводжується зіскребуванням опадів з плити, що занурюється, то акреційні призми повинні фіксуватися біля підніжжя внутрішніх схилів всіх без винятку жолобів. Проте глибоководне буріння не встановило наявності таких призм у жолобах. Намагаючись пояснити цей факт, французький вчений Ж. Обуен припустив, що існують два типи активних околиць: околиці з переважанням стискаючих напруг і з проявом активної акреції та околиці, для яких більш характерні напруги, що розтягують, і майже повна відсутністьакреції опадів. Це два крайні полюси, між якими можна помістити практично всі відомі на сьогодні конвергуючі системи, якщо взяти до уваги такі їх найважливіші характеристики, як кут нахилу зони ВЗБ, вік океанічної кори, швидкість субдукції та потужність опадів на океанічній плиті. Ж. Обуен вважає, що системи дуга-жолоб ближче до першого типу, а індійський вид околиці - до другого. Проте, повторюємо, це лише грубе наближення, бо реальні ситуації у конкретних зонах поддвига залежать багатьох чинників, і тому можуть зустрічатися найрізноманітніші співвідношення у системах як західної, і східної околиць Тихоокеанського кільця. Так, В.Є. Хайн ще до того, як Ж. Обуен виділив ці два крайні випадки, справедливо зауважив, що Алеутський, Нанкайський та Зондський профілі лише частково підтвердили модель акреції, тоді як профілі через Маріанську та Центральноамериканську (в районі Гватемали) жолоби акреційної призми не виявили. Які з цього випливають висновки?
Швидше за все, призми опадів (там, де вони безсумнівно є) не завжди є результатом лише згортання відкладень з океанічної плити, тим більше, що за складом опади цих призм не відповідають опадам. відкритого океану. Крім того, безсумнівна відсутність таких призм (наприклад, у Центральноамериканському жолобі) дає підстави не вважати зіскребування опадів седиментологічно універсальним для субдукції процесом, що в явному вигляді випливає і з розібраної нами «моделі мастила» О.Г. Сорохтіна та Л.І. Лобковського. Іншими словами, окрім акреції опадів у конвергуючих системах має проявлятися якийсь загальніший седиментологічний процес, що веде до формування призми опадів на підставі континентального схилу жолоба.
Ми вже вказували, що опади основи континентального схилу жолобів сильно ущільнені, зім'яті. складну системускладок, найчастіше в них порушується вікова послідовність шарів, причому всі ці опади мають явно турбідитовий генезис. Саме ці факти насамперед потребують переконливого пояснення. Крім цього, в межах акреційної призми (там, де її наявність безперечно доведено) встановлено омолодження опадів вниз за розрізом у напрямку до жолоба. Це свідчить не тільки про те, що кожна наступна пластина опадів, що здирається з океанічної плити, хіба що підсовується під попередню, а й про своєрідну кінематику процесу поддвигу, згідно з якою черговий імпульс субдукції супроводжується міграцією осі жолоба у бік океану з одночасним розширенням шельфової зони прогинанням його підстави, що і дає в цілому можливість реалізуватися даному механізму. При більш детальному вивченні будови акреційних призм (Японський і Центральноамериканський жолоби) з'ясувалося також, що закономірності зміни віку окремих пластин складніші: встановлено, зокрема, двох-триразове поява одновікових пачок серед опадів як молодших, і більш древніх. Цей факт вже не пояснити за допомогою механізму чистої акреції. Ймовірно, провідну роль тут відіграють процеси, що призводять до усунення частково літифікованих мас опадів, які мають місце безпосередньо в межах континентального схилу жолоба. Слід врахувати і ту обставину, що сам механізм ущільнення опадів у межах акреційної призми також має свою специфіку, яка полягає зокрема в тому, що стресові напруження, якими супроводжується субдукційний процес, призводять до різкого скорочення порового простору та вичавлювання флюїдів у верхні горизонти опадів, де вони є джерелом карбонатного цементу. Відбувається хіба що розшаровування призми на різноущільнені пачки порід, що надалі сприяє деформації порід у складки, розчленовані на пласти зі сланцевим кливажем. Подібне явищемало місце в кодьякской свиті позднемеловых, палеоценових і еоценових турбідитів, оголених у зал. Аляска між Алеутським жолобом та активною вулканічною дугою на півострові Аляска. А.П. Лісіцин зазначає, що акреційна призма в районі Алеутського жолоба розбита розломами на окремі блоки, причому рух цих блоків відповідає (у першому наближенні) нерівностям кори, що підстилає, вони як би «відстежують» всі великі нерівності рельєфу поверхні океанічної плити.
