Şanţ de apă adâncă. tranșee oceanice adânci

Acasă De mulți ani acum adâncurile mării

atrage oameni. Apa, după cum știți, ocupă mai mult de 2/3 din suprafața Pământului. Prin urmare, îl puteți explora pentru o perioadă foarte lungă de timp. Șanțurile oceanice de adâncime atrag mulți oameni de știință în aceste zile. Nu este surprinzător, deoarece omenirea s-a străduit să cunoască necunoscutul încă din cele mai vechi timpuri. În plus, tranșeele de adâncime au apărut pe hartă relativ recent.

Cu toate acestea, capacitățile tehnice nu ne permit întotdeauna să ne satisfacem curiozitatea. Oceanele păstrează în continuare multe secrete ascunse sub coloana de apă. Oamenii au început să studieze depresiunile și câmpiile de adâncime abia la sfârșitul secolului al XIX-lea. Aceasta înseamnă că vom avea suficiente obiecte pentru cercetare pentru o lungă perioadă de timp.

Unde sunt situate depresiunile de adâncime?

Se știe că fundul Oceanului Mondial este o câmpie care se află la o adâncime de aproximativ doi metri până la 6 mii de metri. Fundul în unele zone este brăzdat, ca și riduri, depresiuni. Au adâncimi diferite. Aceste depresiuni sunt situate în principal în zone de activitate geologică. Adâncimea lor este de peste 8 mii de metri.

Cum au apărut depresiunile de adâncime

Apariția lor este asociată cu procese care au avut loc în vremuri străvechi, când Pământul nostru tocmai se forma. În zilele noastre, este greu de imaginat acei ani în care nu exista ocean pe planetă. Cu toate acestea, au fost astfel de vremuri. Omul încă nu are acces la multe cunoștințe despre procesele care au loc în univers. Cu toate acestea, știm ceva despre nașterea planetelor. Să lăsăm teoria divină deoparte și să vorbim despre ce crede știința despre asta. Gravitația, care avea o forță enormă, a răsucit bile de planete dintr-un nor rece format din gaz și praf. Acest proces poate fi înțeles mai bine imaginându-vă cum o gospodină rulează o chiflă din aluat. Desigur, aceste mingi nu au ieșit forma perfecta

. Cu toate acestea, ei încă au plecat să călătorească prin univers.

Formarea vulcanilor Interiorul planetei noastre a devenit foarte fierbinte în timpul primului miliard de ani de astfel de călătorii în spațiu. Acest lucru a fost influențat de forța de compresie gravitațională, precum și izotopi cu o durată lungă de viață. În acele zile existau o mulțime de astfel de izotopi. Aparent, intestinele planetei noastre reprezentau atunci ceva ca un cuptor nuclear - partea superioară s-a topit și în acel moment au început să acționeze vulcanii. Au început să arunce în aer mase uriașe de gaze, cenușă și vapori de apă. Și lava care suflă foc curgea de-a lungul versanților vulcanilor.

Apariția lacurilor și a oceanului primordial

Ca urmare a acestor procese, planeta noastră a fost învăluită în ceață. Ea a dispărut în spatele norilor, care purtau cu ei, pe lângă gazele vulcanice, mase mari de vapori de apă. Trebuie spus că în acele zile nu era cald pe Pământ. Oamenii de știință au efectuat studii care au arătat că temperatura planetei în timpul primului miliard de ani de viață nu a depășit 15 °C.

Pe ea au căzut picături răcoritoare de condens. Ca urmare, la început a fost acoperită doar cu lacuri și bălți izolate. Inițial, după cum știți acum, nu a fost lină și uniformă. Cu toate acestea, aceste nereguli au crescut ca urmare activitate vulcanică. Depresiuni umplute cu apă de adâncimi diferite. Lacurile individuale au devenit din ce în ce mai mari până când s-au unit. Așa s-a format oceanul primordial. Explicația prezentată mai sus a fost dată de oamenii de știință sovietici. Desigur, aceasta este o ipoteză controversată, la fel ca oricare altele asemenea. Cu toate acestea, nimeni nu a prezentat încă o versiune mai plauzibilă.

Depresiuni tectonice

Acum știi cum s-au format depresiunile. Ele reprezintă depresiuni suprafata pamantului. Unde sunt situate depresiunile de adâncime? Se găsesc atât pe uscat, cât și pe fundul mărilor și oceanelor. Originea lor este în principal tectonică. Cu alte cuvinte, este asociat cu activitatea vulcanilor de pe planeta noastră. Prin urmare, depresiunile tectonice sunt deosebit de numeroase. Ele reprezintă zone în care există o subsidență prelungită a scoarței terestre din cauza proceselor care au loc în manta (partea superioară a acesteia, care se numește astenosferă).

Astenosfera

Cuvântul „astenosferă” provine din două cuvinte grecești. Unul dintre ele este tradus ca „slab”, iar al doilea este „minge”. Grosimea astenosferei este de aproximativ 800-900 km. Este cea mai mobilă parte a suprafeței Pământului. Astenosfera este mai puțin densă decât mantaua inferioară. În plus, este mai elastic, deoarece masa sa este umplută cu magmă topită, care este de origine profundă. În astenosferă, materia alternează în mod regulat între scurgere și compactare. Prin urmare, magma se mișcă tot timpul. Ea fie coboară, fie urcă.

Litosferă

Mantaua este ascunsă în mod fiabil de o înveliș dur și durabil a scoarței terestre, a cărei grosime este de până la 70 km. Scoarța terestră, precum și partea superioară a mantalei, formează împreună litosfera. Acest nume are și origine greacăși constă din două cuvinte. Primul dintre ele este „piatră”, iar al doilea este „sferă”. Magma topită, care se ridică din adâncuri, întinde (chiar până la punctul de rupere) scoarța terestră. Cel mai adesea, astfel de rupturi apar în adâncurile oceanului. Uneori, mișcările magmei duc chiar la o schimbare a vitezei de rotație a Pământului și, prin urmare, a figurii acestuia.

Litosfera nu este o acoperire continuă omogenă. Este format din 13 plăci mari - blocuri, a căror grosime variază de la 60 la 100 km. Toate aceste plăci litosferice au atât crustă oceanică, cât și crustă continentală. Cele mai mari dintre ele sunt cele americane, indo-australiene, antarctice, eurasiatice și din Pacific.

Mișcarea plăcilor și tranșee de adâncime

În trecutul îndepărtat, au existat diferite contururi ale oceanelor și continentelor, ceea ce se explică prin mișcarea plăcilor. În zilele noastre, culturile americane și africane diverg treptat. Placa americană se îndreaptă încet spre Pacific, iar placa eurasiatică se apropie de plăcile africane, Pacific și indo-australiene.

Datorită activității tectonice, acestea au fost observate în toate perioadele istoriei planetei noastre. S-au format și depresiuni în timpuri diferite. Ele sunt caracterizate de vârste geologice diferite. Depozitele vulcanogene și sedimentare umplu depresiunile antice. Iar cei mai tineri sunt exprimați clar în topografia planetei noastre. Prin urmare, nu este dificil pentru oamenii de știință să determine unde sunt situate depresiunile de adâncime.

Forma depresiilor

Depresiunile din scoarța terestră pot fi închise pe toate părțile sau pe majoritatea acestora. De obicei, ajung la zeci și sute de kilometri în diametru, mai rar - mii. De regulă, forma lor în zonele relativ liniștite ale scoarței planetei noastre este mai mult sau mai puțin rotundă, uneori ovală. Dar în centurile în mișcare, unde sunt situate depresiunile de adâncime, au formă liniară. Ele sunt, de asemenea, adesea limitate de defecte aici.

tranșee de adâncime

Depresiunile nu sunt singura denumire a obiectelor geologice de interes pentru noi. Recent, când îi arată cu degetul, oamenii spun din ce în ce mai mult „tranșee de adâncime”. Cert este că acest concept transmite mai precis forma depresiilor de acest fel. Sunt multe dintre ele în zona de tranziție dintre ocean și continent. Transeele de adâncime ale Oceanului Pacific sunt deosebit de numeroase. Sunt 16 depresiuni aici. Sunt cunoscute și tranșeele de adâncime Oceanul Atlantic(sunt 3). Cât despre indian, există o singură depresie.

Adâncimea celor mai semnificative jgheaburi depășește 10 mii de metri. Sunt în Oceanul Pacific, care este cel mai vechi. Aici se află șanțul Marianei (pe harta de mai sus), cel mai adânc șanț cunoscut. „Challenger Deep” este numele punctului său cel mai profund. Adâncimea sa este de aproximativ 11 mii m Această depresiune și-a luat numele de la cele situate în apropiere.

Istoria studiului șanțului Marianei

Oamenii de știință au început să exploreze acest obiect în 1875. Atunci, Challenger, o corvetă britanică, a coborât în ​​ea un sondaj la adâncime, care a determinat că adâncimea sa era de 8367 m. Britanicii și-au repetat experimentul în 1951, dar de această dată au folosit un ecosonor. Adâncimea maximă pe care a determinat-o a fost de 10.863 de metri. O nouă marcă a fost înregistrată în 1957. A fost stabilit de o expediție rusă care a mers în depresiunea pe nava „Vityaz”. Record nou s-au ridicat la 11.023 m Relativ recent, în 1995 și 2011, au fost efectuate studii care au arătat următoarele rezultate - 10.920 și, respectiv, 10.994 metri. Este posibil ca adâncimea șanțului Marianei să fie și mai mare.

Șanțurile de adâncime și swellurile marginale asociate acestora sunt structuri morfologice importante ale marginilor oceanice active, extinzându-se pe mii de kilometri de-a lungul arcurilor insulare și a marginii continentale de est a Oceanului Pacific. Șanțurile de adâncime urmăresc apariția zonelor focale seismice la suprafață, reflectând în mod clar granița dintre segmentele oceanice și continentale ale litosferei Pământului. Transeele oceanice sunt depresiuni înguste și extinse ale fundului oceanului, care sunt cele mai adânci zone ale Oceanului Mondial.

Există două tipuri de tranșee oceanice:

• 1. Transee oceanice asociate cu arcurile insulare (Mariana, Japonia, Sunda, Kamchatka etc.;
• 2. Transee oceanice adiacente continentelor (peruano-chilene, central americane etc.).

Șanțurile arcurilor insulare sunt de obicei mai adânci (Șanțul Mariana - 11022 m). La viteze mari de sedimentare, șanțurile oceanice pot fi umplute cu sedimente ( coasta de sud Chile).

