Якщо постійно виникає так багато нового морського дна, а Земля не розширюється (і існує достатньо доказів цього), тоді щоб компенсувати цей процес, щось на глобальній корі має руйнуватися. Саме це відбувається на околицях більшої частини моря. Тут літосферні плити зближуються, і на їх межах одна з плит, що зіштовхуються, занурюється під іншу і йде глибоко всередину Землі. Такі ділянки зіткнення плит називаються зонами субдукції (занурення, піднирування однієї плити під іншу); на Землі вони відзначаються глибокими океанічними ровами (жолобами) і активними вулканами (рис. 5.4). Грандіозні ланцюги вулканів, що утворюють так зване вогняне кільце, що простяглося вздовж берегів Тихого океану, – Анди, Алеутські острови, а також вулкани Камчатки, Японії та Маріанських островів – всі вони завдячують своїм існуванням явищу субдукції.
Мал. 5.4. Схематичний поперечний розріз зони субдукції (верхня частина, не в масштабі) показує літосферну плиту, що опускається в глибини мантії, та активні вулкани над нею. У нижній частині малюнка крапками зображені положення вогнищ землетрусів, зафіксованих під жолобом Тонга в південно-західній частині моря. У сукупності вони відзначають розташування плити, що занурюється, до глибини приблизно 700 кілометрів. Позначки на горизонтальній шкалі показують відстань від ринви. Складено з частковим використанням малюнка 4-10 з книги П. Дж. Віллі «Як працює Земля». Вид-во «Джон Уайлі та Сини», 1976.
Ніхто не може точно сказати, як саме починається субдукція, коли дві плити починають зближуватися, але ключем до їхньої взаємодії є, мабуть, щільність порід. Щільна океанічна кора може піддатися субдукції, зникнувши в глибині Землі майже безвісти, тоді як порівняно легкі континенти завжди залишаються на поверхні. Ось чому дно океанів завжди молоде, а континенти старі: морське дно не лише безперервно утворюється в розломах океанічних хребтів, а й постійно знищується у зонах субдукції. Як ми вже бачили, окремі частини континентів мають вік майже чотири мільярди років, тоді як найдавніші частини морського дна не старші 200 мільйонів років. Один із перших пропагандистів ідеї континентального дрейфу порівняв континенти з піною, що накопичується на поверхні каструлі з киплячим супом, – живе, хоча не сказати, щоб дуже точне порівняння.
Реальність субдукції підтверджується землетрусами, що її супроводжують. Хоча сейсмічність є характерною особливістю всіх типів кордонів між плитами, тільки зони субдукції відрізняються глибокими землетрусами, що відбуваються на глибині 600 кілометрів або більше. Глибокі землетруси були відомі задовго до того, як тектоніка плит набула популярності. У 1928 році японський сейсмолог К. Вадаті повідомив про землетруси, що сталися під Японією на глибині кількох сотень кілометрів. Приблизно через двадцять років інший геофізик, Хуго Беніоф, показав, що й у інших частинах світу існують «великі розлами», що відзначаються частими землетрусами, які поринають глибоко в мантію з океанських ровів, ніби продовжуючи їх у глибину. Він описав декілька таких розломів, розташованих як уздовж західного узбережжя Південної Америки, так і на південному заході Тихого океану в ринві Тонга. Ці області в той час не були інтерпретовані як зони субдукції і лише пізніше стало ясно, що ці гігантські плоско-похилі зони підвищеної сейсмічності точно йдуть шляхом плит, що занурюються всередину мантії (рис. 5.4). Землетруси виникають тому, що частини океанічних плит, що занурюються в гарячу мантію, залишаються порівняно холодними, в протилежність оточуючим їх породам мантії, залишаються навіть на великих глибинах настільки крихкими, що в них можуть виникати тріщини, що породжують землетруси. Деякі з найглибших землетрусів можуть також виникати з тієї причини, що мінерали в частинах плит, що занурюються, стають нестійкими в обстановці великих тисків, яким вони там зазнають, і руйнуються раптово, утворюючи більш щільні мінерали, різко змінюючи при цьому свій обсяг.
На противагу порівняно спокійним проривам базальтової лави вздовж осей розбіжності плит, вулканізм, властивий зонам субдукції, часто проявляється дуже бурхливо. Хоча ця вулканічна активність Землі і створює чудові вулкани, як, наприклад, гора Фудзі в Японії, вона також робить свій внесок у безліч катастроф, що супроводжують історію Землі. Прикладами таких катастроф є поховання древнього римського міста Помпеї під шаром гарячого вулканічного попелу, викинутого сусіднім вулканом Везувій, грандіозне знищення всього живого навколо внаслідок вибуху вулкана Кракатау в Індонезії в 1883 році і зовсім недавно вибух вулкана Пінатубо на Філіппі. Чому існує вулканізм у зонах субдукції? У розділі 2 ми натякнули можливу відповідь: океанічні плити містять воду. У потужних товщах опадів, що накопичуються на океанському дні, у міру того, як воно рухається від місця свого утворення у хребтів до місця свого знищення в зонах субдукції, накопичується вода. Крім того, під час цієї довгої подорожі відбувається реакція деяких мінералів базальтової кори з морською водою і утворюються інші мінерали. Хоча під час зіткнення плит частина цих опадів зіскребається з плити, що опускається, і викидається на сушу, інша їх частина виноситься в мантію на значні глибини. Під час опускання цих опадів уздовж зони субдукції більша частина вільної води, що міститься в порах між зернами, вичавлюється тиском, що збільшився, і пробивається назад на поверхню. Але якась її частина залишається, як і вода, пов'язана у структурі мінералів кори. Зрештою, температура і тиск, що збільшуються, виганяють з порід і цю воду, і вона просочується в мантію у верхній частині зони субдукції. Саме цей процес викликає вулканізм. На тих глибинах, де вода виганяється з пор і з самих мінералів, мантія, що оточує, вже дуже гаряча, а додавання води знижує температуру плавлення порід настільки, що це плавлення починається. Цей принцип має бути знайомий жителям північних міст, які взимку розсипають на вулицях сіль, щоб знизити температуру плавлення (танення) льоду.
У всіх субдукційних зонах Землі активний вулканізм неминуче виникає приблизно на одній і тій же висоті над плитою, що опускається, а саме - близько 150 кілометрів. Така приблизно глибина, на якій руйнуються водомісткі мінерали,
звільняючи воду, що сприяє плавленню. Характерним для цієї ситуації типом порід є андезит, який отримав свою назву, як ви можете здогадатися, за назвою гірського ланцюга в Південній Америці (Анди), де ця порода дуже поширена. Лабораторні експерименти показують, що андезит являє собою саме ту породу, освіту якої слід було б очікувати, якщо породи мантії розплавити в присутності води, що виділилася з плити, що занурилася; ця вода пояснює також вибуховий, бурхливий характер вулканізму, властивого зон субдукції. Принаймні наближення магми до земної поверхні розчинена у ній вода та інші леткі компоненти у відповідь зниження тиску швидко розширюються; це розширення часто має характер вибуху.
Багато найбільших землетрусів відбуваються вздовж зон субдукції. Це і не дивно, якщо подумати, що відбувається в цих областях: два гігантські шматки земної кори, кожен завтовшки близько 100 кілометрів, стикаються один з одним, причому одна плита вштовхується під іншу. На жаль, деякі райони, розташовані поблизу зон субдукції, дуже щільно заселені. Ми можемо передбачити зі стовідсотковою впевненістю, що у таких областях потужні руйнівні землетруси продовжуватимуться; навряд чи це буде великою втіхою перед перспективою таких катастрофічних подій, як землетрус у Кобе в Японії, що стався на початку 1995 року.
І все-таки Земля – це динамічна планета; навіть зони субдукції існують не завжди, принаймні з погляду геологічного часу. Зрештою вони перестають діяти, і десь утворюються інші. Які ж події можуть зупинити процес субдукції?
Найчастіше це зіткнення між континентами після того, як океанічна кора, що існувала між ними, виявляється витраченою у процесі субдукції. Згадаймо, що дуже часто літосферні плити складаються з континентальної та океанічної кори. У той час як сама плита, можливо, і байдужа до природи своїх пасажирів, цього не можна сказати про зону субдукції. Вона просто не може заковтнути континентальну кору з її низькою щільністю. Тому, коли океанічний басейн зрештою закривається завдяки субдукції, два уламки континентальної кори просто стикаються і припаюються один до одного; субдукція припиняється. Спрощений малюнок такого процесу показано на рис. 5.5. Він не такий простий, як можна подумати за наведеним описом; у типовому випадку зіткнення між континентами супроводжується потужним вулканізмом, метаморфізмом та гороутворенням та займає дуже багато часу.
Мабуть, найвидатнішим прикладом такого процесу, взятим із недавнього минулого, є зіткнення між Індією та Азією, докладніше описане в розділі 11, у результаті якого виникли Гімалаї. Колись давним-давно на тому місці, де зараз розташовуються Гімалаї, існувала зона субдукції, вздовж якої південніше, що знаходиться, плита занурювалася на північ під Азію, а між Азією і континентом Індії, який розташовувався південніше, знаходився великий океан. Породи Гімалаїв і плато Тибету свідчать, що ця ситуація тривала дуже довгий час, протягом якого багато дрібних фрагментів плавучої континентальної кори, переміщених разом з цією океанічною плитою, прибуло з півдня до зони субдукції і приклеїлося до південного краю Азії. Але поступово дно океану було поглинене зоною субдукції, у результаті Індія притяглася північ. Між 50 і 60 мільйонами років тому кут цього континенту досяг зони субдукції і почав притискатися до Азії. Інерція його руху змусила північну частину Індії прослизнути під південну частину азіатської плити, утворюючи ділянку континентальної кори завтовшки вдвічі більшу, ніж будь-де у світі. Опади, змиті з околиць двох зближених континентів ще до їхнього зіткнення, вулканічні острови, що існували вздовж їхніх країв, і породи самих континентів потрапили в пастку гігантського зіткнення, були зім'яті в систему паралельних складок, розбиті на блоки системою розломів і метаморфів. В результаті утворився найвищий гірський ланцюг і найбільше плоскогір'я на Землі.