Найбільш докладно вивчена акреційна призма в районі Антильської острівної дуги (о. Барбадос), чому були присвячені два спеціальні рейси НІС «Гломар Челлснджер» (№ 78-А) і «Джоідес резольюшн» (№ 11). Східно-Карибська активна околиця тут виражена наступними структурами: о. Барбадос, що трактується як переддуговий хребет, > западина Тобаго (міжмежова) > Св. Вінсента (активна вулканічна дуга) > западина Гренада (тиловодужна, окраїнова) > хр. Авес (відмерла вулканічна дуга). Тут із зоною субдукції зближені потужні осадові накопичення ПКВ Оріноко і опади з гирла Амазонки, що частково переміщуються. Глибоководні вкв. 670-676 (рейс № 110) поблизу фронту активних деформацій підтвердили наявність тут потужної акреційної призми, що складається з насунутих западин неогенових глибоководних відкладень, зірваних із слабодеформованого океанічного комплексу кампан-олігоцену. Зона зриву складена аргілітами верхнього олігоцену-нижнього міоцену і нахилена на захід. Безпосередньо над зоною зриву розкрито серію крутіших лускатих насувів. Сумарна потужність розкритого бурінням розрізу від 310 до 691 м. У його підставі залягають крем'янисті аргіліти нижнього-середнього еоцену. Вище - глинисті опади, вапнякові турбідити, косослойчасті глауконітові пісковики середнього-верхнього еоцену, тонкошарчасті аргі. Характерне явищетут - латеральна міграція флюїдів як у тілі акреційної призми (хлориди), і з океанічного боку фронту деформацій (метан). Підкреслимо також, що на кількох рівнях виявлено повторення у розрізі літологічно однотипних та одновікових пачок порід.
На додаток до того, що вже відомо про тектонічну будову жолобів, помстимося: у межах підводної зануреної тераси в середній частині внутрішнього схилу Японського та інших жолобів відбувалися активні тектонічні процеси, що свідчать, з одного боку, про значні горизонтальні зсуви блоків, а з іншого - про активні вертикальні зрушення, що призводили до порівняно швидкої зміни батиметричних умов накопичення опадів. Аналогічне явище було встановлено і в Перуансько-Чилійському жолобі, де швидкості вертикальних зсувів блоків сягають 14-22 см/рік.
Детальні геофізичні дослідження Японського жолоба показали, що його внутрішній і зовнішній борти є складною системою блоків, що контактують за розломами. Блоки ці зазнають переміщення різної амплітуди. Істотні при цьому послідовність формування розломів, поведінка блоків кори різних етапахподдвига і, що найголовніше (для нашої мети), відображення всіх цих процесів в осадовому чохлі глибоководного жолоба. Позиція японських геофізиків Ц. Шики та 10. Місава, які вважають, що, оскільки концепція субдукції у своїй основі «широка і носить глобальний характер», у моделі такого масштабу «опади та осадові тіла можуть не братися до уваги», є крайньою.
Саме навпаки, тільки через особливості механізму заповнення опадами басейнів на схилах жолобів і самих жолобів можна усвідомити і тонкі деталі субдукції, які інакше просто не помічені дослідниками. Образно кажучи, опади дозволяють зробити зліпок з жолоба і тим самим зрозуміти деталі його внутрішньої будови, а й обгрунтовано відновити процеси, що призвели до її формуванню.
Механізм нудьгування опадів на основі континентального схилу є наступним. У початкову фазу субдукції - при закладанні глибоководного жолоба внаслідок зіткнення континентальної та океанічної плит - у основі континентального схилу відбувається розрив суцільності кори (рис. 1.18 а); по розлому кора просідає в напрямку осі жолоба та опади з верхнього ступеня (тераси) сповзають донизу (рис. 1.18 б). На нижній щаблі фіксуватиметься стратиграфічно інверсійне залягання пачок шарів (I, 2, 1, 2). У фазу щодо спокійного поддвига, коли напруги, що виникають в зоні субдукції, не перевищують межі міцності континентальної літосфери, на внутрішньому схилі жолоба йде накопичення опадів: від прибережно-морських до глибоководних (рис. 1.18, 6, пачки 3 і 4), а в басейні на нижній терасі - турбідитів.
Потім при новому активному імпульсі субдукції вісь жолоба зміщується в бік океану і в основі внутрішнього схилу утворюється новий розлом, по якому опади з верхньої тераси сповзають вниз (рис. 1.18, в), а частина прибережно-морських мілководних накопичень виявляється на другій терасі. В основу внутрішнього схилу жолоба сповзає нова порція ще недостатньо ущільнених опадів, які в процесі руху вниз по нерівному рельєфу схилу скучуються, змінюються складки і т. д. Відбувається чергове нарощування призми на підставі континентального схилу.