Majoritatea șanțurilor au o formă arcuită, iar partea concavă este orientată spre arcul insulei sau continentul. În secțiune transversală, ele au aspectul unor depresiuni asimetrice regulate (Fig. 6.28) cu o pantă relativ abruptă (până la 10° sau mai mult) către uscat și o pantă oceanică mai blândă (5°) a șanțului. Pe marginea oceanului exterioară a șanțului

Orez. 6.28. Structura schematică a șanțului de adâncime arată o ridicare exterioară în formă de cupolă, deseori ridicându-se cu aproape 500 m deasupra nivelului regional al fundului oceanic adiacent.

Jgheaburile, chiar și cele mai adânci, practic nu au o formă exactă de V.

Lățimea șanțurilor oceanice este de aproximativ 100 km, lungimea poate ajunge la câteva mii de kilometri: șanțurile Tonga și Kermadec au aproximativ 700 km lungime, șanțul peruvio-chilian are 4500 km lungime. Fundul îngust al unui șanț oceanic, care variază de la câteva sute de metri până la câțiva kilometri lățime, este de obicei plat și acoperit cu sedimente. În secțiune transversală, sedimentele arată ca o pană. Ele sunt reprezentate în partea inferioară a panei prin sedimente hemipelagice și pelagice (prefix hemi - semi) ale plăcii oceanice, căzând spre uscat. Deasupra lor, ele sunt acoperite neconform de depozite stratificate orizontal de curenți de turbiditate (turbidite), formate din cauza eroziunii unui arc de continent sau insulă. Tipul și volumul precipitațiilor și zona axială a șanțului sunt determinate de relația dintre ratele de precipitații și rata de convergență a plăcilor. Penele sedimentare ale zonelor axiale ale șanțurilor cu arc insular sunt mai subțiri decât cele din șanțurile adiacente continentelor. Acest lucru se explică prin expunerea limitată a suprafeței arcului deasupra nivelului oceanului (mării), care este principala sursă de precipitații, în comparație cu continentul.

Șanțurile oceanice din apropierea marginilor continentale pot consta dintr-o serie de mici depresiuni izolate structural, separate de praguri. În limitele acestora, dacă există o ușoară înclinare a axei, se poate forma un canal de-a lungul căruia curg curenții de turbiditate. Acesta din urmă poate crea creste aluviale și structuri de eroziune în corpul panei sedimentare și poate controla distribuția litofaciesului în șanț. În zonele cu viteze foarte mari de sedimentare și rate scăzute de convergență (tranșea Oregon-Washington), se pot dezvolta evantai extinse, deplasându-se de la continent către ocean pe vârful clipului sedimentar axial.

Șanțurile oceanice sunt margini de plăci convergente în care o placă oceanică este subdusă fie sub o altă placă oceanică (sub un arc insular), fie sub un continent. Rata de convergență a plăcilor variază de la zero la Yusm/an. Când plăcile se ciocnesc, una dintre ele, îndoită, se mișcă sub cealaltă, ceea ce duce la regulat cutremure puternice cu surse sub panta terestră a șanțului, formarea de camere magmatice și vulcani activi (Fig. 6.29). În acest caz, tensiunile rezultate în placa de avans sunt realizate în două forme:

• 1. O ridicare exterioară în formă de umflătură (în formă de cupolă) se formează cu o lățime medie de până la 200 km și o înălțime de până la 500 m.
• 2. În crusta oceanică curbată de pe versantul oceanic al șanțului se formează falii în trepte și structuri mari precum horsts și grabens.

Orez. 6.29. Şanţul de adâncime a Kamchatka: 1 - vulcani activi, 2 - șanțul de adâncime, 3 - izolinii de 1" adâncime ale camerelor de magmă

Nu există deformații pliate în straturile sedimentare de la fundul șanțului. În panta șanțului adiacent terenului, se formează împingeri ușor de scufundare. Zona de subîmpingere (zona Benioff-Wadati-Zavaritsky) plonjează sub un unghi ușor de la axa șanțului spre pământ. În această zonă sunt concentrate aproape toate sursele de cutremur.

În șanțurile din America Centrală, Peru-Chile și șanțul Yap, bazalți tineri au fost descoperite prin puțuri (Fig. 6.30). Intensitatea anomaliilor magnetice de pe fundul oceanului din apropierea șanțului este de obicei redusă. Acest lucru se explică prin prezența a numeroase falii și rupturi în scoarța oceanică încovoiată.

Orez. 6.30. Schema tectonice a sectorului central american al Oceanului Pacific, conform lui Yu.I Dmitriev (1987): eu- tranșee de adâncime, 2 - vulcani activi, 3 - fântâni care au expus bazalților

Prisma de acumulare a sedimentelor din partea inferioară a pantei șanțului este deformată, pliată și spartă de falii și împingeri într-o serie de plăci și blocuri.

Uneori, un arc de continent sau insulă care avansează îndepărtează sedimentele șanțului axial și a plăcii oceanice, formând o prismă de sedimente acreționare. Acest proces de acumulare este însoțit de formarea de foi de împingere imbricate, corpuri sedimentare haotice și pliuri complexe. Aici se poate forma un amestec sedimentar-bazaltic care conține fragmente și blocuri mari de crustă oceanică, pană sedimentară și turbidite. Această masă de sediment neconsolidat acumulat creează o mare anomalie gravitațională isostatică negativă, a cărei axă este ușor deplasată spre uscat în raport cu axa șanțului.

Structura secțiunilor. Grosimea sedimentelor deasupra subsolului bazaltic variază foarte mult. În Transeul Americii Centrale în bine. 500 V este 133,5 m, în puț. 495 - 428 m, în timp ce în alte șanțuri se cunosc strate sedimentare de până la 4 km grosime. La fundul șanțului se remarcă prezența faciesului de alunecare și a sedimentelor redepuse. Rocile sedimentare și vulcanogene-sedimentare sunt larg dezvoltate: siltituri vulcanice, gresii, pietrișuri, roci argiloase, silico-argiloase, brecii edafogenice, bazalt în zonele exterioare. Bazalții sunt caracterizați prin caracteristici petrochimice și geochimice care sunt de tranziție între soiurile tipice oceanice și cele cu arc insular (Dmitriev, 1987).

În structurile solzoase ale prismelor de acreție, aceste roci alternează cu olistostromi gravitaționali și brecii de alunecare de teren. Fragmentele conțin rebuturi ale scoarței oceanice: roci ultrabazice serpentinizate și bazalt. Roci metamorfice de înaltă presiune și temperaturi scăzute- șisturi glaucofane.

Mineragenie. Câmpuri de petrol și gaze în straturi slab litificate. Depozite de antimoniu și mercur în paleoanalogi, în metasomatite după roci gazdă (jasperoide și listvenite) în zone de falii tectonice.

Întrebări de securitate

• 1. Determinați poziția tranșee de adâncimeîn structura Pământului.
• 2. Numiți caracteristicile morfometrice și structurale ale șanțurilor de adâncime.
• 3. Caracterizați structura și compoziția asociațiilor de roci care umplu șanțurile de adâncime.

Șanțurile, după cum se știe, marchează zone ale marginilor convergente ale plăcilor litosferice pe fundul oceanului, adică sunt o expresie morfologică a zonei de subducție a scoarței oceanice. Marea majoritate a tranșeelor ​​de adâncime sunt situate de-a lungul periferiei gigantului Pacific Rim. Uită-te doar la Fig. 1.16 pentru a verifica acest lucru. Potrivit lui A.P. Lisitsyn, zona tranșeelor ​​este doar 1,1% din suprafața oceanului. Dar, în ciuda acestui fapt, ei formează colectiv o centură gigantică independentă de sedimentare a avalanșelor. Adâncimea medie a șanțurilor depășește 6000 m, ceea ce este semnificativ mai mare adâncime medie Oceanele Pacific (4280 m), Atlantic (3940 m) și Indian (3960 m). În total, în Oceanul Mondial sunt identificate acum 34 de tranșee de adâncime, dintre care 24 corespund limitelor de plăci convergente, iar 10 de transformare (tranșee Romanche, Vima, Argo, Celeste etc.). În Oceanul Atlantic sunt cunoscute tranșeele Puerto Rico (adâncime 8742 m) și South Sandwich (8246 m), în Oceanul Indian- doar Sunda (7209 m). Ne vom uita la tranșeele Pacificului.
Pe marginea vestică a Oceanului Pacific, tranșeele sunt strâns asociate cu arcurile vulcanice, formând un singur sistem geodinamic arc-tranșee, în timp ce șanțurile marginii de est sunt direct adiacente pantei continentale din sud și America de Nord. Vulcanismul aici este înregistrat de-a lungul marginilor Pacificului acestor continente. E. Seibold și V. Berger notează că din cei 800 de vulcani activi care funcționează astăzi, 600 sunt localizați în zona Pacificului. În plus, adâncimea tranșeelor ​​din estul Oceanului Pacific este mai mică decât în ​​vest. Jgheaburile Pacific Rim, care pornesc de pe coasta Alaska, formează un lanț aproape continuu de depresiuni foarte alungite, extinzându-se în principal în direcțiile de sud și sud-est până la insulele Noii Zeelande (Fig. 1.16).

În tabel 1.5 am încercat să reunim toate caracteristicile principale ale morfografiei șanțurilor Oceanului Pacific (adâncimea, lungimea și suprafața, precum și numărul de stații de foraj de adâncime sunt indicate și acolo). Date din tabel 1.5 ne convinge de caracteristicile unice ale tranșeelor ​​de adâncime. Într-adevăr, raportul dintre adâncimea medie a șanțului și lungimea sa ajunge la 1:70 (Șanțul Americii Centrale), lungimea multor tranșee depășește 2000 km, iar șanțul Peruvian-Chilian este urmărit de-a lungul coastei de vest. America de Sud aproape 6000 km. Datele despre adâncimea jgheaburilor sunt, de asemenea, izbitoare. Trei tranșee au adâncimi de la 5000 la 7000, treisprezece - de la 7000 la 10.000 m și patru - peste 10.000 m (Kermadec, Mariana, Tonga și Filipine), cu recordul de adâncime deținut de șanțul Marianei - 11.022 m (Tabelul 1.5).
Aici, totuși, trebuie remarcat faptul că adâncimea este diferită de adâncime. Oceanologii înregistrează astfel de adâncimi semnificative, pentru ei, adâncimea șanțului este marca de jos, măsurată de la suprafața apei oceanului. Geologii sunt interesați de o adâncime diferită - fără a ține cont de grosimea apei de mare. Apoi, adâncimea șanțului ar trebui luată ca diferență între cotele bazei umflăturii oceanice apropiate de șanț și fundul șanțului în sine. În acest caz, adâncimile șanțurilor nu vor depăși 2000-3500 m și vor fi comparabile cu înălțimile crestelor mijlocii oceanice. Acest fapt, după toate probabilitățile, nu este întâmplător și indică bilanțul energetic (în medie) al proceselor de răspândire și subducție.

