Úžasne dokonalý výtvor - človeče! Dokáže nielen vidieť, počuť, cítiť, čo je vedľa neho alebo okolo neho, ale aj mentálne si predstaviť, čo nikdy nevidel. Vie snívať, dokáže si predstaviť. Predstavme si oceány a moria ... bez vody, a preto sa pozrieme na fyzickú a geografickú mapu oceánskeho dna. Uvidíme, že na dne pozdĺž okrajov oceánov sú dlhé a veľmi hlboké štrbinovité depresie. Sú to hlbokomorské priekopy. Ich dĺžka dosahuje tisíce kilometrov a dno je o tri až šesť kilometrov hlbšie ako dno priľahlých častí oceánu.

Hlbokomorské priekopy sa nenachádzajú všade. Sú rozmiestnené v blízkosti horských okrajov kontinentov alebo pozdĺž ostrovných oblúkov. Mnohí z vás určite poznajú kurilsko-kamčatské, filipínske, peruánske, čilské a iné priekopy v Tichom oceáne, portorické priekopy a priekopy South Sandwich v Atlantiku. Hlbokomorské priekopy ohraničujú Tichý oceán na mnohých stranách. Ale v Indickom oceáne je ich málo. Takmer úplne chýbajú pozdĺž periférie Atlantického oceánu a úplne chýbajú v arktickej panve. o čo tu ide?

Priekopa - najhlbšie depresie na našej planéte. Nachádzajú sa najčastejšie v blízkosti vysokých pohorí krajiny. Takže pohoria na súši alebo pozdĺž okrajov oceánov a hlbokomorské priekopy v skutočnosti navzájom susedia. Pripomíname čitateľovi, že najvyšší bod na Zemi ( Mount Everest alebo Chomolungma) má výšku 8844 metrov ( podľa niektorých zdrojov 8882 metrov) a dno najhlbšej Mariánskej priekopy je v hĺbke 11022 metrov. Rozdiel je 19866 metrov! Takéto takmer dvadsaťkilometrové rozpätie má osciláciu povrchu našej planéty.

Chomolungma je však od Mariánskej priekopy vzdialená niekoľko tisíc kilometrov. Ale na Mount Lullaillaco ( 6723 metrov) v Kordillerách a priľahlej Čilskej priekope ( 8069 metrov) rozdiel je 14792 metrov. Toto je snáď najviac ostrý kontrast výšky a hĺbky na zemi

Geologickým vývojom sa pohoria dvíhajú - žľaby sa prehlbujú, pohoria sa rúcajú - žľaby sa plnia sedimentom. Pohoria a hlbokomorské priekopy teda predstavujú jeden systém. Toto je " siamské dvojčatá» v geológii.

Povaha formovania týchto geologických dvojčiat je však záhadou záhad. Vedci na ňu dodnes nevedia nájsť jedinú odpoveď. Predpokladalo sa, že v miestach zákopov sa zemská kôra pod vplyvom nejakých neznámych síl prehýba. Potom sa vedci začali domnievať, že žľaby vznikli na mieste hlbokých trhlín. Následne sa vedci dozvedeli, že priekopy vznikajú tam, kde sa dve litosférické dosky pohybujú proti sebe. Tvárou v tvár, jeden z nich "vyhrá" - plazí sa na druhého. Ale pokračujú vo svojom pohybe aj po zrážke a z geologického hľadiska pomerne rýchlou rýchlosťou - asi 5 - 10 centimetrov za rok. Takýto rýchly pohyb nedovoľuje, aby sa okraje tanierov pokrčili do záhybov. Preto musí jedna z platní ustúpiť druhej. „Víťazom“ v boji medzi týmito dvoma geologickými gigantmi je kontinentálna doska: „plazí sa“ po tenšej oceánskej kôre a rozdrví ju pod seba. „Porazená“ oceánska platňa ide do zmäknutého a silne zohriateho plášťa – do astenosféry. Tam sa silne zahrieva a opäť prechádza do poloroztopenej látky – magmy. Podľa výpočtov sovietskeho vedca O. G. Sorokhotina sa v zákopoch pod kontinentálnymi platňami ročne ponorí asi 50 miliárd ton látky oceánskej kôry. V dôsledku toho sa podložie ročne „zožerie“ a roztopí takmer rovnaké množstvo. oceánska kôra ako veľmi rastie rift valleys stredooceánske hrebene.

Oblasť, kde je jedna platňa zasunutá pod druhú, sa nazýva subdukčná zóna. Oceánska platňa je tam silne ohnutá. V mieste takéhoto ohybu sa vytvárajú hlboké a úzke priehlbiny - hlbokomorské priekopy.

Mnohí z vás, milí čitatelia, ste si pri štúdiu zemepisných máp všimli, že ostrovné oblúky a hlbokomorské priekopy na mapách majú tvar podkovy. Budete sa pýtať prečo? Predstavte si, že krájate jablko nožom. Urobili malý rez a ... stop! Vytiahnite nôž. Pozrite sa na zárez v hornej časti. Má tvar polkruhu. Zem je guľatá. Doštičky majú tiež tvar pologúľ. Keď jedna doska stúpa na druhú, miesto ich kolízie a poklesu nastáva pozdĺž roviny smerujúcej, ako je rovina noža pri rezaní jablka, nie kolmá na povrch gule ( Zem), ale pod určitým uhlom. To spôsobuje tvorbu drážok vo forme oblúka. Táto forma je veľmi jasne viditeľná, ak sa pozriete na región Kuril-Kamčatka a Aleutské ostrovy.