Більшість жолобів на континентальному схилі виділяються три морфологічно виражені щаблі - тераси. Отже, якщо наша схема справедлива, то в процесі існування субдукційної зони принаймні тричі відбувалися великі структурні перебудови, що супроводжувалися просуванням ринви у бік океану та утворенням розломів на його внутрішньому схилі. Заключна фаза цього процесу показано на рис. 1.18 г: призма опадів на підставі континентального схилу сформована. У ній тричі (згідно з цією спрощеною схемою) порушується стратиграфічна послідовність шарів.
Відбувається цей процес так чи дещо інакше, головним є те, що в тих випадках, коли вдалося зруйнувати основу континентального схилу (Японський та Центральноамериканський жолоби), справді виявилося, що тут порушено нормальну стратиграфічну послідовність порід; вони значно більшою мірою, ніж синхронні відкладення зовнішнього схилу, ущільнені, і, що найголовніше, ці відкладення нічим не нагадують пелагічні опади океанічного схилу жолоба. Стають зрозумілими також значні вертикальні зрушення, внаслідок яких свідомо мілководні відкладення виявляються похованими на глибинах кілька тисяч метрів.
Перш ніж переходити до модельного обґрунтування індикаційного ряду осадових формацій глибоководних жолобів, необхідно звернути увагу на одну важливу обставину, яка раніше не враховувалася геологами. Тим часом воно з очевидністю випливає з тих тектоно-геофізичних передумов субдукції, які є фундаментальними характеристикамицього процесу та які ми поклали в основу своєї седиментологічно заможної моделі субдукції. Мається на увазі той факт, що сучасні глибоководні жолоби не є осадовими (акумулятивними) басейнами в строгому значенні слова, а є лише морфологічно виражену в рельєфі океанічного дна реакцію земної кори на процес субдукції. Ми вже знаємо, що під-рух океанічної кори під континент маркується сейсмофокальною зоною, в точці перегину якої і розташовується глибоководний жолоб; що сама субдукція – процес імпульсивний і кожному черговому імпульсу субдукції відповідає стрибкоподібна міграція осі жолоба у бік океану; що опади в жолобі встигають накопичуватися тільки завдяки тому, що швидкість відкладення турбідитів значно перевищує швидкість занурення океанічної плити, але основна їхня маса йде разом з плитою, що підсувається, в більш глибокі горизонти літосфери або здирається виступом континентальної плити і звантажується в основу континентальної плити. Саме цими обставинами пояснюється те що, що, попри тривале (десятки мільйонів років) існування більшості субдукционных зон, вік осадового виконання днища жолобів вбирається у плейстоценовий. Сучасні жолоби, таким чином, не фіксують в осадовому літописі всі етапи субдукції і тому з позицій седиментології не можуть розглядатися як осадові басейни. Якщо ж їх все ж таки вважати такими, то жолоби - це вельми своєрідні басейни: басейни з «дірявим» дном. І лише коли процес субдукції припиняється, сейсмофокальна зона блокується континентом чи мікроконтинентом, позиція глибоководного жолоба стає стабільною, і він починає виконуватися осадовими комплексами вже як повноцінний осадовий басейн. Саме ця фаза його існування зберігається в геологічному літописі, і саме утворений у цей період ряд осадових формацій може розглядатися як індикаційний для глибоководних ринв зон субдукції.
Перейдемо до його опису. Зауважимо відразу, що мова підепро тектоно-седиментологічне обґрунтування класичного ряду тонкоритмічних теригенних формацій: азпідна формація > фліш > морська моласа. Ряд цей (слід за М. Бертраном) емпірично обґрунтував М. Б. Вассоєвич на матеріалі крейдяного палеогенового флішу Кавказу, зробивши, до речі, примітний висновок: оскільки в цьому ряду наймолодшими (у безперервному розрізі) виявляються відкладення нижньої (морської) моласи, то сучасна епохає переважно епохою моласонакопичення; новий етапосвіти флішу ще не настав, а старий давно закінчився. Висновок цей виявився невірним.