Șanțurile au, de asemenea, unele caracteristici geofizice comune; flux redus de căldură, încălcare bruscă a izostaziei, anomalii minore câmp magnetic, creșterea activității seismice și, în sfârșit, cea mai importantă caracteristică geofizică - prezența zonei seismofocale Vadati - Zavaritsky - Benioff (zona WZB), plonjând în zona șanțului de sub continent. Poate fi urmărită până la o adâncime de 700 km. Toate cutremurele înregistrate pe arcurile insulare și pe marginile continentale active adiacente șanțurilor sunt asociate cu acesta.
Și totuși, nu sunt atât caracteristicile morfometrice ale șanțurilor de adâncime care sunt unice, ci mai degrabă amplasarea lor în Oceanul Pacific: ele par să urmărească locurile de convergență (convergență) plăcilor litosferice pe marginile active ale continentelor. Aici au loc distrugerea scoarței oceanice și creșterea crustei continentale. Acest proces se numește subducție. Mecanismul său a fost cel mai studiat până acum schiță generală, care va da un anumit drept oponenților tectonicii plăcilor de a clasifica subducția ca o presupunere nedemonstrabilă, pur ipotetică, prezentată presupus de dragul postulatului despre constanța suprafeței Pământului.
Într-adevăr, modelele de subducție dezvoltate până în prezent nu pot satisface specialiștii, întrucât numărul de întrebări care apar depășește semnificativ capacitățile modelelor existente. Iar principala dintre aceste întrebări se referă la comportamentul sedimentelor în șanțurile de adâncime, care urmăresc morfologic convergența plăcilor. Faptul este că oponenții subducției folosesc natura umplerii sedimentare a șanțurilor ca unul dintre argumentele semnificative împotriva subducției plăcii oceanice sub continent. Ei cred că apariția liniștită și orizontală a sedimentelor în părțile axiale ale tuturor șanțurilor nu este în concordanță cu procesul de înaltă energie de subîmpingere a unei plăci oceanice de mai mulți kilometri. Adevărat, lucrările de foraj desfășurate în tranșeele aleutine, japoneze, mariane, central-americane, peruo-chilene (vezi tabelul 1.5) au rezolvat o serie de întrebări, dar au apărut fapte noi care nu se încadrează în modelele existenteși care necesită explicații probatorii.
Prin urmare, am încercat să construim un model de subducție consistent din punct de vedere sedimentologic, care a oferit răspunsuri la întrebările referitoare la umplerea sedimentară a șanțurilor. Desigur, argumentarea sedimentologică a subducției nu poate fi principala, dar niciunul dintre modelele tectono-geofizice ale acestui proces nu se poate descurca fără ea. Să remarcăm, de altfel, că scopul principal al tuturor modelelor de subducție dezvoltate astăzi, atât luând în considerare umplerea sedimentară a șanțurilor, cât și neglijând-o, este de a explica acest proces în așa fel încât modelul să surprindă principalele caracteristici cunoscute ale mișcarea plăcilor și proprietățile reologice ale substanței litosferice și, în același timp, indicatorii (de ieșire) rezultați ai acesteia nu contraziceau morfografia șanțurilor și principalele elemente tectonice ale structurii lor.
Este clar că în funcție de obiectivul pe care și-l stabilește cercetătorul, fixează anumite caracteristici în model și folosește aparatul matematic corespunzător. Prin urmare, fiecare dintre modele (acum sunt mai mult de 10) reflectă doar unul sau două aspecte importante ale procesului de underthrust și îi lasă nemulțumiți pe acei cercetători care interpretează diferit latura calitativă a acestui fenomen. Pe baza acestui fapt, ni se pare că cel mai important este să înțelegem cu precizie caracteristicile calitative ale subducției, astfel încât toate consecințele observate ale acestui proces să devină explicabile fizic. Atunci construirea unui model formalizat pe o bază cantitativă va deveni o chestiune de tehnologie, adică nu ar trebui să provoace dificultăți fundamentale.
Toate modelele de subducție cunoscute în prezent pot fi clasificate așa cum se arată în Fig. 1.17. Cea mai mare contribuție la dezvoltarea acestor modele a avut-o L.I. Lobkovsky, O. Sorokhtin, S.A. Uşakov, A.I. Shsmenda și alți oameni de știință ruși și de la specialiști străini - J. N. Bodine, D. S. Cowan, J. Dubois, G. A. Hall, J. Helwig J. Helwig, G. M. Jones, D. E. Karig, L. D. Kulm, W. D. Pennington, D. W. Scholl ), W. J. Schwelier G. F. Sharman, R. M. Siling, T. M. Tharp, A. Watts (A. W. Walts) , F.By (F.T. Wu), etc. Pe noi, desigur, ne interesează în primul rând modelele care țin cont de execuția sedimentară a jgheaburilor într-un fel sau altul. Acestea includ așa-numitul „model de acreție” și un model în care sedimentele joacă rolul unui fel de „lubrifiant” între două plăci care interacționează.