Мал. 5.5. Схематичний розріз, що показує, як процес субдукції може закрити океанський басейн і спричинити зіткнення континенти, утворюючи величезні гірські системи типу Гімалаїв.
Величезна гірська країна Гімалаїв все ще вважається межею плити, тому що досі існує відносний рух між Азією та Індією. Ця країна поки що піднімається; там досить часті землетруси. Дійсно, землетруси, що знімають напруження, що виникають у земній корі, відбуваються в наші дні вже далеко від зони зіткнення, особливо в Китаї, як результат того факту, що частини Азії були стиснуті і повернені на схід у момент, коли обидві плити кинулися один на одного. . Однак, зрештою, коли припиниться відносний рух між двома раніше відокремленими один від одного континентами, Гімалаї будуть визнані неактивною шовною зоною, яка знаходиться всередині континенту. Але коли це станеться, дечому іншому доведеться відсунутись, щоб дати притулок нової області морського дна, що утворюється вздовж океанічного хребта, що лежить далеко на південь (рис. 5.2). Проведені в останні роки дослідження морського дна поблизу Шрі-Ланки показують, що на південь від цього острова, можливо, утворюється нова зона субдукції, яка дозволить геометричну головоломку.
Зіткнення континенту з континентом, подібні до того, що зробили світ Гімалаї, мабуть, відбуваються регулярно протягом геологічної історії. Хоча створені ними високі гори давно зруйнувалися, сліди таких подій можна розпізнати в стародавніх породах за тим фактом, що вони утворюють характерні довгі смуги метаморфізованих порід, що мають приблизно однаковий вік. Хорошим прикладом такої області є провінція Гренвіль у східній частині Північної Америки (рис. 4.3), яка була, без сумніву, в давнину дуже схожа на нинішні Гімалаї.
7. Дивовижні явища - спрединг та субдукція
Ці явища ілюструє рисунок на с. 74. Почнемо зі спредінгу. Він відбувається вздовж серединно-океанічних хребтів - меж розділу плит, що розсуваються (ці кордони завжди проходять по океанічному дну). На нашому малюнку серединно-океанічний хребет поділяє літосферні плити А та В. Це можуть бути, наприклад, Тихоокеанська плита та плита Наска відповідно. Лінії зі стрілками малюнку показують напрями руху магматичних мас астеносфери. Легко бачити, що астеносфера прагне захопити плиту А вліво, а плиту В праворуч і цим розсуває ці плити. Розсування плит сприяє також потік магми астеносфери, спрямований знизу вгору прямо до межі розділу плит; він діє подібно до своєрідного клину. Отже, плити А і В трохи розсуваються, між ними утворюється ущелина (рифт). Тиск порід у цьому місці падає і там виникає осередок розплавленої магми. Відбувається підводне виверження вулкана, розплавлений базальт виливається через ущелину і застигає, утворюючи базальтову лаву. Ось таким чином і нарощуються краї плит А і В, що розсуваються. Отже, нарощування відбувається за рахунок магматичної маси, що піднялася з астеносфери і розлилася по схилах серединно-океанічного хребта. Звідси й англійський термін "спредінг", що означає "розширення", "розтікання".
Слід пам'ятати, що спрединг відбувається безперервно. Плити АіВ постійно нарощуються. Саме так і здійснюється рух цих плит у різні боки. Підкреслимо: рух літосферних плит це не є переміщення якогось об'єкта в просторі (з одного місця на інше); воно не має нічого спільного з рухом, скажімо, крижини на поверхні води. Рух літосферної плити відбувається за рахунок того, що в якомусь місці (там, де знаходиться серединно-океанічний хребет) постійно нарощуються нові й нові частини плити, в результаті чого частини плити, що утворилися раніше, весь час відсуваються від згаданого місця. Отже, цей рух слід сприймати не як переміщення, а як розростання (можна сказати: розширення).
Ну а при розростанні, звичайно, постає питання: куди подіти «зайві» частини плити? Ось плита В розросла настільки, що досягла плити С. Якщо в нашому випадку плита В - це плита Наска, то плитою С може служити Американська плита.
Зауважимо, що на плиті знаходиться материк; це більш масивна плита в порівнянні з океанічною плитою В. Отже, плита досягла плити С. Що ж далі? Відповідь відома: плита В прогнеться донизу, піднирне (підсунеться) під плиту С і продовжуватиме розростатися в глибинах астеносфери під плитою С, поступово перетворюючись на речовину астеносфери. Це явище називають субдукцією. Цей термін походить від слів «суб» та «дукція». Латиною вони означають «під» і «веду» відповідно. Так що «субдукція» - це підведення під щось. У нашому випадку плита виявилася підведеною під плиту С.
На малюнку добре видно, що внаслідок прогину плити глибина океану поблизу краю континентальної плити З зростає - тут утворюється глибоководний жолоб. Поруч із жолобами зазвичай виникають ланцюжки діючих вулканів. Вони утворюються над тим місцем, де літосферна плита, що «піднирнула», похило йде в глибину, починає частково плавитися. Плавання відбувається внаслідок того, що температура з глибиною помітно підвищилася (до 1000-1200 ° С), а тиск порід зріс поки що не дуже сильно.
Тепер ти уявляєш суть концепції глобальної тектоніки літосферних плит. Літосфера Землі – це сукупність плит, які плавають на поверхні в'язкої астеносфери. Під впливом астеносфери океанічні літосферні плити рухаються у напрямі від серединно-океанічних хребтів, кратери яких забезпечують постійне наростання океанічної літосфери (це явище стредингу). Океанічні плити рухаються до глибоководних жолобів; там вони йдуть у глибину і зрештою поглинаються астеносферою (це явище субдукції). У зонах спредингу земна кора «підживлюється» речовиною астеносфери, а зонах субдукції вона повертає «надлишки» речовини в астеносферу. Ці процеси відбуваються з допомогою теплової енергії земних надр. Зони спредингу та зони субдукції найбільш активні у тектонічному відношенні. На них припадає основна маса (понад 90%) вогнищ землетрусів та вулканів на земній кулі.
Описану картину доповнимо двома зауваженнями. По-перше, існують межі між плитами, що переміщуються приблизно паралельно один до одного. На таких межах одна плита (або частина плити) зміщується щодо іншої по вертикалі. Це звані трансформні розломи. Прикладом можуть бути великі тихоокеанські розлами, що йдуть паралельно один одному. Друге зауваження полягає в тому, що субдукція може супроводжуватися процесами зминання та утворення гірських складок на краю континентальної кори. Саме так утворилися Анди у Південній Америці. Особливої розмови заслуговує на утворення Тибетського нагір'я та Гімалаїв. Про це ми поговоримо у наступному параграфі.
Земна кора найвищий шар Землі, те й вивчена найкраще. У її надрах залягають дуже цінні людини гірські породи і мінерали, що він навчився використовувати у господарстві. Малюнок 1. Будова Землі Верхній шар земної кори складається з досить м'яких гірських порід. Вони утворені в результаті руйнування твердих порід (наприклад, пісок), відкладення залишків тварин (крейда) або...
Виділяються два тектонічні режими: платформний і орогенний, яким відповідають мегаструктури II порядку - платформи та орогени. На платформах розвивається рельєф різновисотних рівнин різного генези, в галузях гороутворення – гірські країни. Платформні рівнини Платформенні рівнини розвиваються на різновікових платформах і є основною мегаформою рельєфу континентів.
А іноді можуть утворюватись навіть провали. Ці форми поширені у середньоазіатських районах. Карст та карстові форми рельєфу. Вапняки, гіпс та інші родинні породи майже завжди мають велику кількість тріщин. Дощові та снігові води по цих тріщинах йдуть углиб землі. При цьому вони поступово розчиняють вапняки та розширюють тріщини. В результаті вся товща вапнякових...
Висока точка всієї України гора Говерла (2061 м) в Українських Карпатах. Низини, височини та гори України приурочені до різних тектонічних структур, що впливали на розвиток сучасного рельєфу, на поверхню окремих частин території. Низинності. На півночі України знаходиться Поліська низовина, що має нахил до річок Прип'ять та Дніпро. Висоти її не перевищують 200 м, тільки...
Розуміння природи тонкої структури субдукційної зони має ключове значення для фізики сейсмотектонічного процесу. Результатом інтенсивних геофізичних та геологічних досліджень зон субдукції в останні кілька десятків років є нові дані про структуру цієї зони та особливості сейсмічності. Вони поставили цілу низку питань, відповіді на які не можна отримати в рамках моделі плитотектоніки. Переважно розглядати ці питання з урахуванням активізації ендогенних процесів, мають значну вертикальну компоненту перенесення енергії. Обмежимося викладом результатів низки робіт з Камчатки, Курил і Японії, які широко відомі і досить об'єктивні.