Б.М. Келлер підтвердив встановлену Н.Б. Вассоєвічсм послідовну зміну осадових формацій флішевого ряду на матеріалі девонських та кам'яновугільних розрізів Зілаїрського синклінорія на Південному Уралі. За Б.М. Келлеру, у цій синклінорії послідовно формувалися кремниста формація, аспідна, що представляє собою чергування грауваккових пісковиків і сланців із зародковою циклічності флішевого типу (розрізи в басейні р. Сакмари), і, нарешті, відкладення морської моласи. Цю ж закономірність виявила І.В. Хворова. На Східному Сихоте-Аліні нижньомеловис (готерів-альбекі) флішеві товщі вінчаються грубим флішем і морською моласою. В Ануйсько-Чуйському синклінорії Гірського Алтаю зелено-фіолетова аспідна і флішоїдна (грауваккова-сланцева) формації змінюються чорносланцвою (аспідною), за якою слідує субфлішева товща, потім (вище за розрізом) - нижня моласа. Вінчають цю послідовність осадово-вулканогенні відкладення континентальної моласи. М.Г. Леонов встановив, що у Кавказі на морську моласу пізнього еоцену шаровані більш древні флишевые комплекси. У пізньому еоцені Закавказький масив повільно мігрував у північному напрямі, унаслідок чого у розрізі фіксувалися дедалі більше грубозернистые різниці опадів, турбідити ставали дедалі піщанішими. Те саме явище, лише трохи зміщене в часі, відзначається в Австрійських та Швейцарських Альпах, а також на Апеннінському півострові. Зокрема, як турбідитова послідовність фацій глибоководного жолоба інтерпретується верхньокрейдова формація Антола, розвинена в Північних Апеннінах. У ній фіксується чітке погрубіння опадів нагору по розрізу.
Виразне погрубіння турбідитових комплексів вгору по розрізу відзначається в Дальнсгорському рудному районі (Примор'я). Воно природно супроводжується поступовим «обмелением» фауністичних комплексів. А.М. Пересторонін, який вивчав ці відкладення, відзначає, що особливістю розрізу алохтонних пластин є поступова зміна (знизу-вгору) глибоководних хремнистих відкладень з радіоляріями спочатку алевролітовими, а потім дрібноводними пісковиками з бсрріас-валанжинською флорою. Аналогічна тенденція у зміні турбідитових комплексів встановлена у формації зал. Камберленд на о. Св. Георгія. Вона складена пізньоюрськими - ранньокрейдовими турбідитами сумарною потужністю близько 8 км. Літофаціальна специфіка цієї формації в тому, що вгору по розрізу фіксуються погрубіння кластичського матеріалу в межах одиничних циклів і збільшення потужності самих циклів. Цікавий нас ряд фліш > морська моласа > континентальна моласа виділяється і в Західно-Карпатському басейні олігоцен-міоценового віку. На Західному Уралі верхнспалеозойський флішевий комплекс ділиться на три послідовно змінюють один одного в розрізі формації: фліш (С2) > нижня моласа (C3-Р1) > верхня моласа (P2-Т). Причому тонкоритмічні дистальні турбідити розвинені у нижній частині розрізу.
Таким чином, емпірично встановлена закономірність послідовної появи в розрізі все більш грубозернистих різниць товщ флішевого ряду вимагає літогеодинамічного обґрунтування. Пропонована нами модель спирається на такі припущення.
1. З усього різноманіття сучасних обстановоктурбідитонакопичення геологічно значущими (відкладення цих зон стійко зберігаються в геологічному літописі) виявляються геодинамічні обстановки крайових частин (і стику) літосферних плит. Це - континентальне підніжжя пасивних околиць континентів, а також глибоководні жолоби активних околиць. Тут реалізується механізм лавинної седиментації. З позицій геодинаміки активна околиця відповідає атмосфері субдукції океанічної кори.
2. Седиментологічний контроль субдукції, детально розібраний у попередніх роботах автора, гарантує, що основним генетичним типом відкладень, що виконують днища жолобів та басейни-тераси на їхньому континентальному схилі, є турбідити.
3. Ймовірно, товщі, що послідовно змінюються, близькі за літологічним складом і будовою елементарних седиментаційних циклів, фіксують не різні, хоча і залежать один від одного седиментаційні процеси, а тривалі етапи розвитку єдиного процесу циклогенезу, який реалізується в ін'єктивному режимі, але внаслідок глибин басейну та інтенсивності зносу уламкового матеріалу на різних стадіях розвитку фіксує в розрізах цикли, що відрізняються потужностями та зернистістю відкладень.
4. Встановлений Н.Б. Вассоєвічсм емпіричний ряд зовсім необов'язково має бути максимально повно вираженим. Наприклад, тріас-юрскіс аспідні товщі таврійської серії Криму, верхньокремовий фліш Центрального та Північно-Західного Кавказуі т.д.