Aceste modele, care explică răspunsul sedimentelor la procesul de subducție cu energie înaltă a plăcii oceanice, deși oferă o interpretare complet plauzibilă a acestui proces, lasă încă fără atenție o serie de întrebări importante la care trebuie să se răspundă pentru ca modelele tectono-geofizice propuse să fie considerate consistente din punct de vedere sedimentologic. Cele mai importante dintre ele sunt următoarele.
1. Cum se explică faptul că sedimentele din șanț în sine au întotdeauna o apariție orizontală, netulburată, în ciuda faptului că placa se cedează activ din partea oceanului și o prismă de acreție foarte deformată crește de pe panta continentală a șanțului ?
2. Care este mecanismul de formare al unei prisme de acreție? Este rezultatul descărcării haotice a sedimentelor desprinse dintr-o placă subducătoare sau creșterea acesteia este influențată de procesele care au loc chiar pe versantul continental?
Pentru a răspunde la aceste întrebări, adică pentru a construi un model de subducție consistent din punct de vedere sedimentologic, este necesar să se conecteze mai strâns mecanismele tectonice propuse ale acestui proces cu datele forajelor de adâncime de-a lungul profilelor printr-un număr dintre cele mai studiate șanțuri din acestea. pozitii. Acest lucru trebuie făcut și astfel încât controlul modelului propus prin date litologice „vii” să devină un element integral al modelului.
Începem prezentarea modelului de subducție consistent din punct de vedere sedimentologic cu o descriere a premiselor tectonice care stau la baza acestuia. De menționat că orice model include ipoteze specifice, se bazează pe ele și, cu ajutorul lor, încearcă să-l conecteze într-un singur întreg. fapte cunoscute. Modelul nostru utilizează ipoteze tectonice extrase din scheme de subducție care au fost deja testate prin calcule bazate pe fizic.
Prima ipoteză se referă la natura pulsată (discretă) a procesului de underthrust. Aceasta înseamnă că următoarea fază de subîmpingere este precedată de acumularea de tensiuni în scoarța oceanică, care, datorită stratificării tectonice a litosferei și eterogenităților scoarței terestre, sunt transmise din centrele de răspândire cu intensități diferite și, în orice caz, sunt distribuite extrem de neuniform în ocean. Această ipoteză are o semnificație destul de profundă, deoarece poate fi folosită pentru a explica modificarea proprietăților petrologice ale unei părți deja scufundate a plăcii oceanice, ceea ce determină parțial posibilitatea următorului impuls de subducție.
A doua ipoteză presupune distribuția multidirecțională a tensiunilor direct în zona Wadati-Zavaritsky-Benioff (WZB). Apare așa. Experimentând forțe de compresiune la orizonturi mai adânci, zona din punctul de inflexiune, care marchează șanțul de adâncime, este supusă unor tensiuni de tracțiune, ceea ce duce la formarea de falii atât pe părțile interioare, cât și pe cele exterioare ale șanțului subducerea unor părți ale plăcii din partea oceanului în segmente separate (trepte); cu următorul impuls de împingere, segmentul cel mai apropiat de axa șanțului este implicat în acest proces. Această idee a fost testată constructiv de L.I. Lobkovsky în schema sa cinematică de subducție.
A treia ipoteză se referă la migrarea discretă spre ocean a liniei centrale a șanțului. Este o consecință a primelor două ipoteze. De asemenea, studiile speciale au stabilit că viteza de migrare a axei șanțului depinde de vârsta crustei absorbite și de înclinarea zonei VZB.
A patra ipoteză presupune bilanțul energetic în timp al proceselor de creștere a scoarței oceanice în crestele oceanice și procesarea acestuia pe marginile active. Faptul că această ipoteză nu este lipsită de fundație este controlat indirect de egalitatea (în medie) a înălțimilor crestei medii oceanice și a adâncimii șanțurilor corespunzătoare unor vectori de răspândire specifici, pe care le-am remarcat deja. După cum a observat T. Hatherton, posibilul echilibru al proceselor de răspândire și subducție a oferit o bază de încredere pentru tectonica plăcilor. baza fizica. Încălcarea acestui echilibru în anumite momente duce la creșterea ridicărilor arcuite, la restructurarea sistemului de circulație globală. apele oceaniceși, drept consecință, la rupturi globale în sedimentare.
Dacă căutăm motivul diferențelor în adâncimea șanțurilor, atunci este necesar să se țină seama de strânsa corelație dintre rata de subducție și vârsta crustei absorbite (la o valoare fixă ​​a unghiului de înclinare a zona WZB). Această întrebare a fost studiată în detaliu de S. Grillet și J. Dubois pe baza materialului a zece sisteme convergente (Tonga-Kermadec, Kuril, Filipine, Izu-Bonin, Noile Hebride, Peruvian-Chilean, Aleutian, Central American, Indonezian și Japonez). ). În special, acești autori au descoperit că cu cât rata de subducție este mai mare, cu atât adâncimea șanțului este mai mică (în medie). Dar adâncimea șanțului crește odată cu vârsta plăcii de subducție. M.I. Streltsov a completat cu succes acest studiu stabilind că adâncimea șanțului depinde și de curbura arcului vulcanic: șanțurile cele mai adânci sunt limitate la arce de curbură maximă.
Să luăm acum în considerare mai detaliat mecanismul sedimentogenezei în tranșee, adică vom construi un model sedimentologic general al șanțului. Analiza secțiunilor puțurilor de foraj de adâncime, pe de o parte, și natura structurii tectonice a șanțurilor, pe de altă parte, ne permit să tragem următoarele concluzii destul de sigure.
1. Acoperirea sedimentară este semnificativ diferită pe versanții interioare (continentale) și exterioare (oceanice) ale șanțului și, deși structura tectonică a acestor elemente ale structurii șanțului este, de asemenea, eterogenă, compoziția sedimentelor este în primul rând o funcție a procese sedimentologice propriu-zise pe diferite versanți ale șanțului: sedimentogeneză pelagică pe versantul exterior și suspensie-flux, suprapusă pe pelagică - pe cea internă.
2. La baza pantei interioare a șanțului, aici se înregistrează adesea aglomerarea sedimentelor, acestea sunt întotdeauna mai intens compactate și reprezintă structural un corp mare în formă de lentilă numit prismă de acreție. Pe panta exterioară, sedimentele sunt înclinate cu un unghi ușor față de axa șanțului, iar în partea de jos sunt orizontale.
3. Conform geofizicii, sedimentele de la fundul șanțurilor apar sub forma a două „straturi”: un strat inferior transparent acustic, interpretat ca sedimente pelagice compactate ale plăcii oceanice, și un strat superior, reprezentat de turbidite care au fost transportate. în șanțul de pe versantul continental în perioada dintre două impulsuri de împingere adiacente.
4. Grosimea depozitelor de turbidite de la fundul șanțurilor depinde de mulți factori: de relieful disecat al versantului continental și de climă, care pare să predetermina rata denudarii terenului adiacent, de intensitatea și frecvența cutremurelor în zona șanțurilor și din multe alte motive. Durata interacțiunii plăcilor, adică durata de viață a unei anumite zone de subducție, ar trebui, de asemenea, să joace un rol semnificativ în creșterea grosimii straturilor de turbidite de la fundul șanțului, dar numai dacă șanțul ca structură tectonică a avut sens independentîn timpul procesului de subducție; dar întrucât reprezintă doar o reacție la acest proces exprimat în relieful fundului oceanului și, în plus, poziția sa nu este constantă în timp, acest factor nu joacă un rol decisiv în procesul de acumulare a turbiditelor pe fundul şanţ. Știm asta situația actualăȘanțurile marchează doar ultima fază a unui proces de împingere pe termen lung.
5. Patru complexe principale de facies de sedimente sunt strâns asociate cu șanțurile de adâncime: evantai aluvionali ai taluzului continental, turbidite ale solului și bazinelor de pe versantul intern, sedimentele pelagice înregistrate în toate elementele morfologice ale șanțului și, în final, sedimente ale prismei de acreție.
În prezent, modelele sedimentologice ale tranșeelor ​​Aleutiene, Peruo-Chilene și în special ale Americii Centrale au fost dezvoltate suficient de detaliat. Dar aceste modele, din păcate, nu sunt legate de mecanismul general de subducție în aceste tranșee.
M. Underwood și D. Karig, precum și F. Shepard și E. Reimnitz, care au studiat în detaliu morfologia pantei interioare a șanțului Americii Centrale în zona marginii continentale a Mexicului, notează că numai în această zonă patru canioane mari se învecinează cu panta interioară a șanțului, dintre care cea mai mare parte a fost studiată în profunzime Rio Balsas (o continuare subacvatică a râului Balsas), urmărită până la șanțul propriu-zis. S-a stabilit o corelație clară între grosimea turbiditelor de la fundul șanțului și de la gurile canioanelor mari. Cel mai gros înveliș de sedimente (până la 1000 m) din șanț este limitat la gura canioanelor, în timp ce în celelalte părți ale sale grosimea lor scade la câțiva metri. La gura canioanelor se înregistrează întotdeauna un evantai de sedimente; este tăiat de numeroase canale – un fel de sistem de distribuție a conului aluvionar. Materialul clastic care intră prin canioane este transportat de un flux longitudinal de-a lungul liniei centrale a șanțului în direcția tasării de fund. Influenta fiecarui canion asupra distributiei precipitatiilor in partea centrala a santului se simte chiar si la o distanta de 200-300 km de gura. Datele de foraj la adâncime în șanțul Americii Centrale au confirmat acest lucru diferite părți răspunsul său al sedimentelor la procesul de subîmpingere nu este același. Astfel, în zona profilului de foraj din Guatemala, subducția nu este însoțită de acumularea de sedimente, în timp ce puțurile din zona profilului mexican, dimpotrivă, au relevat prezența unei prisme sedimentare acreționare la baza partea continentală a șanțului.
Acum să ne oprim în detaliu asupra principalului paradox sedimentologic al subducției. După cum s-a stabilit acum ferm prin lucrări geofizice și puțuri de foraj de adâncime, sedimentele de la fundul tuturor șanțurilor sunt reprezentate de turbidite de compoziție litologică diferită, având o apariție orizontală. Paradoxul este că aceste sedimente ar trebui fie să fie rupte de pe placa oceanică și să se acumuleze la baza taluzului continental sub forma unei prisme acreționare (modele de subducție acreționară), fie să fie absorbite împreună cu un fragment din placa oceanică în următoarea fază de împingere, după cum urmează din „modelul de lubrifiere” O.G. Sorokhtin și L.I. Lobkovsky.
Logica adversarilor subducției este așadar simplă și corectă: întrucât subducția este un proces de mare energie în care sunt implicate plăci rigide de zeci de kilometri grosime, atunci un strat subțire de sedimente libere nu poate să nu reacționeze la acest proces. Dacă sedimentele de la fundul șanțurilor se află orizontal, atunci subducția nu are loc. Trebuie să admitem că încercările anterioare de a explica acest paradox sedimentologic au fost neconvingătoare. Apariția orizontală a sedimentelor s-a explicat prin tinerețea lor, scuturarea periodică a turbiditelor deja acumulate, după care au fost depuse ca din nou etc. Au existat, desigur, interpretări mai realiste care au luat în considerare dependența volumului sedimentelor din tranșee de raportul dintre vitezele de sedimentare și subducție.
O.G. Sorokhtin a făcut un calcul simplu, dar, din păcate, neconvingător al acestui proces, încercând să ofere o bază reală pentru modelul său de lubrifiere, discutat mai sus. El a observat că în majoritatea șanțurilor grosimea acoperirii sedimentare este nesemnificativă, în ciuda faptului că de mare viteză acumulare de precipitații (câțiva centimetri la 100 de ani). La o astfel de viteză, potrivit lui O. G. Sorokhtin, dacă mecanismul de „ungere” nu ar fi funcționat, jgheaburile ar fi fost complet acoperite cu sedimente în câteva zeci de milioane de ani. În realitate, acest lucru nu se întâmplă, deși unele tranșee există și continuă să se dezvolte de sute de milioane de ani (japonez, peruano-chilian).
Acest calcul este neconvingător din două motive. În primul rând, indiferent de mecanismul de absorbție a sedimentelor, șanțurile sunt cea mai importantă componentă a sistemului dinamic al unei zone de subducție și, prin urmare, a fost imposibil să se calculeze viteza de umplere a acestora cu sedimente ca și cum ar fi un bazin de decantare staționar. În al doilea rând, tranșeele în expresia lor morfologică modernă înregistrează doar reacția la ultima fază a procesului de subducție (a se vedea a treia ipoteză a modelului nostru) și, prin urmare, timpul existenței lor nu poate fi identificat cu durata de dezvoltare a întregii zone de subducție. , adică vorbim despre zeci, dar Mai mult decât atât, sute de milioane de ani nu se numără ca vârsta șanțului. Din aceleași motive, o abordare similară a acestei probleme, prezentată în articolul lui J. Helwig și G. Hall, nu poate fi considerată convingătoare.
Deci, acest paradox nu poate fi rezolvat dacă ne bazăm pe scheme de subducție deja dezvoltate, în care mecanismul și caracteristicile de viteză ale subducției plăcilor nu sunt legate de mecanismul și caracteristicile de viteză ale acumulării sedimentelor.
Informațiile despre ratele de sedimentare în șanțurile Oceanului Pacific, care au fost estimate din rezultatele forajelor de adâncime, sunt conținute într-o publicație în mai multe volume, ale cărei materiale ne permit să concluzionam că, în general, șanțurile sunt într-adevăr caracterizate de rate relativ mari de acumulare a sedimentelor: de la câteva zeci la sute și chiar mii de metri pe milion de ani. Aceste viteze, desigur, variază în timp chiar și la un punct de foraj, dar în general ordinea numerelor este menținută.
Să fim totuși atenți la o circumstanță care a scăpat aparent de atenția geologilor. Cert este că geologii sunt obișnuiți să evalueze viteza de acumulare a sedimentelor în unități Bubnov: milimetri pe 10,3 (mm/10,3) sau metri pe 10,6 (m/10,6) ani. Această abordare se datorează unor motive obiective, deoarece geologii au informații fiabile doar despre grosimea secțiunii și date mult mai puțin sigure despre durata intervalului stratigrafic corespunzător. Ei, desigur, își imaginează că valorile vitezei obținute în acest fel au o relație foarte îndepărtată tocmai cu rata de acumulare a sedimentelor, deoarece aceasta nu ține cont nici de faptul că se formează diferite tipuri litologice de roci la rate diferite, nici faptul că în intervalul studiat al tronsonului pot exista întreruperi ascunse în acumularea de sedimente (diasteme). Dacă luăm în considerare, de asemenea, că sedimentele părții axiale a șanțurilor se formează în modul de injectare al ciclosedimentogenezei, atunci în acest caz este, în general, imposibil să se utilizeze această abordare pentru a evalua viteza de acumulare a sedimentelor, deoarece, strict vorbind, întreaga grosime a turbiditelor se formează ca o suprapunere a sedimentogenezei fluxului suspensie pe sedimentogsnsz pelagic normal: cu alte cuvinte, grosimea turbiditelor se acumulează, parcă, în timpul pauzelor de sedimentare. Pe baza numeroaselor materiale faptice despre turbidite moderne și antice, un astfel de mecanism de sedimentogeneză este fundamentat în monografiile autorului.
Când au apărut lucrările privind tectonica plăcilor și geofizicienii au publicat primele date despre ratele de răspândire și subducție (măsurate în centimetri pe an), geologii, încercând să coreleze valorile ratelor de sedimentare pe care le cunoșteau cu informațiile nou obținute despre vitezele de mișcare a plăcilor, încă operate cu modificări de viteză în unitățile Bubnov, fără a face nicio încercare de a aduce valorile comparate la un numitor comun. Este ușor de înțeles că această abordare dă naștere la o serie de neînțelegeri care interferează cu studiul rolului real al proceselor sedimentologice în diferite modele de subducție și conduc la o evaluare incorectă a semnificației lor. Pentru a ilustra acest punct, să prezentăm câteva exemple tipice, fără a repeta descrierea compoziției litologice a sedimentelor descoperite de puțurile de foraj de adâncime.
Sedimentele de pe fundul șanțului Aleutian sunt de vârstă holocenă, grosimea lor ajunge la 2000 și uneori 3000 m Rata de subducție a plăcii Pacificului sub șanțul Aleutinei, conform lui K. Le Pichon și colab., este de 4-5. cm/an, iar după V. Vakye – chiar 7 cm/an.