Насамперед, розглянемо особливості перебігу сейсмотектонічних процесів, які одночасно відображають і умови їхнього прояву. Про це можна судити з розподілу щільності епіцентрів Камчатських землетрусів (Рис.5.6, [Болдирєв, 2002]). Основна сейсмоактивна зона має ширину 200 – 250 км. Розподіл щільності епіцентрів вогнищ (далі вогнищ) у просторі має складний характер, при цьому виділяються ізометричні та витягнуті ділянки різної щільності вогнищ.
Ділянки підвищеної щільності вогнищ утворюють систему лінеаментів, з яких найбільш помітні збігаються з простяганням морфоструктур Камчатського регіону. Ці ділянки стійкі у просторі період інструментального контролю, починаючи з 1962 і закінчуючи 2000 роком. Стійко у просторі також становище слабосейсмічних ділянок. Зауважимо, що частота землетрусів усередині цих ділянок може суттєво змінюватися. Це показано при реалізації, наприклад, алгоритмів RTL [Соболєв та Пономарьов, 2003].
Рис.5.6 Щільність епіцентрів (N на 100кв.км) Камчатських землетрусів 1962-1998гг. (Н = 0-70км, кб> 8.5). Прямокутник – область впевненої реєстрації подій з кб> 8.5. 1 – сучасні вулкани, 2 – осередки з кб > 14.0, 3 – вісь глибоководного жолоба, 4 – ізобата – 3500м.
Просторово – тимчасові зміни щільності вогнищ у трьох смугах сейсмічної зони Камчатки наведено на рис. 5.7. [Болдирєв, 2002]. Як видно, положення сейсмоактивних і слабко сейсмічних ділянок дуже стійке в часі в даний період контролю. На цьому ж малюнку показано положення вогнищ сильних землетрусів (К> 12.5), що збігаються з ділянками підвищеної густини вогнищ слабких землетрусів. Можна констатувати, що сильні події відбуваються в зонах підвищеної активності слабких подій, хоча за механістичними уявленнями в цих ділянках має відбуватися розрядка напруг, що накопичуються.
Дуже цікавими є результати аналізу, представлені на рис. 5.8 [Болдирєв, 2000]. На верхній частині малюнка показаний вертикальний розріз розподілу щільності гіпоцентрів у осередках 10 на 10км та положення коромантійного розділу. Під Камчаткою практично відсутні вогнища у мантії, а під екваторією Тихого океану вони переважають. На нижній частині малюнка автор показує ймовірні тренди міграції сильних подій від 159 про с.д. до 167 про с.д. Швидкість "міграції" вогнищ 50 – 60 км/год, періодичність активізації 10 – 11 років. Таким же чином можна виділити тренди подій нижчого енергетичного рівня, що "розповсюджуються" із заходу на схід. Однак природа таких горизонтальних процесів передачі пружної енергії не обговорювалася. Зазначимо, що схема горизонтально діючих процесів передачі пружної енергії не узгоджується з стійкими положеннями, що спостерігаються в просторі ділянок з постійним рівнем сейсмічності. Існування стійких ділянок з активними сейсмічними явищами більшою мірою вказують на перебіг вертикальних процесів збудження середовища, які мають певний ритмічність.
Можливо, що з цими процесами пов'язані різні характеристики середовища, що відображаються у швидкісних моделях (Рис.5.9 та 5.10) [Тараканов, 1987; Болдирєв і Кац, 1982]. Відразу впадає у вічі неоднорідності, що утворюють складну мозаїку " блоків " з підвищеним чи зниженим рівнем швидкостей (щодо середнього швидкісного розрізу по Джеффрису). Причому "блоки", у яких майже постійні швидкості, розташовані в широкому діапазоні глибин, контрастно виділяються похилі структури також із великим перепадом глибин. В тих самих діапазонах глибин швидкості пружних хвиль можуть бути як високими, так і низькими. Швидкості в підконтинентальній мантії нижче швидкостей підокеанічної мантії на одних і тих же глибинах. Необхідно також відзначити максимальні значення градієнтів швидкостей.
Рис.5.7 Просторово-часові розподіли густини вогнищ (число подій за 0.5 року в інтервалі AY = 20км) у трьох поздовжніх лінеаментах Камчатської сейсмоактивної зони. Хрестиками позначено становище 20 найсильніших землетрусів у кожній смузі.
Рис.5.8. Вертикальний розріз (а) і просторово-часові зміни щільності вогнищ (б) у смузі 20км вздовж 55°п.ш.
Рис.5.9 Поля швидкостей поздовжніх хвиль (км/с) у фокальній зоні вздовж профілю станція Хатінохе - о-в Шикотан: 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 – гіпоцентри найсильніших землетрусів.
Рис.5.10 Широтний профіль зміни швидкостей поздовжніх хвиль (станція SKR – глибоководний жолоб), теплового потоку та аномалій поля сили тяжіння. 1 - ізолінії поля швидкості V; 2 – значення швидкості для стандартної моделі Землі; 3 - положення поверхні М та значення граничних швидкостей у ній; 4 – зміна фонового теплового потоку; 5 – аномалії поля сили тяжіння; 6 – діючі вулкани; 7 – глибоководний жолоб, 8 – межі сейсмофокального шару.
Рівень сейсмічної активності (тобто щільності вогнищ) у зонах має зворотну кореляцію зі швидкістю V? і пряму із добротністю середовища. При цьому ділянки підвищених значень швидкостей, як правило, характеризуються вищим рівнем загасання [Болдирєв, 2005], причому гіпоцентри найбільш сильних подій розташовуються в зонах з підвищеною швидкістю і приурочені до кордонів блоків з різними швидкостями [Тараканів, 1987].
Була побудована узагальнена швидкісна модель блокового середовища для сейсмофокальної зони та її околиць [Тараканів, 1987]. Фокальна зона за просторовим розподілом гіпоцентрів та швидкісною будовою також є неоднорідною. По товщині вона є як би двошаровою, тобто сама сейсмофокальна зона і примикає до неї високошвидкісний шар (або "блок") з Д V ~ (0.2 - 0.3 км/с). Аномально високими швидкостями відрізняється найбільш високосейсмічна частина зони, а аномально низькими швидкостями характеризуються блоки безпосередньо під острівними дугами і ще глибше у напрямку сейсмофокальної зони. Про двошарову сейсмофокальну зону на деяких глибинах повідомлялося і в інших роботах [Будова.., 1987].
Ці дані можна відносити до об'єктивних, хоча межі виділених " блоків " були визначені мало точно. Спостережувані розподіли швидкостей сейсмічних хвиль, особливості тектонічних напруг і деформацій, а також просторовий розподіл аномалій різних геофізичних і гідрогеохімічних полів не можуть реалізуватися, якщо уявити, що сейсмофокальна зона знаходиться в постійному односторонньому русі, як це випливає з моделі плитотектоніки9 ; Болдирєв і Кац, 1982; Тараканів, 1987; Болдирєв, 1987]. Тут аномалії швидкостей пов'язують із варіаціями густини, що може пояснити переміщення в'язкого середовища в поле сили тяжіння. При цьому наголошується, що характер рухів нагадує поля в конвективному осередку, де висхідні рухи можуть трансформуватися в горизонтальні рухи верхньої мантії, що виділяється поблизу острівної гряди. Положення сейсмофокальної зони, її контури та нахил пов'язуються із взаємодією розущільненої мантією під окраїнним морем з більш щільним середовищем під океаном.
Представляють інтерес роботи Л.М. Балакіної, присвячені дослідженням механізмів вогнищ землетрусів у зонах субдукції ([Балакіна, 1991, 2002] та література до них). Найбільш повно досліджувалися Курило-Камчатська острівна дуга та Японські острови. Для землетрусів (М > 5.5) у верхніх 100 км літосфери виявлено єдиний тип механізмів вогнищ. У ньому одна з можливих площин розриву орієнтована стійко вздовж простягання острівної дуги і має крутий кут нахилу (60 - 70 °) у бік глибоководного жолоба, друга - полога площина (кут падіння менше 30 °) не має стійкої орієнтації по азимуту простягання та напрямку падіння . У першій площині переважна рух завжди скидання, в другій - змінюється від насуву до зсуву. Звідси випливає закономірна орієнтація діючих напруг для глибин до 100км: напруга стиснення по всій товщі літосфери орієнтовано хрест простягання острівної дуги з нахилом у бік глибоководного жолоба під невеликими кутами до горизонту (20-25°). Напруги розтягування цих глибинах спрямовано круто з нахилом убік тилового басейну і великим розкидом по азимуту простягання. Це означає, що уявлення про збіг орієнтації осей напруг стиснення або розтягування з вектором нахилу фокальної зони не є обґрунтованим. Також Л.М. Балакіної наголошується, що в осередках проміжних і глибокофокусних землетрусів жодна з напруг стиснення або розтягування не можна вважати таким, що збігається у напрямку з вектором падіння сейсмофокальної зони. Аналіз механізмів вогнищ показав, що у літосфері та мантії має місце субвертикальне переміщення речовини. Однак у мантії, на відміну літосфери, може бути як висхідним, і низхідним (рис.5.11). Тому сейсмофокальна зона може бути прикордонною між зонами підняття та опускання. Провідним процесом є освіту та розвитку тилових структур занурення, обумовлене переміщенням мас, що охоплюють всю верхню мантію під тиловим басейном (Балакіна, 1991). Цей процес пов'язується з гравітаційною диференціацією речовини в області фазових переходів між нижньою та верхньою мантією, тобто процес переміщення починається знизу, а не зверху, як це випливає з моделі плитотектоніки. Фокальна зона - це область диференційованих рухів на кордоні між мантією тилового басейну і океанічною. Перерозподіл мас, що відбувається, супроводжується також їх горизонтальним переміщенням, розвиток якого в астеносфері обумовлює підняття підошви відповідної ділянки літосфери. В результаті вздовж фокальної зони концентруються напруження та накопичуються зсувні деформації, які визначають закономірності розподілу механізмів вогнищ на різних глибинах, від поверхневих до мантійних.