Суть пропонованої нами літогеодинамічної моделі наочно ілюструє рис. 1.19, а величезна література, що характеризує умови зародження, руху і розвантаження щільних (мутних) потоків, а також склад і будову тіл турбідитів, що утворюються ними, дає право не зупинятися докладно на цих питаннях.
У зонах субдукції поглинання океанічної плити завжди супроводжується зростанням напруг стиснення та призводить до підвищеного розігріву тилових частин цих зон, завдяки чому відбувається ізостатичне спливання околиці континенту з сильно розчленованим гірським рельєфом. Причому, якщо сам процес підсуву океанічної плити відбувається імпульсивно і черговий імпульс субдукції супроводжується міграцією осі жолоба у бік океану, то разом із припиненням субдукції фіксується в остаточному положенні і глибоководний жолоб, а спад напруг стиснення та ізостатичне спливання субзони від континенту до океану. Якщо тепер зіставити ці дані з тим, що будова (морфологія) прилеглої суші залишається практично незмінною, змінюються лише довжина траси переміщення щільних потоків і ухил дна каньйонів, що підводять (довжина максимальна, а ухил дна, навпаки, мінімальний у фазу спливання I, а в заключну фазу III співвідношення цих величин змінюється на протилежне), то седиментологічний аспект проблеми стає ясним: при безперервному у часі розвитку цього процесу відкладення тонкоритмічних дистальних турбідитів (аспідна формація) повинні переходити в проксимальні піщані турбідити (фліш і різні його структурно-літологічний модифікації). транспортні засоби в свою чергу змінюються циклами більш грубозернистих проксимальних турбідитів і флуксотурбідитів, більш відомих у нашій вітчизняній літературі як цикли морської моласи.
Зауважимо, до речі, що на Кавказі цей процес, що хвилеподібно розвивається, зафіксований не тільки в спрямованій зміні за розрізом літологічно різних типів флішу, а й у послідовному омолодженні тектоно-седиментаційних структур, що вміщають їх. Так, у Локсько-Карабахській зоні чітко перетворені допізнокрейдові складки, в Аджаро-Тріалетській - складки, закладені в ранньопіренейську та молодші фази. У районі Грузинської Глиби складки мають ще молодший вік. Постпалеогеновими є структурні перетворення відкладень у районі Західної Абхазії та на Північно-Західному Кавказі.
Якщо проаналізувати матеріал по кавказьким турбідитовим комплексам більш докладно, то ми неминуче прийдемо до висновку про те, що весь латеральний ряд тектонічних одиниць від краю Малокавказького океанічного басейну до Північно-Кавказької плити цілком укладається в уявлення про складно побудовану континентальну околицю, яка починаючи з активного субдукційного режиму. При цьому вісь активного вулканізму поступово змішалася у північному напрямку.
На міграцію осі субдукційної зони повинні реагувати комплекси турбідитів, що тут утворюються. Іншими словами, в палеозонах субдукції повинен фіксуватися латеральний ряд турбідитових формацій, що «прилип» до континенту, вік яких спрямовано удревнюється у бік закладення зони субдукції. Так, у басейні нар. Араке ( південно-східна частинаМалого Кавказу) турбідитові комплекси старіють із заходу на схід. Одночасно в тому ж напрямку йде зменшення глибини турбідітонакопичення. Якщо на берегах річок Раздан і Азат відкладення верхнього еоцену представлені помірковано глибоководними турбідитами, то на схід (річки Apna, Нахічеванчай, Воротан та ін.) вони змінюються мілководними опадами.
Можна зробити висновок, що зміна формацій у ряду аспідна формація > фліш > моласа фіксує не різні режими циклогенезу, а лише описані нами зміни літогеодинамічних умов у джерелі снoca уламкового матеріалу, що накладаються на безперервний процесседиментогенезу у глибоководному жолобі Відкладення моласової формації завершують таким чином повну седиментологічну еволюцію жолобів.
Цікаво, що в процесі глибоководного буріння вдалося отримати дані, які фактично підтверджують механізм заповнення жолобів уламковими опадами, що грубіють угору по розрізу. Скв. 298 була пробурена в Нанкайському трозі, що входить до тієї частини зони субдукції, і в межах якої відбувається повільне підсування Філіппінської плити під Азіатську. Свердловина пройшла 525 м четвертинних опадів, що є тонкоритмічні дистальні турбідити теригенного складу. На цих матеріалах вперше встановлено для фацій сучасних глибоководних жолобів збільшення розмірів зерен опадів нагору по розрізу. У світлі всієї відомої на сьогоднішній день інформації нот факт можна вважати характерним для опадів будь-яких глибоководних жолобів, що фіксують завершальну фазу підсуву океанічної плити. Що ж стосується діагностики зон палеосубдукції геологічного минулого, він навіть більш інформативний, ніж текстури течій і присутність в розрізі безперечних турбідитів.