Viteza de sedimentare în șanț, dacă este măsurată în unități Bubnov, este interpretată ca anormal de mare („avalanșă”, conform A.P. Lisitsyn): 2000-3000 m/106 ani. Dacă exprimăm vitezele de sedimentare în aceleași unități ca și viteza de subducție, obținem 0,2-0,35 cm/an, iar pentru perioadele interglaciare este și mai mică: 0,02-0,035 cm/an. Și totuși, rata de acumulare a sedimentelor în șanțul Aleutian (în orice unități le măsurăm) este foarte mare R. von Huene notează pe bună dreptate că șanțurile marginii de vest a Oceanului Pacific, care sunt caracterizate de o acoperire sedimentară; ale fundului cu o grosime de peste 500 m, au fost, fără îndoială, situate în zona de influență a glaciațiilor de coastă de latitudini înalte. Deltele râurilor mari care se varsă în ocean în zona șanțului au, de asemenea, o influență semnificativă.
Astfel, ceea ce este considerat de litologi a fi o viteză de „avalanșă” de sedimentare se dovedește a fi cu aproape două ordine de mărime mai mică decât ratele de subîmpingere a plăcii. Dacă aceste date sunt corecte și dacă sunt corelate cu modelul de subducție monotonă (frontală), atunci devine clar că, cu o astfel de interpretare a mecanismului de subîmpingere, sedimentele pur și simplu nu ar avea timp să se acumuleze și cel puţin partea axială a șanțului ar trebui să fie complet lipsită de sedimente. Între timp, grosimea sa în partea de nord-est a șanțului Aleutien ajunge, după cum am menționat deja, la 3000 m.
Bine 436 a fost forat pe versantul exterior al șanțului Japoniei. Din secțiunea puțului ne va interesa doar o unitate de argile cu grosimea de 20 m, descoperite la o adâncime de 360 ​​m. Vârsta lor este estimată la 40-50 de milioane de ani (de la Miocenul mijlociu până la începutul Paleogenului. ). Este ușor de calculat că rata de formare a acestor depozite a fost neglijabilă: 0,44 m/106 ani (0,000044 cm/an, sau 0,5 μm/an). Pentru a vă imagina vizual această cifră, este suficient să spunem că într-un apartament obișnuit de oraș în lunile de iarnă(cu geamurile închise) un astfel de strat de praf se acumulează într-o săptămână. Este clar acum cât de curați sunt de suspensiile clastice zone de mare adâncime oceanelor și cât de enorm este rolul creator al timpului geologic, care, la viteze atât de scăzute de sedimentare, poate înregistra într-o secțiune după 45 de milioane de ani o grosime de argile de 20 m grosime.
Rate de sedimentare la fel de scăzute au fost observate pe versantul oceanic al șanțului Kuril-Kamchatka (puțul 303), unde variază de la 0,5 la 16 m/106 ani, adică de la 0,00005 la 0,0016 cm/an. Aceeași ordine de numere este valabilă pentru alte tranșee din Pacific Rim. O creștere a ratei de acumulare a sedimentelor pe versanții interni ai șanțurilor la câteva sute de metri pe milion de ani, așa cum este ușor de înțeles, nu schimbă relația dintre două caracteristici de viteză: acumularea sedimentelor și subducția plăcii oceanice. În acest caz, ele diferă cu cel puțin două ordine de mărime ( cele mai mici valori ratele de subducție - de la 4 la 6 cm/an - au fost observate pentru tranșeele japoneze, Kermadec, Aleutine și Noua Hebride, iar cele mai mari - de la 7 la 10 cm/an - pentru Kurile-Kamchatka, Noua Guinee, Tonga, Peruvian- tranșee din Chile și America Centrală. În plus, s-a constatat că rata de convergență a marginilor de nord și de est ale Oceanului Pacific a crescut de la 10 (de la 140 la 80 de milioane de ani în urmă) la 15-20 cm/an (între 80 și 45 de milioane de ani în urmă), apoi a scăzut la 5 cm/an . Aceeași tendință a fost observată și pentru zona de vest a Pacificului.
S-ar părea că există o corelație între durata zonei de subducție și grosimea învelișului sedimentar de la fundul șanțurilor. Cu toate acestea, materialele faptice infirmă această presupunere. Astfel, timpul de funcționare a zonei de subducție a Noilor Hebride este de numai 3 milioane de ani, iar grosimea sedimentelor din șanț este de 600 m. Zona de subducție Mariana și zona Tonga există de aproximativ 45 de milioane de ani, dar grosimea sedimentelor lor este doar 400 m Ratele de subducție în aceste zone sunt apropiate. Prin urmare, este necesar să se caute un nou mecanism eficient care să conecteze aceste (și multe altele) caracteristici.
Un lucru este clar până acum: sedimentele dintr-un șanț pot fi conservate numai dacă viteza de sedimentare este semnificativ mai mare decât rata de subducție. În situația pe care geologii au încercat să o înțeleagă, raportul dintre aceste cantități a fost evaluat ca fiind exact opusul. Aceasta este esența „paradoxului subducției sedimentologice”.
Acest paradox poate fi rezolvat în singurul mod: atunci când se evaluează vitezele de sedimentare, nu se face abstracție de tipul genetic al sedimentelor, deoarece, repetăm, procedura aritmetică obișnuită folosită pentru calcularea ratelor de sedimentare nu este aplicabilă pentru toate straturile: raportul dintre grosimea straturilor (în metri) la volumul stratigrafic de timp (în milioane de ani). Mai mult, autorul a remarcat deja în mod repetat că această procedură nu este deloc aplicabilă turbiditelor, deoarece va oferi nu doar o estimare aproximativă, ci și o estimare absolut incorectă a ratei de acumulare a sedimentelor. În consecință, pentru ca sedimentele să fie conservate în partea axială a șanțurilor și, de asemenea, să aibă o apariție orizontală, în ciuda subducției plăcii oceanice, este necesar și suficient ca viteza de sedimentare să fie semnificativ mai mare decât viteza de subducție, iar aceasta poate fi numai atunci când sedimentarea în șanț se realizează în modul injectiv al ciclosdimentogenezei. Consecința acestei teoreme sedimentologice deosebite este tinerețea excepțională a sedimentelor de pe fundul tuturor șanțurilor de adâncime, a căror vârstă de obicei nu depășește Pleistocenul. Același mecanism face posibilă explicarea prezenței sedimentelor cu conținut ridicat de carbon la adâncimi care depășesc în mod evident nivelul critic pentru dizolvarea materialului carbonatic.
Înainte de a înțelege cea de-a doua dintre întrebările pe care le-am pus (despre perturbarea secvenței stratigrafice normale a sedimentelor de la baza taluzului continental al șanțului), este necesar să reținem următoarea împrejurare, la care probabil a fost gândită de mulți dintre cei care au încercat pentru a analiza mecanismul de subducție. Într-adevăr, dacă procesul de subîmpingere (din punct de vedere al cinematicii) se desfășoară în mod similar în toate șanțurile și dacă este însoțit de răzuirea sedimentelor din placa de subducție, atunci prismele de acreție ar trebui înregistrate la poalele pantelor interne ale tuturor șanțurilor fără excepţie. Cu toate acestea, forajul la adâncime nu a stabilit prezența unor astfel de prisme în toate tranșeele. Încercând să explice acest fapt, omul de știință francez J. Auboin a sugerat că există două tipuri de margini active: marginile cu predominanța tensiunilor de compresiune și acreției active și marginile pentru care sunt mai tipice tensiunile de tracțiune și absența aproape completă a acumularii de sedimente. . Aceștia sunt cei doi poli extremi, între care pot fi plasate aproape toate sistemele convergente cunoscute în prezent, dacă ținem cont de cele mai importante caracteristici ale acestora precum unghiul de înclinare al zonei VZB, vârsta scoarței oceanice, rata de subducție. şi grosimea sedimentelor de pe placa oceanică. J. Auboin crede că sistemele de șanțuri arc sunt mai aproape de primul tip, iar tipul andin de margine este mai aproape de al doilea. Cu toate acestea, repetăm, aceasta nu este altceva decât o aproximare aproximativă, deoarece situațiile reale din zonele de subîmpingere specifice depind de mulți factori și, prin urmare, o mare varietate de relații pot apărea atât în ​​sistemele marginilor vestice, cât și a celei de est ale Pacificului. Deci, V.E. Hein, chiar înainte ca J. Aubuin să identifice aceste două cazuri extreme, a remarcat pe bună dreptate că profilele Aleutine, Nankai și Sunda au confirmat doar parțial modelul de acreție, în timp ce profilele prin șanțurile Mariana și America Centrală (în regiunea Guatemala) nu au dezvăluit un prismă acreționară. Ce concluzii rezultă din asta?
Cel mai probabil, prismele de sedimente (unde există fără îndoială) nu sunt întotdeauna rezultatul doar răzuirii sedimentelor din placa oceanică, mai ales că compoziția sedimentelor acestor prisme nu corespunde cu sedimentele oceanului deschis. În plus, lipsa neîndoielnică a unor astfel de prisme (de exemplu, în șanțul Americii Centrale) dă motive să nu se considere răzuirea sedimentelor ca un proces sedimentologic universal pentru subducție, care rezultă în mod clar din „modelul de lubrifiere” al lui O.G. Sorokhtin și L.I. Lobkovsky. Cu alte cuvinte, pe lângă acumularea de sedimente, în sistemele convergente trebuie să se manifeste un proces sedimentologic mai general, care să conducă la formarea unei prisme de sedimente la baza taluzului continental al șanțului.
Am indicat deja că sedimentele de la baza taluzului continental al șanțurilor sunt foarte compactate, pliate în sistem complex pliuri, secvența de vârstă a straturilor este adesea perturbată în ele, iar toate aceste sedimente sunt în mod clar de geneză turbidite. Aceste fapte necesită în primul rând o explicație convingătoare. În plus, în cadrul prismei acreționare (unde prezența acesteia este dovedită fără îndoială), s-a stabilit o întinerire a sedimentelor în josul secțiunii spre șanț. Acest lucru indică nu numai faptul că fiecare placă ulterioară de sedimente smulsă de pe placa oceanică este, parcă, alunecată sub cea anterioară, ci și despre cinematica particulară a procesului de subîmpingere, conform căreia următorul impuls de subducție este însoțit de migrație. a axei șanțului spre ocean cu extinderea concomitentă a zonei de platformă a taluzului continental și deformarea bazei acesteia, ceea ce oferă oportunitatea generală pentru realizarea acestui mecanism. Un studiu mai detaliat al structurii prismelor acreționare (tranșee japoneze și din America Centrală) a arătat, de asemenea, că modelele de modificări ale vârstei plăcilor individuale sunt mai complexe: în special, de două sau trei ori apariția membrilor coevali printre sedimentele ambelor. s-au înfiinţat altele mai tinere şi mai vechi. Acest fapt nu mai poate fi explicat folosind mecanismul acreției pure. Probabil, rolul principal aici îl au procesele care conduc la deplasarea maselor de sedimente parțial litificate, care au loc direct în panta continentală a șanțului. De asemenea, trebuie avut în vedere că însuși mecanismul de compactare a sedimentului în cadrul prismei acreționare are și el o specificitate proprie, constând în special în faptul că solicitările de solicitare care însoțesc procesul de subducție conduc la o reducere bruscă a spațiului porilor și a stoarcerea fluidelor în orizonturile superioare ale sedimentelor, unde servesc ca sursă de ciment carbonatat. Există un fel de delaminare a prismei în pachete de roci compactate diferit, care contribuie și mai mult la deformarea rocilor în pliuri, împărțite în straturi cu clivaj șist. Un fenomen similar a avut loc în formațiunea Kodiak de turbidite din Cretacicul târziu, Paleocen și Eocen expuse în sală. Alaska între șanțul Aleutian și arcul vulcanic activ din Peninsula Alaska. A.P. Lisitsyn observă că prisma acreționară din zona șanțului Aleutian este împărțită de falii în blocuri separate, iar mișcarea acestor blocuri corespunde (la o primă aproximare) neregularităților crustei subiacente pe care par să le „urmeze”; toate neregulile mari din relieful suprafeţei plăcii oceanice.
Prisma acreționară din zona arcului insulei Antilene (insula Barbados) a fost studiată cel mai amănunțit, ceea ce a făcut obiectul a două călătorii speciale ale R/V Glomar Challenger (nr. 78-A) și rezoluția Joides (nr. 11). Marja activă din Caraibe de Est este exprimată aici prin următoarele structuri: o. Barbados, interpretat ca o creastă antearc, > Bazinul Tobago (inter-arc) > St. Vincent (arc vulcanic activ) > Bazinul Grenada (arc din spate, marginal) > creasta. Aves (arc vulcanic mort). Aici, acumulările sedimentare groase ale PKV Orinoco și sedimentele parțial transportate din gura Amazonului sunt aproape de zona de subducție. Fântâni de apă adâncă 670-676 (zborul nr. 110) în apropierea frontului deformațiilor active au confirmat prezența aici a unei prisme de acreție puternice, constând din depresiuni de tracțiune ale sedimentelor de adâncime neogene, rupte dintr-un complex oceanic campanian-oligocen slab deformat. Zona de forfecare este compusă din noroi din Oligocenul superior-Miocenul inferior și este înclinată spre vest. Direct deasupra zonei de detașare, sunt expuse o serie de împingeri imbricate mai abrupte. Grosimea totală a secțiunii descoperite prin foraj este de la 310 la 691 m. La baza ei se află pietre de noroi silicioase din Eocenul Inferior-Mediu. Deasupra sunt sedimente argiloase, turbidite calcaroase, gresii glauconitice încrucișate din Eocenul mijlociu-superior, argilite în straturi subțiri și roci carbonatice ale Oligocenului, argilite radiolariene silicioase, noroiuri calcaroase și sedimente carbonatice biogene din Miocenul inferior. Fenomen caracteristic aici este migrarea laterală a fluidelor atât în ​​corpul prismei de acreție (cloruri), cât și pe latura oceanică a frontului de deformare (metan). De asemenea, subliniem că la mai multe niveluri s-a relevat o repetare în secțiunea de unități de rocă similare litologic și coevale.
Pe lângă ceea ce se știe deja despre structura tectonică a șanțurilor, remarcăm: în cadrul terasei subacvatice scufundate în partea de mijloc a versantului interior al tranșeelor ​​japoneze și a altor tranșee, au avut loc procese tectonice active, indicând, pe de o parte, deplasări orizontale semnificative ale blocurilor, iar pe de altă parte - despre mișcări verticale active care au dus la o schimbare relativ rapidă a condițiilor batimetrice de sedimentare. Un fenomen similar s-a stabilit și în șanțul Peru-Chile, unde viteza deplasărilor verticale ale blocurilor ajunge la 14-22 cm/an.
Studiile geofizice detaliate ale șanțului Japoniei au arătat că părțile sale interioare și exterioare sunt un sistem complex de blocuri în contact de-a lungul faliilor. Aceste blocuri experimentează mișcări de amplitudini diferite. Secvența de formare a falilor și comportamentul blocurilor crustale pe diferite etape subîmpingerea și, cel mai important (pentru scopul nostru), reflectarea tuturor acestor procese în acoperirea sedimentară a șanțului de adâncime. Poziția geofizicienilor japonezi Ts Shiki și 10. Misawa, care cred că, deoarece conceptul de subducție este practic „de natură vastă și globală”, într-un model de această scară, „sedimentele și corpurile sedimentare ar putea să nu fie luate în considerare”. pare extrem.
Dimpotrivă, numai prin particularitățile mecanismului de umplere a bazinelor cu sedimente pe versanții șanțurilor și a șanțurilor în sine se pot înțelege detaliile subtile ale subducției, care altfel nu ar fi observate de cercetători. În mod figurat, sedimentele fac posibilă realizarea unei turnări a jgheabului și, prin urmare, nu numai să înțeleagă detaliile structurii sale interne, ci și să restabilească mai substanțial procesele care au dus la formarea acestuia.
Mecanismul acumulării sedimentelor la baza taluzului continental pare a fi următorul. ÎN faza initiala subducție - când se formează un șanț de adâncime ca urmare a ciocnirii plăcilor continentale și oceanice - se produce o rupere a continuității scoarței la baza taluzului continental (Fig. 1.18, a); de-a lungul falii, crusta coboară în direcția axei șanțului și sedimentele de la treapta superioară (terasa) alunecă în jos (Fig. 1.18, b). La etapa inferioară se va înregistra apariția stratigrafic inversată a straturilor de straturi (I, 2, 1, 2). În timpul fazei de împingere relativ liniștită, când tensiunile care apar în zona de subducție nu depășesc limita de rezistență a litosferei continentale, sedimentele se acumulează pe panta interioară a șanțului: de la litoral-marin până la adâncime (Fig. 1.18, 6, unitățile 3 și 4), iar în bazinul de pe terasa inferioară - turbidite.