Розвинені у цитованих роботах уявлення про формування сейсмофокальних зон (зони субдукції) багато в чому схожі, а механізми вертикальних рухів знаходять своє пояснення також у моделі вертикальної акреції речовини [Вертикальна.., 2003].
Проте лишаються дві групи питань. Перша група: природа слабкої корової сейсмічності, квазістаціонарність зон сейсмічності з різною активністю, сполученість зон слабкої та сильнішої сейсмічності. Друга група питань пов'язана з природою глибокофокусної сейсмічності та швидкісними моделями середовища.
Відповіді на першу групу питань можна отримати з уявлень про наслідки взаємодії висхідних потоків легких газів із твердою фазою літосфери. Інтенсивність сейсмічних подій у різних зонах (плямистість сейсмічності) обумовлена відмінністю потоків висхідних легких газів, їх циклічності, тобто плямистість сейсмічності відображає відповідну нерівномірність висхідних потоків легких газів.
Рис.5.11 Схема диференціальних переміщень речовини в прикордонній зоні між активною мантією тилового басейну та пасивною океанічною мантією, що відбуваються в процесі занурення тилового басейну (за Балакіною). Вертикальний переріз, перпендикулярне до простягання дуги. 1 - низхідні рухи на периферії тилового басейну; 2 - горизонтальні переміщення речовини в астеносфері під острівним схилом ринви; 3 - лінії підняття підошви літосфери внаслідок переміщення речовини в астеносфері; 4,5 - орієнтація напруг: 4 - стискування, 5 - розтягування, що виникають при диференціальних переміщеннях речовини в літосфері та в нижній частині фокальної зони; 6 - орієнтація крутих розривів та зрушень у літосфері; 7 – верхня мантія під тиловим басейном; 8 – океанічна верхня мантія; 9 – фокальна зона; 10 круті розриви у низах фокальної зони.
Природа процесів формування тонкої швидкісної структури середовища, як здається, мало обговорювалася. Швидкісна структура середовища дуже дивовижна своєю контрастністю. Зовнішньошвидкісна структура середовища нагадує вертикальні зони (блоки) підвищеної чи зниженої сейсмічності, проте вони розташовані у перехідній зоні нижньої кори та верхньої мантії (40-120 км). Зміни швидкісного режиму у вертикальних блокових структурах може бути пояснено не тільки на основі чисто щільних моделей (походження яких необхідно обговорювати), а й варіаціями температурного режиму, пов'язаного з тепловими ефектами висхідних потоків водню в різних елементах структури. Причому в перехідній зоні від верхньої мантії до нижньої кори може йтися лише про висхідну дифузію атомарного водню в кристалічних структурах. Очевидно можливі струменеві течії водню і гелію у бік менш щільної упаковки кристалічних структур, аналогічні спостерігаються в лабораторних експериментах (рис.4.4 б,в,г). Підтвердженням цього можуть бути дані щодо швидкої мінливості швидкісних параметрів середовища [Славіна та ін., 2007].
Обговоримо можливі механізми зміни властивостей середовища в зонах струменевих висхідних течій водню. Один із механізмів пов'язаний з процесами розчинення водню в кристалічних структурах. Це процес ендотермічний. Хоча для гірських матеріалів теплоти розчинення водню не відомі, проте для оцінок можна взяти дані для матеріалів, що не утворюють гідридних сполук. Ця величина може бути близько 30 ккал/моль(Н). При безперервних висхідних потоках атомарного водню (за умови зайнятих воднем вакансій і дефектних структур) близько 1 моль Н/м 2 зниження температури може становити 50-100°. Цьому процесу може сприяти текстурованість певних граничних структур, наприклад, у сейсмофокальній зоні та прилеглих областях. Слід зазначити, що прояви ендотермічних процесів, що супроводжують розчинення водню в кристалічних структурах, інтенсивні у зонах структурно-речових перетворень, що реалізують реїдну течію речовини. На можливість таких процесів вказують низку закономірностей поширення пружних хвиль. Наприклад, вертикальні зони підвищених швидкостей характеризуються вищим рівнем їх згасання [Болдирєв, 2005]. Це може бути пов'язано із взаємодією пружних хвиль з водневою решіткою, концентрація якої підвищена в зонах з нижчою температурою. Такі ефекти відомі у лабораторній практиці. Наявність водневої ґрати після насичення гірських матеріалів фіксувалося в рентгеноструктурних дослідженнях щодо появи надструктурних відбитків на малих кутах (рис. 4.2). У цих уявленнях швидкісних структур розглядаються два типи зон: зона з нормальним фоновим висхідним потоком водню і зона з невеликою концентрацією водню (до цього в цій зоні температура була підвищена), де можливе додаткове розчинення водню. Можна відзначити, що поява в геологічному середовищі двофазного стану речовини при високому тиску водню може призвести до збільшення густини за рахунок щільнішої упаковки структур.
Однак можна розглядати й іншу модель формування відмінностей у швидкісних структурах середовища. При струменевих течіях водню за різними структурами (наприклад, на рис.4.4б) з ним виноситься певна кількість тепла [Льотніков і Дорогокупець, 2001]. В рамках цих уявлень існують структури з підвищеною температурою та структури з нормальною температурою для відповідних глибин. Але це означає, що швидкості пружних хвиль у різних структурах будуть з часом змінюватися, причому час змін може бути дуже невеликим, що показала Л.Б. Славина із колегами.
В рамках аналізованих процесів деякі властивості сейсмофокальної зони (зони субдукції) можна пов'язувати з процесами взаємодії висхідного потоку глибинного водню з твердою фазою. Сейсмофокальна зона є стоком легких газів. Підвищена концентрація дефектів структури, про що йшлося вище, може призвести до накопичення водню та гелію в дефектах (вакансіях), із щільністю, близькою до щільності їх у твердих фазах. За рахунок цього щільність матеріалу сейсмофокальної зони може збільшитись на частки одиниць (г/см 3). Це також може сприяти збільшенню швидкості пружних хвиль. Однак цей процес відбувається на тлі більш масштабних явищ планетарного типу, обумовлених, мабуть, вертикальним переносом речовини (адвекційно-флюїдний механізм [Бєлоусов, 1981; Спірні..,2002; 0кеанізація..,2004; Павленкова, 2002]), а також процесами в граничних шарах між континентальними та океанічними мантією та літосферою. Природно, що ця прикордонна зона повинна мати низку унікальних властивостей. Формування цієї зони та підтримка її тривалого досить стійкого стану супроводжується виникненням у ній, як зазначалося вище, високих напруг, що створюють певну текстуру деформації. Текстура деформації також може зробити істотний внесок у збільшення швидкостей пружних хвиль уздовж таких граничних структур. Формуванню та підтримці текстури деформації сприяє також висхідна дифузія водню та гелію. Приклади текстурування (Рис.4.1б) гірських матеріалів при насиченні їх легкими газами було наведено вище. Слід зазначити, що у структурованих структурах підвищена концентрація дефектів. Це сприяє накопиченню в них легких газів та проявам нестійкості середовища за рахунок постійної висхідної дифузії легких газів. Тому прикордонна зона, вона сейсмофокальна зона, також може представляти двофазну структуру, що впливає на її швидкісні параметри. Зауважимо, що нерівноважний стан геологічного середовища при підвищених значеннях параметрів Р-Т може бути ознакою протікання надпластичності. Це випливає з лабораторних уявлень та спостережень надпластичності. Однак перенесення цих уявлень на умови середовища глибше 150-200км поки що не має реальних підстав.
Тепер про природу глибокофокусних землетрусів, точніше, звичайно, говорити про природу підготовки та протікання різномаштабних глибокофокусних "рухів". Причому основою цих уявлень є особливості сейсмічних явищ, що характеризуються зсувною компонентою рухів у так званому глибокофокусному "осередку". Основні положення уявлень про це виходять у даний час із моделі плитотектоніки. Однак ця модель піддається все більшій критиці [Супереч.., 2002; Океанізація.., 2004]. Накопичений обсяг геологічних та геофізичних даних ставить під сумнів реальність цієї моделі. У рамках моделі плитотекто- ники протікання глибокофокусних рухів пов'язували з фазовими переходами олівін-шпінель за певних Р-Т умов у граничних шарах холодної океанічної плити, що опускається [Калінін та ін., 1989]. Фазові межі в плиті, що занурюється, представляються механічно ослабленими зонами, вздовж яких здійснюється прослизання сегментів занурюваних жорстких плит за деякою участю "флюїдної фази" [Родкін, 2006], тобто. осередком є зона прослизання. У рамках цієї моделі намагаються пояснити також різкі вигини плит, що занурюються, виявлені за гіпоцентрами глибоких землетрусів і за даними сейсмічної томографії. Ці різкі вигини плит пов'язуються також із фазовими переходами на певних глибинах та відповідною втратою жорсткості таких плит. Однак при цьому не враховується природа сил (в рамках моделі плитотектоніки), що викликає рух плити вниз. Чи можна пояснити дією цих сил горизонтальний рух плити після вигину? Чи можна потім змінити напрямок руху плити вниз? На ці питання слід відзначати. Залишається також питання до природи різкої контрастності меж плити, що опускається. Ці питання в моделі плитотектоніки не обговорюються і не можуть знайти пояснень.