Підкреслимо, якщо турбідитові комплекси можуть формуватися в різних структурно-морфологічних обстановках океану, то жолоби після припинення субдукції завжди заповнюються відкладами турбідитів, що фіксують послідовну зміну формацій, що грубіють вгору по розрізу: аспідна (дистальні турбідити) > флішди (проксимальні турбідити та флуксотурбідити). Причому важливим є й те, що зворотна послідовність генетично неможлива.
Витягнуті в довжину, шириною іноді менше 100 км. океанічні западини, з крутими схилами, походження яких пов'язане з опусканням краю плит назад в мантію, називаються глибоководними жолобами. Деякі з найглибших точок на Землі виявлені у глибоководних жолобах. Глибина жолоба Ява у Вест-Індії та Маріанського жолоба у Тихому океані в середньому між 7450 та 11 200 метрів.
Глибоководний жолоб формується вздовж конвергентного кордону двох плит. Субдукція риє океанічні траншеї, коли одна плита стикається з іншою, підміняючи її під себе і породжуючи глибоководний жолоб. Передня кромка верхньої плити кришиться і задирається вгору подібно до снігу попереду снігоочисника. Сили зіткнення і безперервний натиск уздовж кордону двох плит формують гірські ланцюги, що піднімаються, паралельно жолобу, такі, як Анди вздовж Перуано-Чилійського жолоба.
До того як було визнано ідею глобальної тектоніки плит, морські геологи з приводу походження глибоководних жолобів перебували в безвиході. Вони не могли зрозуміти, що викликало такі поглиблені долини на океанічному дні. Вони продовжували намагатися з'ясувати, чому ядро чи нижня мантія, як уявлялося, зносять літосферу. Вони багато чого не знали про конвекційні потоки там і тому не могли знайти джерела енергії для руху континентів.
Так як більшість зон субдукції закладено в Тихому океані, краї Тихоокеанської плити, де поверхневі породи постійно стикаються і руйнуються, мають найбільш глибоко прориті жолоби. Тихий океан оточений цими глибоководними жолобами внаслідок постійного впливу Тихоокеанської плити на Північно-Американську, Євразійську, Індо-Австралійську, Філіппінську та Антарктичну плити.
Глибоководні жолоби виявлені на обох континентальних околицях та в зонах конвергенції (сходження) океан-океан вздовж острівних дуг. Жолоб Ява, відомий також як жолоб Сунда, є найглибшою западиною в Індійському океані, за 350 км від узбереж островів Суматра та Ява (Індонезія). Жолоб довжиною 2600 км і глибока точка в Індійському океані – місце грандіозного землетрусу 26 грудня 2004 року силою 9 балів та цунамі, які занапастили понад 200 000 осіб.
Двадцять два глибоководні жолоби було ідентифіковано, хоча не всі вони є основними жолобами. З них 18 знаходяться в Тихому океані та один (жолоб Ява) в Індійському океані. Глибини основних жолобів більше 5,5 км, а ширина між ними – 16 і 35 км. Найглибше місце – западина Челленджер (глибиною 11 км) виявлено у Маріанському жолобі. Перуано-Чилійський жолоб, що знаходиться недалеко від узбережжя Південної Америки, є найдовшим глибоководним жолобом завдовжки 1609 км, тоді як Японський жолоб завдовжки 241 км – найкоротший.
Перейти до вмісту 2016-04-25
| Маріанський | Тихий | ||
| Тонга | Тихий | ||
| Філіппінський | Тихий | ||
| Кермадек | Тихий | ||
| Ідзу-Бонінський | Тихий | ||
| Курило-Камчатський | Тихий | ||
| Пуерто-Ріко | Атлантичний | ||
| Японська | Тихий | ||
| Чилійська | Тихий | ||
| Романш | Атлантичний | ||
| Алеутський | Тихий | ||
| Рюкю (Нансей) | Тихий | ||
| Зондський (Яванський) | Індійська | ||
| Центральноамериканський | Тихий | ||
| Перуанський | Тихий | ||
| Витязя | Тихий |
Маріанський жолоб
Якщо на суші місць для дослідження людиною залишилося не так вже й багато, то світовий океан має для нас ще безліч секретів, які тільки належить розгадувати цікавим.
Складність полягає в тому, що під водою на великій глибині непросто збирати матеріал і вивчати місцевих жителів. Цим характеризується і найглибший жолоб Маріанський.