Apoi, cu un nou puls de subducție activă, axa șanțului se deplasează spre ocean și se formează o nouă falie la baza pantei interne, de-a lungul căreia sedimentele de pe terasa superioară alunecă în jos (Fig. 1.18, c) și o parte din acumulările litoral-marine de mică adâncime ajunge pe a doua terasă. O nouă porțiune de sedimente încă insuficient compactate alunecă în baza pantei interioare a șanțului, care, în procesul de deplasare în jos pe topografia neuniformă a pantei, sunt aglomerate, zdrobite în pliuri etc. O altă creștere a prismei la baza taluzului continental apare.
Majoritatea șanțurilor de pe versantul continental au trei trepte distincte morfologic - terase. În consecință, dacă schema noastră este corectă, atunci pe parcursul existenței zonei de subducție au avut loc rearanjamente structurale majore de cel puțin trei ori, însoțite de deplasarea șanțului spre ocean și formarea de falii pe versantul său interior. Faza finală a acestui proces este prezentată în Fig. 1.18, d: s-a format o prismă de sedimente la baza taluzului continental. În ea, secvența stratigrafică de straturi este întreruptă de trei ori (conform acestei scheme simplificate).
Acest proces are loc într-un fel sau altul, principalul lucru este că, în acele cazuri în care a fost posibilă forarea bazei versantului continental (tranșee japoneze și din America Centrală), s-a dovedit de fapt că secvența stratigrafică normală a rocilor a fost perturbată. Aici; Ele sunt mult mai compacte decât sedimentele sincrone ale versantului exterior și, cel mai important, aceste sedimente nu seamănă cu nimic cu sedimentele pelagice ale versantului oceanic al șanțului. Mișcările verticale semnificative devin și ele explicabile, în urma cărora sedimentele de apă puțin adâncă sunt îngropate la adâncimi de câteva mii de metri.
Înainte de a trece la fundamentarea modelului seriei indicatoare de formațiuni sedimentare ale șanțurilor de adâncime, este necesar să se acorde atenție unei circumstanțe importante care nu a fost luată în considerare anterior de geologi. Între timp, rezultă clar din acele premise tectonico-geofizice pentru subducție, care sunt caracteristicile fundamentale ale acestui proces și pe care le-am bazat modelul nostru de subducție consistent din punct de vedere sedimentologic. Aceasta se referă la faptul că tranșeele moderne de adâncime nu sunt bazine sedimentare (acumulative) în sensul strict al cuvântului, ci reprezintă doar un răspuns exprimat morfologic al scoarței terestre la procesul de subducție în relieful fundului oceanului. Știm deja că subducția scoarței oceanice sub continent este marcată de o zonă seismofocală, la punctul de inflexiune al căreia se află șanțul de adâncime; că subducția în sine este un proces impulsiv și fiecărui impuls de subducție succesiv îi corespunde o migrare spasmodică a axei șanțului către ocean; că sedimentele din șanț au timp să se acumuleze numai datorită faptului că rata de depunere a turbiditelor depășește semnificativ rata de subsidență a plăcii oceanice, dar cea mai mare parte a acestora merge împreună cu placa de subducție în orizonturile mai adânci ale litosferei. sau este ruptă de proeminența plăcii continentale și aruncată în baza taluzului continental al șanțului. Aceste circumstanțe explică faptul că, în ciuda existenței îndelungate (zeci de milioane de ani) a majorității zonelor de subducție, vârsta umpluturii sedimentare a fundului șanțurilor nu depășește Pleistocenul. Prin urmare, șanțurile moderne nu înregistrează toate etapele de subducție în înregistrarea sedimentară și, prin urmare, nu pot fi considerate bazine sedimentare din punct de vedere al sedimentologiei. Dacă încă sunt considerate ca atare, atunci jgheaburile sunt piscine foarte unice: piscine cu fundul „cu scurgeri”. Și numai atunci când procesul de subducție se oprește, zona focală seismică este blocată de un continent sau microcontinent, poziția șanțului de adâncime devine stabilă și începe să fie umplută de complexe sedimentare ca un bazin sedimentar cu drepturi depline. Această fază a existenței sale este cea care se păstrează în evidența geologică și seria de formațiuni sedimentare formate în această perioadă poate fi considerată ca indicativă a șanțurilor de adâncime ale zonelor de subducție.
Să trecem la descrierea lui. Să remarcăm imediat că vom vorbi despre justificarea tectono-sedimentologică a seriei clasice de formațiuni terigene fin ritmice: formarea ardeziei > flysch > melasă marine. Această serie (în urma lui M. Bertrand) a fost fundamentată empiric de N. B. Vassoevich pe materialul flișului cretacic-paleogen al Caucazului, făcând, de altfel, o concluzie remarcabilă: întrucât în ​​această serie cele mai tinere (într-o secțiune continuă) depozite sunt melasa inferioară (marină), atunci epoca modernă este predominant o eră a acumulării de melasă; noua etapa Formarea flișului nu a început încă, iar cel vechi s-a încheiat de mult. Această concluzie s-a dovedit a fi incorectă.
B.M. Keller a confirmat N.B. Vassoevichsm modificarea consecventă a formațiunilor sedimentare ale seriei flișului pe materialul secțiunilor Devonian și Carbonifer ale sinclinoriului Zilair pe Uralii de Sud. Potrivit lui B.M. Keller, în acest sinclinorium, o formațiune silicioasă, o formațiune de ardezie, reprezentând o alternanță de gresii greywacke și șisturi cu ciclicitate rudimentară de tip flysch (secțiuni în bazinul râului Sakmara), și, în final, în acest sinclinorium s-au format succesiv depozite de melasă marine. . Același model a fost dezvăluit de I.V. Hvorova. În Sikhote-Alin de Est, straturile de fliș din Cretacicul inferior (Hauterivian-Albecian) sunt încununate de fliș grosier și melasă marine. În sinclinoriul Anui-Chuya Gorny Altai Ardezia verde-violet și formațiunile flyschoid (greywacke-shale) cedează loc șisturilor negre (ardezie), urmate de formarea subflysch, apoi (mai sus în secțiune) melasă inferioară. Această secvență este încununată de depozite sedimentar-vulcanogene de melasă continentală. M.G. Leonov a stabilit că, în Caucaz, melasa marină a Eocenului târziu a fost înlocuită cu complexe mai vechi de fliș. La sfârșitul Eocenului, masivul Transcaucazian a migrat lent spre nord, în urma căruia s-au înregistrat diferențe de sedimente cu granulație din ce în ce mai grosieră în secțiune, iar turbiditele au devenit din ce în ce mai nisipoase. Același fenomen, doar ușor deplasat în timp, se observă în Alpii austrieci și elvețieni, precum și în Peninsula Apenini. În special, formațiunea Antola din Cretacicul Superior, dezvoltată în Apeninii de Nord, este interpretată ca o secvență de turbidite de facies de șanț de adâncime. Înregistrează o îngroșare distinctă a sedimentelor în sus pe secțiune.
În districtul de minereu Dalnsgorsk (Primorye) se observă o îngroșare distinctă a complexelor de turbidite în sus pe secțiune. Este însoțită în mod natural de o „degradare” treptată a complexelor faunistice. A.M. Perestoronin, care a studiat aceste depozite, observă că o caracteristică a secțiunii plăcilor alohtone este schimbarea treptată (de jos în sus) a depozitelor de crizanteme de adâncime cu radiolari, mai întâi siltstone, iar apoi gresii de mică adâncime cu flora Bresrias-Valanginiană. O tendință similară în schimbarea complexelor de turbidite a fost stabilită în formațiunea Zal. Insula Cumberland Sf. Gheorghe. Este compus din turbidite din Jurasic târziu - Cretacicul timpuriu cu o grosime totală de aproximativ 8 km. Specificul litofaciesului acestei formațiuni este că în sus secțiunea are loc o îngroșare a materialului clastic în cadrul ciclurilor individuale și o creștere a grosimii ciclurilor în sine. Seria flysch > melasă marina > melasă continentală care ne interesează se distinge și în bazinul carpatic vestic de vârstă oligocen-miocenă. În Uralii de Vest, complexul flișului Paleozoic superior este împărțit în trei formațiuni care se înlocuiesc succesiv în secțiune: fliș (C2) > melasă inferioară (C3-P1) > melasă superioară (P2-T). În plus, în partea inferioară a secțiunii sunt dezvoltate turbidite distale fin ritmice.
Astfel, modelul stabilit empiric al apariției secvențiale în secțiunea diferențelor din ce în ce mai grosiere din seria flysch necesită justificare litogeodinamică. Modelul propus de noi se bazează pe următoarele ipoteze.
1. Din toată varietatea conditii moderne Acumulările de turbidite sunt semnificative din punct de vedere geologic (depozitele acestor zone sunt păstrate stabil în evidența geologică) datorită condițiilor geodinamice ale părților marginale (și joncțiunii) plăcilor litosferice. Acesta este piciorul continental al marginilor pasive ale continentelor, precum și șanțurile de adâncime ale marginilor active. Aici se realizează mecanismul de sedimentare a avalanșelor. Din punct de vedere geodinamic, marginea activă corespunde stabilirii subducției scoarței oceanice.
2. Controlul sedimentologic al subducției, discutat în detaliu în lucrările anterioare ale autorului, asigură că principalul tip genetic de sedimente care umple fundul șanțurilor și bazinelor terase de pe versantul continental al acestora sunt turbiditele.
3. După toate probabilitățile, straturile care se schimbă succesiv, similare ca compoziție litologică și structura ciclurilor elementare de sedimentare, înregistrează procese de sedimentare nu diferite, deși dependente unele de altele, ci stadii de dezvoltare pe termen lung a unui singur proces de ciclogeneză, care este realizat în modul de injectare, dar datorită modificărilor adâncimii bazinului și intensității îndepărtării materialului clastic la diferite stadii de dezvoltare înregistrează cicluri în secțiuni care diferă prin grosimea și granularitatea sedimentelor.
4. Instalat de N.B. Seria empirică nu trebuie neapărat să fie exprimată cât mai complet posibil. De exemplu, straturile de ardezie triasic-jurasic din seria Tauride din Crimeea, flișul Cretacic superior al Caucazului central și de nord-vest etc.
Esența modelului litogeodinamic pe care îl propunem este ilustrată clar în Fig. 1.19, iar literatura vastă care caracterizează condițiile de proveniență, mișcare și descărcare a fluxurilor de densitate (turbiditate), precum și compoziția și structura corpurilor turbidite pe care le formează, dă dreptul de a nu stărui în detaliu asupra acestor probleme.