Враховуючи вищевикладене, а також численні дані досліджень, необхідно погодитись з тими, хто показує вразливість уявлень плитотектоніки. Зона Заварицького-Беньофа є межею двох середовищ, континентальної літосфери-мантії та океанічної літосфери-мантії. Ці середовища надають граничну структуру та її динаміку основний вплив. Однак ряд особливостей граничної структури вказує на те, що вона є потужним стоком легких газів, насамперед водню, від ядра до поверхні.
Висхідні потоки водню мають струминний характері і можуть контролюватись яскраво вираженими межами, якими визначаються структурними особливостями середовища. Це було показано під час лабораторного моделювання (рис. 4.4б,в,г). Як зазначалося, у бік поверхні концентрація водню збільшуватиметься. Поступово дефектні місця (дислокації, вакансії, дефекти упаковки ін.) будуть зайняті воднем і його потік здійснюватиметься лише міжвузлями. Тому основною перешкодою для руху потоку будуть зайняті воднем дефектні структури та елементи текстури деформації. Водень почне накопичуватися в міжвузлях та вільних дефектах структури, викликаючи структурні напруження.
Відома вертикальна та субгоризонтальна розшарування верхньої мантії. Природа розшарування верхньої мантії розглядають на основі теплової конвекції, адвективно-поліморфного та флюїдного механізмів. Аналіз дії цих процесів розглядався у роботах [Павленкова, 2002]. На основі цього аналізу робився висновок, що найбільш повно можна пояснити розшарування верхньої мантії дією флюїдного механізму [Летніков, 2000]. Суть аналізованого тут механізму полягає в тому, що завдяки значній рухливості флюїдів речовина мантії досить швидко (порівняно з конвективною течією) піднімається вгору по ослаблених або розломних зонах. На деяких глибинах воно затримується, утворюючи шари із підвищеною концентрацією флюїду. Подальше просування глибинної речовини догори залежить від проникності верхньої мантії. Такими зонами проникності є похилі мантійні структури, зокрема звані зони субдукції, сутнісно зона зчленування двох різних структур. Ці зони мають злами, а деяких випадках злами мають кути, близькі до прямих.
Однак зони "проникності" у верхній мантії не можуть мати тріщин, тому вони можуть бути проникні тільки для легких газів (під флюїдом слід розуміти лише легкі гази), які утворюють фази впровадження. Це водень та гелій. Зони вигину є зонами накопичення водню в кристалічних структурах. Можна вважати, що потік водню із зовнішнього ядра квазіпостійний, тому накопичення водню в цих зонах буде закінчуватися його проривом у структури, що знаходяться вище. Прикладом такої поведінки водню може бути струминний прорив (див. рис. 4.4, г і 4.7-4.10). Цей прорив супроводжуватиметься перебудовою знизу вгору протяжних кристалічних структур, що у її швидкому деформуванні, тобто. тим, що називають глибокофокусним землетрусом. Звичайно, що в цьому процесі немає розриву суцільності. На підтвердження цієї моделі можна навести дані щодо циклічності або ритмічності глибокофокусних землетрусів з періодичністю 7-8 років [Полікарпова та ін., 1995], що відображають побічно як величину глибинного потоку водню, так і особливості взаємодії цього потоку з твердою фазою та її реакцію на цей потік.
Замість ув'язнення.
Ендогенні процеси в так званих зонах субдукції діють у масштабах, які істотно перевищують регіональні. Вимірювання збурень різних полів у локальних ділянках можуть дати інформацію про активізацію просторових чи локальних процесів. Однак вони не можуть допомогти в оцінці та прогнозуванні локальної реакції середовища у тих чи інших ділянках. У той же час щільна мережа моніторингу, де вона можлива, може допомогти в оконтурюванні регіональної зони ендогенного збудження середовища, але навряд чи може вказати на ймовірне місце сильної події.
Щоб керувати будь-чим, треба зважати на масові факти, а ще краще - розуміти їх.
Нещодавно, вченим стало відомо про те, що Середземне море вмирає і судячи з даних, які вдалося зібрати за цей час, є привід вважати, що сусідньому Атлантичному океану доведеться пережити нові часи.
Для наукового світу не секрет, що термін життя океанів – кілька сотень мільйонів років, що за мірками нашої планети не так багато. Одні океани з'являються, інші йдуть назавжди. Процес формування пов'язаний з розривом континентів, який рано чи пізно відбувається, а смерть океанів відповідно починається, коли континенти стикається і океанічна кора занурюється в мантію Землі.
Проте, незважаючи на ці знання, досить невизначеним залишається процес формування про зон субдукції (саме цей процес починається зараз в Атлантиці). Сама зона субдукції – це лінійно протяжна зона, вздовж якої відбувається занурення одних блоків земної кори під інші. Найчастіше в них океанічна кора підсувається під острівну дугу або активну континентальну околицю і занурюється в мантію.
Цікаве відкриття у цій сфері зробив Жуан Дуарте з Університету Монаш, який вирішив знайти для спостереження зону субдукції, що формується, для подальшого дослідження. Спостереження привели його до абсолютно нового тектонічного прикладу плит у південному районі Португалії. Протягом восьми років, дослідник та його команда проводили виміри та займалися картографуванням геологічної активності на берегах Португалії та виявили, що отримані відомості говорять про те, що в цьому районі формується зона субдукції.
Відкритим і відомим фактом було те, що південно-західний район Португалії був поцяткований насувами, які, на думку групи Дуарте, з'єднані між собою трансформними розломами, а отже, це не окремі ділянки порід, що заходять під інші, а фактично цілісна система розломів завдовжки. за кілька сотень кілометрів. Даний факт, вважає Дуатре і є підтвердженням їхнього припущення про формування тут зони субдукції.
Головним досягненням дослідження команди Жуана Дуатре є можливість будувати висновки про причини формування. Основна ідея дослідження вченого полягає у проведенні паралелі формування зони із зоною субдукції на заході Середземного моря. Він вважає, що трансформні розломи є сполучною ланкою між цією новою зоною і Гібралтарською дугою, а отже, є варіант, що зсув однієї літосферної плити під іншу поширюється з Середземного моря, що вмирає.
«Можете вважати ці зони субдукції вадами розвитку, – каже пан Дуарте. – З цих областей розійдуться тріщини, які рано чи пізно призведуть до розлому літосферної плити. Можливо, ми виявились свідками переломного моменту в історії Атлантики». Вже зараз Атлантичний океан зменшується в зонах Карибського басейну та крайнього півдня.
Однак далеко не всі підтримують вченого. Якщо з одного боку, «теорія інфекції» Дуатре пояснює причину формування зон субдукцій, то з іншого – даних на нинішньому етапі замало, і з упевненістю говорити про те, що відкривається нова зона не можна – вважає Жак Девершер із Брестського університету у Франції.
Так це чи ні – у майбутньому покажуть подальші дослідження, а поки що не поспішатимемо переводити Анлантичний океан зі списку молодих океанів у категорію старих та вмираючих.
15. Субдукція.
Взаємодія літосферних плит при зустрічному русі (тобто на конвергентних межах) породжує складні та різноманітні тектонічні процеси, що проникають глибоко в мантію. Вони виражені такими потужними зонами тектономагматичної активності, як острівні дуги, континентальні околиці андського типу і гірські складчасті споруди. Розрізняють два основні види конвергентної взаємодії літосферних плит: субдукцію та колізію. Субдукція розвивається там, де на конвергентному кордоні сходяться континентальна та океанська літосфери або океанська з океанською. При їхньому зустрічному русі більш важка літосферна плита (завжди океанська) йде під іншу, а потім занурюється в мантію. Колізія, тобто. зіткнення літосферних плит, що розвивається там, де континентальна літосфера сходиться з континентальною: їх подальший зустрічний рух утруднений, він компенсується деформацією літосфери, її потовщенням і «нудьгуванням» у складчастих гірських спорудах. Набагато рідше і на короткий час при конвергенції виникають умови для насування на край континентальної плити фрагментів океанської літосфери: відбувається її обдуція. За загальної протяжності сучасних конвергентних кордонів близько 57 тис. км 45 їх посідає субдукционные, інші 12 - на колізійні. Обдукційна взаємодія літосферних плит у наші дні ніде не встановлена, хоча відомі ділянки, де епізод обдукції стався порівняно нещодавно геологічним часом.
6.1. Субдукція: її прояв, режими та геологічні наслідки
Ще на початку 30-х років, виявивши вздовж глибоководних жолобів Індонезії різкі негативні аномалії, Ф. Венінг-Мейнес дійшов висновку, що в цих активних зонах відбувається затягування мантії складок легкої корової речовини. Тоді ж Ф.Лейк, досліджуючи форму та розміщення острівних дуг, пояснив їх освіту перетином земної сфери похилими сколами, якими Азіатський континент насувається у бік Тихого океану. Незабаром К. Вадати вперше встановив похилий сейсмофокальну зону, що йде від глибоководного жолоба під вулканічні ланцюги Японських островів, що свідчило на користь припущень про зв'язок острівних дуг з великими рухами (або насувами) по периферії Тихого океану.