Назва свою він отримав через близькість Маріанських островів, а найглибша точка западини розташована на глибині 10971 м і називається "Безодня Челленджера". Утворена западина на стику Тихоокеанської та Філіппінської тектонічних плит.
Величезний тиск товщі води не дозволяє дослідникам без обмежень вивчати найглибше місце в океані.
За весь час зафіксовано єдиний випадокзанурення людини. Американський лейтенант Дон Уолш і вчений Жак Пікар на батискафі Трієст опустилися на глибину 10918 м.
Вивчення Маріанської западини
Пізніше вивчення найглибшої Маріанської западинивідбувалося при використанні спеціального апарату, який на глибині 10902 м зібрав матеріали для дослідження, зробив кілька фотографій і записав відео.
Завдяки використанню техніки стало відомо, що навіть на такій глибині, в темряві, куди не доходять промені світла, існує життя.
Цікавим є й те, що виявлено були пласкі риби, схожі на камбалу. Оскільки для життєдіяльності риб необхідний кисень, то можливо в Маріанській западині наявність вертикальних течій, що приносять його з поверхні води.
Невивчений на сьогоднішній день світ найглибшого жолоба дає волю фантазії – вчені не заперечують можливості того, що на такій глибині збереглися величезні доісторичні тварини.
ГЛИБОКОВОДНІ СКАРБИ
В окраїнних частинах океанів виявлено особливі формирельєфу дна - глибоководні жолоби. Це порівняно вузькі западини з крутими, стрімкими схилами, що тягнуться на сотні та тисячі кілометрів.
Глибина таких западин дуже велика. Глибоководні жолоби мають майже рівне дно. Саме в них є найбільші глибини океанів.
Зазвичай жолоби розташовані з океанічного боку острівних дуг, повторюючи їх вигин, або простягаються вздовж материків. Глибоководні жолоби - це перехідна зонаміж материком та океаном.
Утворення жолобів пов'язане з рухом літосферних плит. Океанічна плита згинається і як би «пірнає» під континентальну. При цьому край океанічної плити, поринаючи в мантію, утворює жолоб.
Райони глибоководних жолобів знаходяться у зонах прояву вулканізму та високої сейсмічності. Це тим, що жолоби примикають до краях літосферних плит.
На думку більшості вчених, глибоководні жолоби вважаються крайовими прогинами і саме там йде інтенсивне накопичення опадів зруйнованих гірських порід.
Найглибший на Землі – Маріанський жолоб.
Його глибина досягає 11022 м. Він був виявлений у 50-ті роки експедицією на радянському дослідницькому судні "Витязь". Дослідження цієї експедиції мали дуже велике значеннядля вивчення ринв.
Глибоководні жолоби. Це порівняно вузькі западини з крутими, стрімкими схилами, що тягнуться на сотні та тисячі кілометрів. Глибина таких западин дуже велика. Глибоководні жолоби мають майже рівне дно. Саме в них є найбільші глибини океанів. Зазвичай жолоби розташовані з океанічного боку дуг, повторюючи їх вигин, або простягаються вздовж материків. Глибоководні жолоби – це перехідна зона між материком та океаном.
Утворення жолобів пов'язане з рухом. Океанічна плита згинається і як би «пірнає» під континентальну. При цьому край океанічної плити, поринаючи в мантію, утворює жолоб. Райони глибоководних жолобів знаходяться в зонах прояву та високої. Це тим, що жолоби примикають до краях літосферних плит.
На думку більшості вчених, глибоководні жолоби вважаються крайовими прогинами і саме там йде інтенсивне накопичення опадів.
Найглибший на Землі - Маріанський жолоб. Його глибина досягає 11022 м. Він був виявлений у 50-ті роки експедицією на радянському дослідницькому судні "Витязь". Дослідження цієї експедиції мали дуже велике значення вивчення жолобів.
Глибоководні жолоби Землі
| Назва ринви | Глибина, м | Океан |
|---|---|---|
| Маріанський жолоб | 11022 | Тихий |
| () | 10882 | Тихий |
| Філіппінський жолоб | 10265 | Тихий |
| Кермадек (Океанія) | 10047 | Тихий |
| Ідзу-Огасавара | 9810 | Тихий |
| Курило-Камчатський жолоб | 9783 | Тихий |
| Жолоб Пуерто-Ріко | 8742 | |
| Японський жолоб | 8412 | Тихий |
| Південно-Сандвічів жолоб | 8264 | Атлантичний |
| Чилійський жолоб | 8180 | Тихий |
| Алеутський жолоб | 7855 | Тихий |
| Зондський жолоб | 7729 | Індійська |
| Центральноамериканський жолоб | 6639 | Тихий |
| Перуанський жолоб | 6601 | Тихий |
Океанічний жолоб – це довга вузька западина на дні океану, прихована глибоко під водою. Ці темні, містичні заглиблення можуть бути на глибині до 10 994 метрів. Для порівняння, якби гора Еверест була вміщена на дно найглибшої западини, її вершина була б приблизно на 2,1 кілометра нижче поверхні води.