În zonele de subducție, absorbția unei plăci oceanice este întotdeauna însoțită de o creștere a tensiunilor de compresiune și duce la o încălzire crescută a părților posterioare ale acestor zone, datorită căreia are loc ascensiunea izostatică a marginii continentale cu o topografie muntoasă foarte disecată. Mai mult, dacă procesul de subducție a plăcii oceanice în sine are loc impulsiv și următorul impuls de subducție este însoțit de migrarea axei șanțului spre ocean, atunci, odată cu încetarea subducției, șanțul de adâncime este fixat în finalul său. poziție, iar scăderea tensiunilor de compresie și ascensiunea izostatică a părților posterioare ale zonelor de subducție are loc, de asemenea, într-o manieră de valuri - de la continent la ocean. Dacă acum comparăm aceste date cu faptul că structura (morfologia) terenului adiacent rămâne practic neschimbată, se modifică doar lungimea traseului de deplasare a fluxurilor de densitate și panta fundului canioanelor de intrare (lungimea este maximă). , iar panta inferioară, dimpotrivă, este minimă în faza I de ascensiune, iar în faza finală III, raportul acestor valori se schimbă la opus), atunci aspectul sedimentologic al problemei devine clar: cu dezvoltarea continuă a acestui proces în timp, depozitele de turbidite distale fin ritmice (formarea ardeziei) ar trebui să se transforme în turbidite nisipoase proximale (flysch și diversele sale modificări structurale și litologice), iar ts, la rândul lor, sunt înlocuite cu cicluri de proximal cu granulație mai grosieră. turbidite și fluxoturbidite, mai bine cunoscute în literatura noastră internă sub numele de cicluri de melasă marine.
Să remarcăm, apropo, că în Caucaz acest proces de dezvoltare sub formă de undă este înregistrat nu numai în schimbarea direcțională de-a lungul secțiunii diferitelor tipuri de fliș litologic, ci și în întinerirea consecventă a structurilor tectonico-sedimentare care găzduiesc. ei. Astfel, în zona Lok-Karabakh, pliurile pre-Cretacic târziu sunt clar transformate, în zona Adzhar-Trialeti - pliuri depuse în fazele Pirineene timpurii și mai tinere. În zona Blocului Georgian, faldurile sunt și mai tinere. Post-paleogene sunt transformările structurale ale sedimentelor din regiunea Abhaziei de Vest și Caucazul de Nord-Vest.
Dacă analizăm mai în detaliu materialul de pe complexele turbidite caucaziene, vom ajunge inevitabil la concluzia că întreaga serie laterală de unități tectonice de la marginea bazinului oceanic din Caucazul Mic până la placa Caucazului de Nord se potrivește bine cu ideea de ​o margine continentală complexă, care, începând de la Bajocian, a prezentat semne de regim de subducție activă. În același timp, axa vulcanismului activ s-a deplasat treptat în direcția nord.
Complexele de turbidită formate aici trebuie să răspundă și la migrarea axei zonei de subducție. Cu alte cuvinte, în paleozonele de subducție ar trebui să existe o serie laterală de formațiuni turbidite „lipite” de continent, a căror vârstă este direcțional mai veche spre formarea zonei de subducție. Deci, în bazinul râului În Arak (partea de sud-est a Caucazului Mic), complexele de turbidite devin mai vechi de la vest la est. În același timp, adâncimea acumulării de turbidite scade în aceeași direcție. Dacă de-a lungul malurilor râurilor Hrazdan și Azat sedimentele eocenului superior sunt reprezentate de turbidite de apă moderată, atunci spre est (râurile Apna, Nakhichevanchay, Vorotan etc.) sunt înlocuite cu sedimente de apă puțin adâncă.
Se poate concluziona că modificarea formațiunilor din seria formațiuni de ardezie > flysch > melasă nu înregistrează diferite regimuri de ciclogeneză, ci doar modificările condițiilor litogeodinamice descrise de noi la sursa materialului clastic, suprapuse procesului continuu de sedimentogeneza în șanțul de adâncime. Depozitele formațiunii de melasă completează astfel evoluția sedimentologică completă a șanțurilor.
Interesant este că în procesul de foraj la adâncime a fost posibil să se obțină date care confirmă de fapt mecanismul de umplere a șanțurilor cu sedimente clastice care îngroșează secțiunea. Bine 298 a fost forat în jgheabul Nankai, care face parte din acea parte a zonei de subducție, în care placa filipineză se mișcă încet sub placa asiatică. Puţul a pătruns 525 m de sedimente cuaternare, care sunt turbidite distale fin ritmice de compoziţie terigenă. Folosind aceste materiale, s-a stabilit pentru prima dată pentru faciesul șanțurilor moderne de adâncime că granulele sedimentelor cresc în sus de-a lungul secțiunii. În lumina tuturor informațiilor cunoscute în prezent, acest fapt poate fi considerat caracteristic sedimentelor oricăror tranșee de adâncime care înregistrează faza finală a subîmpingerii plăcii oceanice. În ceea ce privește diagnosticul zonelor de paleosubducție din trecutul geologic, acesta este chiar mai informativ decât texturile curenților și prezența unor turbidite neîndoielnice în secțiune.
Să subliniem că, dacă complexele de turbidite se pot forma în diferite medii structurale și morfologice ale oceanului, atunci șanțurile de după încetarea subducției sunt întotdeauna umplute cu depozite de turbidite care se îngroașează în sus de-a lungul secțiunii, înregistrând o schimbare succesivă a formațiunilor: ardezie (distal). turbidite) > flysch (turbidite distale și proximale) > melasă marine (turbidite proximale și fluxoturbidite). Mai mult, este de asemenea important ca secvența inversă să fie imposibilă genetic.