До кінця 50-х років Г. Штілле висловив думку, що утворення глибоководних жолобів, супутніх їм негативних гравіаномалій і сейсмофокальних зон, що йдуть в мантію, пов'язане з похилим підсуванням океанської земної кори; на певній глибині вона піддається плавленню, породжуючи вулканічні ланцюги, що простяглися паралельно жолобу.
Ця схема була вже дуже близька до сучасного уявлення про субдукцію як форму конвергентної взаємодії літосферних плит. Воно склалося в 60-х роках, коли була розроблена модель літосферної субдукції. Сам термін «субдукція (лат. sub – під, ductio – ведення) був запозичений з альпійської геології: на початку 50-х років А. Амштуц назвав субдукцією подвиг та затягування на глибину одних сіалічних комплексів Альп під інші. У своєму новому значенні термін «субдукція» був схвалений на II Пенроузской конференції і з тих пір широко використовується для одного з основних понять тектоніки літосферних плит. За останні десятиліття вчення про субдукцію перетворилося на великий розділ геотектоніки.
Слід наголосити, що поняття та термін «субдукція» були введені для позначення складного глибинного процесу, раніше невідомого. Субдукцію не можна звести ні до "поддвигу", ні до "надвигу" літосферних плит. Їх зближення при субдукції складається з векторів руху двох контактуючих плит, причому спостерігається різноманітне співвідношення напряму та величини цих векторів. Крім того, у тих випадках, коли відбувається швидке гравітаційне занурення однієї з літосферних плит в астеносферу, їхня взаємодія ускладнюється відкатом конвергентного кордону. Встановлено, що субдукція розвивається по-різному залежно від співвідношення векторів руху плит, від віку субдукуючої літосфери та інших факторів.
Оскільки при субдукції одна з літосферних плит поглинається на глибині, нерідко захоплюючи собою осадові формації жолоба і навіть породи висячого крила, вивчення процесів субдукції пов'язане з великими труднощами. Геологічні спостереження не можуть і глибоководністю океану над субдукційними кордонами. Сучасна субдукція виражається у підводному та наземному рельєфі, тектонічних рухах та структурах, вулканізмі до умов седиментації. Глибинна будова зон субдукції, її сейсмічні та геотермічні прояви вивчаються методами геофізики. Для розрахунків кінематики субдукційної взаємодії, літосферних плит використовуються параметри їх руху, що визначаються щодо осей спредингу та в координатах гарячих точок, а також вирішення фокального механізму безпосередньо у верхній частині зон Беньофа. В останні роки все більшого значення набувають прямих вимірів відносного руху літосферних плит методами лазерних відбивачів та радіо інтерферометрії.
6.1.1. Вираз зон субдукції у рельєфі
Сам спосіб конвергентної взаємодії літосферних плит при субдукції визначає асиметрію кожної такої зони та її рельєфу. Лінія активного контакту чітко виражена глибоководними жолобами, глибина яких, як літосферних структур, знаходиться в прямій залежності від швидкості субдукції і від середньої щільності (тобто від віку) плити, що занурюється. Оскільки жолоби служать седиментаційною пасткою, в першу чергу для турбідитів острівного або континентального походження, їх глибина спотворюється осадонакопиченням, яке визначається фізико-географічними умовами. Глибина океану над сучасними жолобами широко варіює, вона максимальна у Маріанському жолобі (11022м). Глибина жолобів щодо суміжного крайового валу субдукуючої плити досягає 4000 м-коду.
При протяжності до кількох тисяч кілометрів ширина ринв зазвичай не перевищує 50-100 км. Як правило, вони дугоподібно вигнуті опуклістю назустріч субдукуючої плиті, рідше прямолінійні. Сучасні глибоководні жолоби простягаються перпендикулярно до напрямку субдукції (ортогональна субдукція) або під гострим кутом до цього напрямку (косоорієнтована субдукція), встановлено панування ортогональної та близьких до неї орієнтувань.
Профіль глибоководних жолобів завжди асиметричний: крило, що субдукує, пологе (близько 5°), висяче крило більш круте (до 10 і навіть 20°). Деталі рельєфу варіюють залежно від напруженого стану літосферних плит, режиму субдукції та інших умов. На багатьох перетинах океанський схил ринви буває ускладнений поздовжніми грабенами та гір. Вузьке і плоске дно жолоба шириною іноді лише кілька сотень метрів складено опадами.
Асиметричне та розміщення форм рельєфу на обрамленні глибоководних жолобів. З боку океану це пологі крайові вали, які височіють над ложем океану на 200-1000 м. Судячи з геофізичних даних, крайові вали є антиклінальним вигином океанської літосфери, який не врівноважений ізостатично і підтримується її горизонтальним стиском. Там, де фрикційне зчеплення літосферних плит велике, висота крайового валу знаходиться прямо відповідно до відносної глибини сусіднього відрізка жолоба.
З протилежного боку, над висячим («насувається») крилом зони субдукції, паралельно жолобу простягаються високі хребти або підводні гряди, що мають, як буде показано нижче, іншу будову та походження. Якщо субдукція прямує безпосередньо під околицю континенту (і глибоководний жолоб примикає до цієї околиці), зазвичай утворюються береговий хребет і відокремлений поздовжніми долинами головний хребет, рельєф якого буває ускладнений вулканічними спорудами. Останні теж пов'язані із субдукцією, розміщуючись на певному віддаленні від глибоководного жолоба. Анди - найбільш потужна та представницька із сучасних гірських систем такого походження.
Там, де зона субдукції знаходиться на краю континенту, подібна за походженням пара позитивних форм рельєфу представлена острівними дугами. Це невулканічна зовнішня дуга (безпосередньо поруч із жолобом) та відокремлена депресіями, паралельна їй головна, вулканічна внутрішня дуга. Іноді зовнішня острівна дуга не утворюється і відповідає різкий перегин підводного рельєфу біля брівки глибоководного жолоба. Більшість сучасних острівних дуг знаходиться на західному обрамленні Тихого океану: від Алеутської та Курило-Камчатської дуги на півночі до дуги Кермадек на півдні. Остання тягнеться майже прямолінійно: дугоподібна форма вулканічних і невулканічних гряд, глибоководних жолобів / та інших проявів виходу зон субдукції на поверхню широко поширена, невипадкова, але не обов'язкова.
Оскільки будь-яка зона субдукції йде на глибину похило, її вплив на висяче крило і його рельєф може поширюватися на 600-700 км і більше від жолоба, що насамперед залежить від кута нахилу. При цьому відповідно до тектонічних умов утворюються різні форми рельєфу, про які йтиметься нижче, при характеристиці латеральних структурних рядів над зонами субдукції.
6.1.2. Тектонічне положення та основні типи зон субдукції
Сучасне розміщення зон субдукції досить закономірно Більшість їх приурочено до периферії моря. Субдукційні системи Малих і Південних Антил, хоч і знаходяться в Атлантиці, тісно пов'язані своїм походженням з еволюцією структур тихоокеанського обрамлення, з їх вигином і проникненням далеко на схід у вільних просторах, що розкрилися між континентами Північної Америки, Південної Америки та Антарктиди. Найбільш самостійна Зондська система субдукції, тим не менш, і вона тяжіє до структурного ансамблю Тихоокеанського кільця. Таким чином, в даний час всі зони субдукції, що отримали повний І характерний розвиток, так чи інакше пов'язані з цим найпотужнішим поясом сучасної тектонічної активності. Лише кілька порівняно невеликих, малоглибинних та специфічних за низкою характеристик зон субдукції (таких, як Егейська, Еолова) розвиваються у Середземноморському басейні – цьому релікті мезозойсько-кайнозойського океану Тетіс. Північну околицю Тетіса успадковує і зона субдукції Мекран.
Історична геологія дозволяє зрозуміти зазначену вище закономірність сучасного розміщення зон субдукції. На початку мезозою вони майже повністю обрамляли єдиний на той час суперконтинент Пангея, під який субдукувала літосфера океану Панталасса, що оточував його. Надалі, по мерсі послідовного розпаду суперконтиненту і відцентрового переміщення його фрагментів, зони субдукції продовжували розвиватися перед фронтом континентальних мас, що рухаються. Ці процеси не припиняються до наших днів. Оскільки сучасний Тихий океан - це простір, що залишився від Панталаси, то зони субдукції, що опинилися на його обрамленні, є як би фрагментами субдукційного кільця, що оперізував Пангею. В даний час вони знаходяться приблизно на лінії великого кола земної сфери, а з ходом геологічного часу, в міру подальшого скорочення площі Тихого океану, ймовірно, ще ближче будуть сходитися на його обрамленні.
Зони субдукції Середземномор'я не мають пов'язаних з ними систем спредингу і, зважаючи на все, підтримуються закриттям океану Тетіс - цього великого відгалуження Панталаси.
Характер взаємодіючих ділянок літосфери визначає різницю між двома головними тектонічними типами зон субдукції: окраинно-материковым (андським) і океанським (маріанським), Перший формується там, де океанська літосфера субдукує під континент, другий - при взаємодії двох ділянок океанської літосфери.
Будова та субдукційний режим окраїно-материкових зон різноманітні та залежать від багатьох умов. Для найбільш протяжної з них Андської (близько 8 тис. км) характерні полога субдукція молодої океанської літосфери, панування напруг і гороутворення на континентальному крилі. Зондську дугу відрізняє відсутність таких напруг, що уможливлює потонання континентальної кори, поверхня якої знаходиться в основному нижче рівня океану; під неї субдукує більш давня океанська літосфера, що йде на глибину під крутішим кутом.