Формування океанічних жолобів
Океанічний жолоб
У світі безліч високих вулканів і гір, але глибокі океанічні жолоби затьмарюють будь-яку з континентальних височин. Як формуються ці западини? Коротка відповідь виходить із геології та вивчення рухів тектонічних плит, що належать до землетрусів, а також до вулканічної активності.
Вчені виявили, що глибокі блоки земної кори рухаються на поверхні мантії Землі. Як правило, океанічна корапідсувається під острівні дуги чи континентальну околицю. Кордон, де вони зустрічаються - це місця, які є глибокими океанськими жолобами. Наприклад, Маріанська западина, розташована на дні Тихого океану, поряд з Маріанською острівною дугою, недалеко від узбережжя Японії, є результатом так званої субдукції. Маріанський жолоб утворився на стику Євразійської та Філіппінської плит.
Розташування жолобів
Океанічні жолоби існують у всьому світі і є, як правило, найглибшими районами. До них відносяться: Філіппінський жолоб, жолоб Тонга, Південно-Сандвічів жолоб, жолоб Пуерто-Ріко, Перуансько-Чілійський жолоб та ін.
Багато (але не всі) безпосередньо пов'язані з субдукцією. Цікаво, що жолоб Діамантіна сформувався близько 40 мільйонів років тому, коли і розмежувалися. Більшість найглибших океанічних западин, відомих як виявлено в Тихому океані.
Найглибша точка Маріанської западини називається Безоднею Челленджера, і вона знаходиться на глибині майже 11 км. Однак не всі океанічні жолоби такі ж глибокі, як і Маріанська западина. З віком жолоби можуть заповнюватися донними відкладеннями (піском, камінням, брудом та мертвими організмами, що осідають на дно океану).
Вивчення океанічних жолобів
Більшість жолобів були відомі остаточно 20-го століття. Для вивчення потрібні спеціалізовані підводні апарати, які існували до другої половини 1900-х років.
Батискаф "Трієст"
Ці глибокі океанічні жолоби мало придатні життя більшості живих організмів. Тиск води на цих глибинах миттєво вб'є людину, тому ніхто не насмілювався досліджувати дно Маріанської западини протягом багатьох років. Однак у 1960 році двоє дослідників здійснили занурення у Безодню Челленджера за допомогою батискафа під назвою "Трієст". І тільки в 2012 році (52 роки) інша людина наважилася підкорити найглибшу точку Світового океану. Це був кінорежисер (відомий за фільмами "Титанік", "Аватар" та ін.) та підводний дослідник Джеймс Кемерон, який здійснив одиночне занурення за допомогою батискафа "Deepsea Challenger" і досяг дна в улоговині Челленджера Маріанської западини. Більшість інших глибоководних дослідницьких апаратів, таких як Алвін (використовується Океанографічним інститутом Вудс-Хоул в Массачусетсі), не занурюються на велику глибину досі, але можуть опускатися приблизно на 3600 метрів.
Чи існує життя у глибоководних жолобах?
Дивно, але незважаючи на високий тискводи та холодні температури, що існують на дні глибоководних жолобів, життя процвітає у цих екстремальних умовах.
Крихітні одноклітинні організмиживуть на великій глибині, а також деякі види риб (включаючи), трубчастих хробаків та морських огірків.
Майбутнє дослідження глибоководних западин
Вивчення глибоководного моря дорогою та складний процесхоча наукові та економічні нагороди можуть бути досить значними. Людська розвідка (наприклад, глибоководне занурення Кемерона) є небезпечною. Майбутні дослідження можуть добре покладатися (принаймні частково) на автоматизовані безпілотні апарати, так само як і астрономи використовують їх для вивчення віддалених планет. Існує безліч причин продовжувати вивчення глибин океану; вони залишаються найменш вивченими земними середовищами. Подальші дослідження допоможуть вченим зрозуміти дії тектоніки плит, а також виявити нові форми життя, які адаптувалися до найнепривітніших місць проживання на планеті.
Якщо ви знайшли помилку, будь ласка, виділіть фрагмент тексту та натисніть Ctrl+Enter.