tranșee de adâncime. Acestea sunt depresiuni relativ înguste, cu pante abrupte, abrupte, care se întind pe sute și mii de kilometri. Adâncimea unor astfel de depresiuni este foarte mare. Șanțurile de adâncime au fundul aproape plat. Aici se află cele mai mari adâncimi ale oceanelor. De obicei, tranșeele sunt situate pe partea oceanică a arcurilor, repetându-și îndoirea sau se întind de-a lungul continentelor. Șanțurile de adâncime sunt o zonă de tranziție între continent și ocean.

Formarea jgheaburilor este asociată cu mișcarea. Placa oceanică se îndoaie și pare să „se scufunde” sub placa continentală. În acest caz, marginea plăcii oceanice, plonjând în manta, formează un șanț. Zonele de tranșee de adâncime sunt în zonele de manifestare și înalte. Acest lucru se explică prin faptul că șanțurile sunt adiacente marginilor plăcilor litosferice.

Potrivit majorității oamenilor de știință, șanțurile de adâncime sunt considerate jgheaburi marginale și acolo are loc acumularea intensivă de sedimente.

Cel mai adânc de pe Pământ - Mariana Trench. Adâncimea sa ajunge la 11.022 m A fost descoperită în anii 50 de o expediție pe nava de cercetare sovietică Vityaz. Cercetarea acestei expediții a fost foarte mare valoare a studia jgheaburi.

Transeele de adâncime ale Pământului

O creație uimitor de perfectă - omule! El nu poate doar să vadă, să audă, să simtă ceea ce este lângă el sau în jurul lui, ci și să-și imagineze mental ceea ce nu a văzut niciodată. Poate visa, își poate imagina. Să ne imaginăm oceanele și mările... fără apă, iar pentru aceasta ne vom uita la harta fizico-geografică a fundului oceanului. Vom vedea că în partea de jos, de-a lungul marginilor oceanelor, există depresiuni în formă de fante lungi și foarte adânci. Acestea sunt tranșee de adâncime. Lungimea lor ajunge la mii de kilometri, iar fundul este cu trei până la șase kilometri mai adânc decât fundul părților adiacente ale oceanului.

Transeele de adâncime nu se găsesc peste tot. Sunt comune în apropierea marginilor muntoase ale continentelor sau de-a lungul arcurilor insulelor. Mulți dintre voi cunoașteți probabil tranșeele Kuril-Kamchatka, filipineze, peruane, chiliane și alte tranșee din Oceanul Pacific, tranșeele Puerto Rican și South Sandwich din Atlantic. Transeele de adâncime se învecinează pe multe părți Oceanul Pacific. Dar sunt puțini dintre ei în Oceanul Indian. Sunt aproape complet absenți de-a lungul periferiei Oceanului Atlantic și sunt complet absenți din bazinul arctic. Ce s-a întâmplat?

Șanțurile sunt cele mai adânci depresiuni de pe planeta noastră. Ele sunt cel mai adesea situate în apropierea lanțurilor muntoase înalte de pământ. Deci lanțurile muntoase de pe uscat sau de-a lungul marginilor oceanelor și tranșeele de adâncime sunt de fapt adiacente unele cu altele. Amintim cititorului că cel mai înalt punct de pe Pământ ( Muntele Everest sau Chomolungma) are o înălțime de 8844 metri ( conform unor surse 8882 metri), iar fundul celui mai adânc șanț al Marianelor se află la o adâncime de 11.022 de metri. Diferența este de 19866 de metri! Vibrația suprafeței planetei noastre are o rază de acțiune de aproape douăzeci de kilometri.

Cu toate acestea, Chomolungma se află la câteva mii de kilometri distanță de șanțul Marianelor. Dar la Muntele Llullaillaco ( 6723 metri) în Cordillera și în șanțul chilian din apropiere ( 8069 metri) diferența este de 14792 metri. Acesta este poate cel mai dramatic contrast de înălțimi și adâncimi de pe Pământ.

La dezvoltarea geologică munții se ridică - jgheaburile se adâncesc, munții se prăbușesc - jgheaburile se umplu de sedimente. Astfel, lanțurile muntoase și tranșeele de adâncime reprezintă un singur sistem. Aceștia sunt „gemenii siamezi” ai geologiei.

Dar natura formării acestor gemeni geologici este un mister al misterelor. Oamenii de știință nu pot găsi un singur răspuns la aceasta până în prezent. Se presupunea că în locurile jgheaburilor scoarta terestra sub influența unor forțe necunoscute se îndoaie. Oamenii de știință au început apoi să creadă că jgheaburile s-au format la locul unor fisuri adânci. Ulterior, oamenii de știință au aflat că se formează șanțuri acolo unde două plăci litosferice se mișcă una împotriva celeilalte. După ce s-a ciocnit, unul dintre ei „câștigă” - se târăște pe celălalt. Dar își continuă mișcarea chiar și după ciocnire și cu o viteză destul de rapidă, din punct de vedere geologic, de aproximativ 5 - 10 centimetri pe an. O astfel de mișcare rapidă nu permite marginilor plăcilor să se încrească în pliuri. Prin urmare, una dintre plăci trebuie să cedeze loc celeilalte. „Câștigătorul” în lupta dintre acești doi giganți geologici se dovedește a fi placa continentală: se „târăște” pe crusta oceanică mai subțire, strivindu-l sub ea însăși. Placa oceanică „învinsă” intră în mantaua înmuiată și foarte încălzită - în astenosferă. Acolo se încălzește foarte mult și se transformă din nou într-o substanță semitopită - magma. Conform calculelor omului de știință sovietic O. G. Sorokhotin, aproximativ 50 de miliarde de tone de materie din crusta oceanică se scufundă în tranșeele de sub plăcile continentale pe an. În consecință, subsolul „devorează” și se topește aproape la fel de multă crustă oceanică pe an cât crește în văile rift ale crestelor oceanice.

Zona în care o placă este împinsă sub alta se numește zonă de subîmpingere. Placa oceanică se îndoaie puternic în jos acolo. În locul unei astfel de cotituri, se formează depresiuni adânci și înguste - tranșee de adâncime.

Mulți dintre voi, dragi cititori, studiați harti geografice, a observat că arcurile insulare și tranșeele de adâncime de pe hărți au o formă de potcoavă. De ce, întrebi? Imaginați-vă că tăiați un măr cu un cuțit. Am făcut o mică incizie și... oprește-te! Scoateți cuțitul. Uită-te la tăietura de mai sus. Are forma unui semicerc. Pământul este rotund. Plăcile au și formă de emisfere. Când o farfurie se ridică pe alta, locul în care se ciocnesc și se mișcă are loc de-a lungul unui plan direcționat, ca planul unui cuțit atunci când tăiați un măr, nu perpendicular pe suprafața sferei ( Pământ), dar la un anumit unghi. Acest lucru determină formarea de șanțuri în formă de arc. Această formă este foarte clar vizibilă dacă te uiți la regiunea Kuril-Kamchatka și la Insulele Aleutine.

Scoarta continentală care avansează pe placa oceanică crapă în zonele de subîmpingere. Substanța semitopită - magma - se ridică în crăpături din adâncurile Pământului sub influența unor forțe enorme de compresie. Numeroși vulcani și munți vulcanici se formează de-a lungul marginilor plăcii continentale crăpate, adesea aranjate într-un lanț lung. Așa se formează munți individuali sau arcuri insulare și lanțuri muntoase cu numeroși vulcani activi și dispăruți. Acestea sunt Aleutine, Kuril, Antilele Mici și alte insule, lanțuri muntoase - Cordillera și altele. Asemenea lanțuri muntoase și arcuri insulare cu vulcani care înconjoară oceanele sunt numite „inele de foc”.