Різновидом окраїнно-материкового можна вважати і японський тип зони субдукції, уявлення про яке дає перетин, що проходить через Японський жолоб - Хонсю-Японське море Для цього характерна наявність крайового морського басейну з новоутвореною корою океанського або субокеанського типу. Гсолого-геофізичні та палеомагнітні дані дозволяють простежити розкриття крайового Японського моря у міру того, як від азіатської околиці відчленовувалася смуга континентальної літосфери. Поступово згинаючи, вона перетворилася на Японську острівну дугу з сіалічним континентальним підставою, тобто. в еісіалічну острівну дугу. Нижче ми повернемося до питання, чому в одних випадках розвиток окраїнно-материкової зони субдукції призводить до розкриття крайового моря, а в інших цього не відбувається.
При утворенні зон субдукцнп океанського (маріанського) типу більш давня (і тому більш потужна і важка) океанська літосфера субдукує під молодшу на краю якої (на симатичній основі) утворюється енсиматіческал острівна дуга.Прикладом таких зон субдукції, поряд з Маріанською, можуть служити такі острівні системи, як Ідзу-Бопінська, Тонга - Кермадек, Південних Лнтіл. Жодна з подібних зон субдукції , по крайнього заходу у час, не формувалася серед океану: вони тяжіють до складного парагенезу структур океанського обрамлення.
У всіх розглянутих випадках субдукує літосфера океанського типу. Інакше протікає процес там, де до конвергентного кордону по обидва боки підходить континентальна літосфера. Вона включає потужну і низькощільну земну кору. Тому конвергенція розвивається тут як зіткнення, колізія, що супроводжується тектонічним розшаровуванням та складною деформацією верхньої частини літосфери. Багато зони колізії асиметричні, у яких відбуваються виражені сейсмологічно піддвиг і падвиг пластин континентальної кори. Такою є сучасна тектонічна активність Гімалаїв на стику континентальних плит Євразії та Індостану. Ця категорія конвергентних кордонів буде розглянута нами як різновид колізії.
Однак у більшості випадків А-субдукція має іншу тектонічну природу і, як зазначав А. Баллі, пов'язана із спрямованою назустріч більш глибинною субдукцією океанської літосфери. Вона розвивається в тилу окраїнно-материкових гірських споруд там, де літосфера, що субдукує з боку океану, здатна чинити на континент тиск, що породжує скиди і надвиги, спрямовані від океану. Прикладом можуть бути подвиги Субандійських ланцюгів, Скелястих гір. Не виключено, що під впливом глибинної субдукції відбувається і деяке затягування вниз континентального автохтона таких надвигів, що пов'язані з нею. Подібні зони А-субдукції, розміщуючись над потужними окрапно-материковими зонами субдукції, швидше за все вторинні стосовно них. Вони вписуються у структурний парагенез континентальної околиці.
6.1.3. Геофізичний вираз зон субдукції
Методи сейсміки, сейсмології, гравіметрії, магнітометрії, магнітотелуричного зондування, геотермії, взаємно доповнюючи один одного, дають безпосередню інформацію про глибинний стан речовини та будову зон субдукції, які вдається простежити за їх допомогою аж до нижньої мантії. Багатоканальне сейсмопрофілюваннядозволяє отримати структурні профілі зон субдукції до глибин у кілька десятків кілометрів за високої роздільної здатності. На таких профілях бувають помітні головний змішувач зони субдукцин, а також внутрішня будова літосферних плит по обидва боки від цього смсститсля.
Методами сейсмічної томографії літосфера, що субдукує, простежується глибоко в мантію, оскільки ця літосфера, відрізняється від навколишніх порід більш високими пружними властивостями («сейсмічною добротністю») і швидкісними характеристиками. На профілях видно, як плита, що субдукує, перетинає головний астеносферний шар. У деяких зонах, у тому числі під Камчаткою, вона й далі йде похило, йдучи в нижню мантію до глибини 1200 км.
Конвергентна взаємодія літосфери в зоні субдукції створює напруги, які порушують ізостатичну рівновагу, підтримують вигин літосферних плит та відповідний тектонічний рельєф. Г раВіметріявиявляє різкі аномалії сили тяжіння, які витягнуті вздовж зони субдукції, а її перетині змінюються в закономірної послідовності. Перед глибоководним жолобом в океані зазвичай простежується позитивна аномалія до 40-60 мГл, присвячена крайовому валу. Вважають, що вона обумовлена пружним антиклінальним вигином океанської літосфери на початку зони субдукції. Далі слідує інтенсивна негативна аномалія (120-200, рідше до 300 мГл), яка простягається над глибоководним жолобом, будучи зміщена на кілька кілометрів у бік його острівного (або континентального) борту. Ця аномалія корелюєте я з тектонічним рельєфом літосфери, а також у багатьох випадках з нарощуванням потужності осадового комплексу. З іншого боку глибоководного жолоба над висячим крилом зони субдукції спостерігається висока позитивна аномалія (1С0-300 мГл). Зіставлення спостережених значень сили тяжіння з розрахунковими підтверджує, що цей гравітаційний максимум може бути обумовлений похилою субдукцією в астеносферу щільніших порід відносно холодної літосфери. У острівних системах на продовженні гравітаційного профілю зазвичай йдуть невеликі позитивні аномалії над басейном крайового моря.
Сучасна субдукція знаходить вираз і в даних магнітометрії.На картах лінійних магнітних аномалій басейнів океанського типу чітко розрізняються їх тектонічні межі рифтогенної та субдукційної природи. Якщо стосовно перших лінійні аномалії океанської кори згодні (паралельні їм), то субдукційні межі січучі, вони зрізають системи аномалій під будь-яким кутом залежно від конвергентної взаємодії літосферних плит.
При зануренні океанської літосфери в глибоководний жолоб інтенсивність лінійних аномалій нерідко знижується в кілька разів, що, ймовірно, пояснюють розмагнічуванням порід у зв'язку з напругою вигину. В інших випадках аномалії вдається простежити до конвергентного кордону і навіть далі.
Геотермічні спостереженнявиявляють зниження теплового потоку в міру занурення щодо холодної літосфери під острівцево (або континентальний) борт глибоководного жолоба. Однак далі, з наближенням до пояса активних вулканів, тепловий потік різко зростає. Як вважають, там виноситься енергія, що виділяється на глибині в результаті субдукційного тертя, адіабатичного стиску та екзотермічних мінеральних перетворень.
Таким чином, дані різних геофізичних методів перебувають у досить добрій відповідності між собою, вони послужили основою моделі літосферної субдукції, яка в міру поповнення цих даних перевірялася і уточнювалася.
6.1.4. Зони Беньофа
Найбільш виразним проявом сучасної субдукції служать, як зазначалося вище, сейсмофокальні зони, що похило йдуть на глибину. У 1930-х років До. Вадати встановив під Японією першу таку зону, а наступне десятиліття (1938-1945) Б. Гутенберг і Ч. Ріхтер опублікували інформацію більшість інших сейсмофокальних зон. Глобальне зведення цих авторів викликало великий інтерес. Вже в 1946 р. з'явилася, зокрема, стаття відомого петролога та вулканолога О. М. Заварицького «Деякі факти, які треба враховувати при тектонічних побудовах», де розвивалася думка про первинну, визначальну роль глибинних сейсмоактивних зон щодо спостережуваних над ними поблизу поверхневих тектонічних і вулканічних процесів, які у цьому сенсі вторинними.
У 1949-1955 р.р. X. Беньоф з Каліфорнійського технологічного інституту опублікував наступне покоління узагальнюючих робіт про сейсмофокальні зони. У ті роки назрівала концепція «нової глобальної тектоніки», творці якої широко використали роботи X. Беньофа про сейсмофокальні зони і стали називати їх «зони Беньофа». Назва укорінилася в геолого-геофізичній термінології, при цьому визнається пріоритет К. Вадати, віддається належне фундаментальному відкриттю цього вченого.
До теперішнього часу накопичено великий матеріал про будову та характеристики сейсмофокальних зон Беньофа. Враховуються розміщення вогнищ землетрусів, їх магнітуда, а також результати вирішення їхнього фокального механізму, що дозволяють судити про орієнтування основних осей напруги. Розміщення глибинних вогнищ зазвичай зображують на картах (тобто в проекції на горизонтальну площину), а також на поперечних та поздовжніх "профілях" зони Беньофа. Кожен такий «профіль» є проекцією сейсмічних вогнищ на вертикальну поверхню. Для побудови поперечного «профілю» береться певний сегмент зони Беньофа і вогнища, що опинилися в його межах, проектуються на вертикальну площину, орієнтовану в хрест простягання зони. Іноді цю вертикальну площину орієнтують у напрямку субдукції, яка може відбуватися під різними кутами простягання зони. Поздовжній «профіль» зони Беньофа одержують, проектуючи сейсмічні вогнища на вертикальну поверхню, яка йде вздовж сейсмофокальної зони, згинаючи разом із нею.
Глибинність зон Беньоф. Порівнюючи розміщення вогнищ землетрусів з результатами сейсмічної томографії для тієї ж зони субдукції, можна переконатися, що занурення літосфери спочатку, до певної глибини, породжує вогнище пружних коливань, а далі триває як асейсмічний процес. Це визначається, ймовірно, насамперед зниженням пружних властивостей субдунуючої літосфери в міру її розігріву. Глибинність зон Беньоф залежить головним про. разом від зрілості субдукуючої океанської літосфери, яка з віком нарощувала свою потужність і охолоджувалась.
Другий важливий регулятор глибинності зон Беньофа – швидкість субдукції.
Глибокість зон Беньофа, що спостерігається, широко варіює як від однієї зони до іншої, так і по простяганню однієї і тієї ж зони. Зокрема, глибинність однієї з найдовших сейсмофокальних зон, Андської, зменшується від 600 км у її центральній частині до 150-100 км на флангах.
Вертикальний розподіл сейсмічних вогнищ у зонах Беньоф дуже нерівномірний. Їх кількість максимально у верхах Зони, зменшується експонентом до глибин 250-300 км, а потім зростає даючи пік в інтервалі від 450 до 600 км.
Напрямок нахилу зон Беньоф. Усі зони Беньофа спрямовані похило. В окраїнно-материкових системах, у тому числі і 1з складно побудованих системах японського типу, вони завжди поринають у бік континенту, оскільки субдукує саме Океанська літосфера.
Профіль зон Беньофа. Нахил кожної сейсмофокальп зони змінюється з глибиною, тим самим вимальовується її поперечний профіль. Невеликі кути нахилу біля поверхні (35-10°) з глибиною збільшуються: спочатку дуже незначно, потім зазвичай слідує виразний перегин, за яким можливе і подальше поступове (наростання нахилу, аж до майже вертикального. Практично вся різноманітність профілів закономірно розміщується між двома.крайніми) їх видами
Максимальна сейсмічна активність зосереджена на наступному відрізку зон Беньофу, де вона породжується конвергентною взаємодією двох літосферних плит.
6.1.5. Геологічний вираз зон субдукції
Вивчення сучасних зон субдукції дозволяє судити про вираження цього процесу в седиментації, тектонічних деформаціях, магматизмі, метаморфізмі. Це, у свою чергу, дає ключ для актуалістичної реконструкції стародавніх зон субдукції.
Субдукція та седиментація. Тектонічний рельєф, створюваний субдукцією, визначає закономірне розміщення седиментаційних басейнів із характерними формаціями. На особливу увагу заслуговує специфіка накопичення опадів у глибоководному жолобі, де проходить конвергентний кордон літосферних плит і починається субдукція.
Латеральні ряди седиментаційних басейнів варіюють залежно від типу тектонічного зони субдукції. В околицево-материковій обстановці андського типу, починаючи від океану, слідують глибоководний жолоб, фронтальний та тиловий басейни.Для жолоба характерні флішоїдні відкладення, теригенні та туфогенні турбідити. Матеріал, що їх складає, надходить з континентального схилу і нерідко містить продукти розмиву гранітно-метаморфічного фундаменту. Характерний поздовжнє перенесення вздовж жолоба великі відстані. Фронтальний та тиловий басейни (прогини) служать місцем накопичення континентальних та мілководно-морських товщ моласового вигляду потужністю до декількох кілометрів. При цьому фронтальний басейн, розміщуючись між береговим (невулканічним) та головним (вулканічним) хребтами, заповнюється асиметрично: з одного боку уламковим матеріалом, з іншого - як уламковим, так і вулканогенним. У тиловий басейн, який за своїм становищем є передгірним, передовим прогином, також надходять продукти руйнування головного хребта та його вулканічний матеріал. Туди ж йде знос із внутрішньоконтинентальних піднятих кратону.
У обстановці острівних дуг латеральний ряд басейнів та його заповнення видозмінюються. Флішоїдні відкладення глибоководного жолоба містять тут менше теригенного матеріалу. Перед енсиматичними дугами з'являються продукти руйнування габроїдів, ультрабазитів та інших порід океанської літосфери, якщо вони виступають на островодужному схилі жолоба. Як фронтальний в острівних дугах формується попередуговий басейн,який заповнюється морськими, у тому числі флішоїдними, туфогенно-осадовими відкладеннями великої потужності. Як тиловий розвивається глибокий задугові абоміжговий басейн,де на витонченій континентальній підставі або па новоствореній океанській корі накопичуються потужні морські відкладення, у тому числі флішоїдні. Таким чином, моласоїдні дрібноводноморські та континентальні формації окраїнно-материкових систем змінюються в острово-дужних системах більш глибоководними, переважно флішоїдними. І для одних та для інших характерна наявність вулканогенного матеріалу, склад якого залежить від тектонічного типу зони субдукції, що буде розглянуто нижче – у розділі про магматизм.
Унікальна тектонічна обстановка накопичення опадів у глибоководному жолобі. Незалежно від тривалості існування зони субдукції в ньому знаходяться лише дуже молоді, плейстоценові та голоценові відкладення, потужність яких зазвичай не перевищує кількох сотень метрів. У цьому відношенні вони контрастують з осадовим заповненням сусідніх прогинів континентальної околиці або острівної дуги, де віковий діапазон, і потужності набагато більше. Залягаючи майже горизонтально, опади глибоководного жолоба притуляються до його океанського борту, але в континентальної (чи острівнодужної) його боці співвідношення залежить від тектонічного режиму субдукции. В одних випадках, як, наприклад, у Центральноамериканському жолобі біля берегів Гватемали, вони підсуваються під висяче крило і залучаються до субдукції, майже не відчуваючи деформацій. В інших випадках, навпаки, поблизу конвергентного кордону опади глибоководного жолоба набувають дедалі складнішої структури (в кінцевому результаті - складчастої ізоклінально-лускатої), причленуючись до так званого акреційного клину. Такими є співвідношення на північному відрізку того ж Центральноамериканського жолоба біля берегів Мексики.
Таким чином, специфіка накопичення опадів у глибоководному жолобі в будь-якому випадку полягає в тому, що перебуває в русі, що субдукує під континентальну околицю (або острівну дугу) коровий субстрат, подібно до стрічки транспортера, видаляє осадовий матеріал, що надходить у жолоб, звільняючи місце для все більш молодих опадів. Ці співвідношення дуже виразні в Японському жолобі біля берегів Хонсю, де вони картувалися з апаратів, що занурюються, при дослідженнях за програмою «Кайко». Зокрема, там підводно-зсувні маси, що надходять з острівного схилу, залучаються в субдукцію і не утворюють на дні жолоба скільки-небудь значних скупчень.
Якщо звичайних басейнах седиментації потужність опадів значною мірою залежить від опускань дна, то глибоководних жолобах перше місце виступають фізико-географічні чинники, контролюючі надходження теригенного матеріалу. У цьому відношенні показовий Чилійсько-Перуанський жолоб, практично позбавлений опадів на відрізку, що прилягає до пустелі Атакама, і поступово набуває звичайного заповнення на північ і південь, де клімат стає гумідним, а постачання уламкового матеріалу з континенту нормалізується. Інший яскравий приклад - жолоб Пуерто-Ріко, крайня південна частина якого перекрита потужними опадами, оскільки сюди прямують рясні виноси дельти Оріноко. У північному напрямку, у міру віддалення від цього потужного джерела, потужність опадів у жолобі зменшується.
6.1.6. Кінематика субдукції
Різноманітність рельєфу, глибинної будови, напруженого стану та магматизму зон субдукції, їх латеральних структурних рядів визначається взаємодією багатьох факторів, серед яких, як зазначалося вище, велика роль кінематичних параметрів субдукції. Незважаючи на те, що під субдукцією мається на увазі насамперед конвергентна взаємодія плит, важливо враховувати всю сукупність цих параметрів. Серед них швидкість конвергенції у багатьох випадках не має вирішального значення.
Кінематичні параметри субдукції. В основі кінематичних моделей субдукції лежать вектори швидкості «абсолютних» рухів: горизонтального ковзання двох літосферних плит, що взаємодіють, а також гравітаційного опускання однієї з них при її негативній плавучості на астеносфері. В останньому випадку враховується і відповідне відкочування шарніра субдукуючої плити (лінії її перегину біля жолоба). Виходячи з векторів «абсолютних» швидкостей, визначають відносні рухи плит вздовж змістника зони субдукції, а також деформації, що доповнюють їх (складчастість і розривні зсуви: зрушення, скиди і надвиги, рифти і спрединг) в літосферній плиті, що насувається.
Протилежному, наступальному зміщенню шарніра субдукуючої плити, як вважають, перешкоджає занурена частина плити, «заякорена» в мантії. При такому зміщенні відбувалося б її повертання та перекидання, проте, наскільки можна судити за геофізичними даними, цього не відбувається. Не виключено наступальне переміщення субдукуючої літосфери (і її шарніру) разом з навколишньою астеносферною речовиною.
При високих швидкостях руху верхньої плити, а також там, де субдукує відносно легка або потовщена океанська літосфера, верхня плита настає за лінію шарніру нижньої плити та перекриває її. Утворюється дуже полога приповерхнева частина зони Беньоф, характерно виражена під центральним відрізком Анд. В обох літосферних плитах з'являються напруги та структури стискування.
Навпаки, там, де субдукує давня та важка літосфера можливі умови, за яких висяче крило відстає у своєму русі від відкочування шарніра. Відповідне зяяння реалізується по ослаблених зонах над поверхнею субдукції, де розкриваються задугові або внутрішньодугові басейни. Це визначається вектором відносного зміщення фронтальної частини літосферної плити, що насувається. .