Prichádza cez oceánsku platňu kontinentálnej kôry trhliny v miestach poklesu. Poloroztopená látka - magma - stúpa do trhlín z útrob Zeme pod vplyvom obrovskej kompresnej sily. Na okrajoch popraskanej kontinentálnej dosky sa tvoria početné sopky a vulkanické pohoria, ktoré sa často zoraďujú do dlhého reťazca. Tak vznikajú jednotlivé pohoria či ostrovné oblúky a pohoria s početnými aktívnymi a vyhasnutými sopkami. Takými sú Aleutské, Kurilské, Malé Antily a ďalšie ostrovy, pohoria – Kordillery a iné. Takéto pohoria a ostrovné oblúky so sopkami obklopujúcimi oceány sa nazývajú „ohnivý kruh“.

Ako je známe, priekopy označujú zóny konvergentných okrajov litosférických dosiek na dne oceánu, t.j. sú morfologickým vyjadrením subdukčnej zóny oceánskej kôry. Prevažná väčšina hlbokomorských priekop sa nachádza na okraji obrovského tichomorského prstenca. Stačí sa pozrieť na obr. 1.16, aby ste to videli. Podľa A.P. Lisitsyn, plocha zákopov je iba 1,1% plochy oceánu. Napriek tomu spolu tvoria samostatný obrovský pás lavínovej sedimentácie. Priemerná hĺbka priekop presahuje 6000 m, čo je oveľa viac ako priemerná hĺbka Tichého (4280 m), Atlantického (3940 m) a Indického (3960 m) oceánu. Celkovo bolo teraz vo Svetovom oceáne identifikovaných 34 hlbokomorských priekop, z ktorých 24 zodpovedá hraniciam konvergentných platní a 10 transformovaným priekopám (Romansh, Vima, Argo, Celeste, atď.). V Atlantickom oceáne sú známe priekopy Puerto Rico (hĺbka 8742 m) a South Sandwich (8246 m), v Indickom oceáne iba Sunda (7209 m). Pozrieme sa do Pacifickej priekopy.
Na západnom okraji Tichý oceánžľaby sú úzko spojené s vulkanickými oblúkmi a tvoria jeden geodynamický oblúkovo-žľabový systém, zatiaľ čo žľaby východného okraja priamo susedia s kontinentálnym svahom Južnej a Severnej Ameriky. Vulkanizmus je tu zaznamenaný pozdĺž tichomorského okraja týchto kontinentov. E. Zeybold a V. Berger poznamenávajú, že z 800 aktívnych sopiek, ktoré sú dnes aktívne, 600 padá na pacifický prstenec. Navyše hĺbka zákopov na východe Tichého oceánu je menšia ako na západe. Priekopy Tichého oceánu, začínajúce od pobrežia Aljašky, tvoria takmer súvislý reťazec silne pretiahnutých depresií, tiahnucich sa najmä južným a juhovýchodným smerom k ostrovom Nového Zélandu (obr. 1.16).

V tabuľke. 1.5 sme sa pokúsili spojiť všetky hlavné charakteristiky morfografie zákopov Tichého oceánu (hĺbka, rozsah a plocha, ako aj počty hlbokomorských vrtných staníc). Tabuľkové údaje. 1.5 presvedčiť o jedinečných vlastnostiach hlbokomorských priekop. Pomer priemernej hĺbky priekopy k jej dĺžke dosahuje 1:70 (Stredoamerická priekopa), dĺžka mnohých priekop presahuje 2 000 km a priekopa Peru-Chile sa tiahne pozdĺž západného pobrežia. Južná Amerika takmer 6000 km. Zarážajúci je aj údaj o hĺbke žľabov. Tri priekopy majú hĺbku od 5000 do 7000, trinásť - od 7000 do 10 000 ma štyri - nad 10 000 m (Kermadek, Mariana, Tonga a Filipíny) a hĺbkový rekord patrí priekope Mariana - 11 022 m (tabuľka 1.5).
Tu je však potrebné poznamenať, že hĺbka hĺbky - spor. Takéto významné hĺbky stanovujú oceánológovia, pre nich je hĺbka žľabu spodná značka, počítaná od vodná plocha oceán. Geológov zaujíma iná hĺbka – bez zohľadnenia hrúbky morská voda. Potom by sa hĺbka žľabu mala brať ako rozdiel medzi nadmorskými výškami základne oceánskeho žľabu a dnom samotného žľabu. V tomto prípade hĺbka zákopov nepresiahne 2000-3500 m a bude porovnateľná s výškami stredooceánskych chrbtov. Táto skutočnosť s najväčšou pravdepodobnosťou nie je náhodná a naznačuje energetickú bilanciu (v priemere) procesov šírenia a subdukcie.

Žľaby tiež zdieľajú niektoré spoločné geofyzikálne charakteristiky; znížený tepelný tok, prudké narušenie izostázy, mierne anomálie magnetického poľa, zvýšená seizmická aktivita a nakoniec najdôležitejší geofyzikálny znak - prítomnosť seizmickej ohniskovej zóny Wadati - Zavaritsky - Benioff (zóna WZB), ktorá sa ponorí do oblasť priekopy pod kontinentom. Dá sa vystopovať až do hĺbky 700 km. S tým sú spojené všetky zemetrasenia zaznamenané na ostrovných oblúkoch a aktívnych kontinentálnych okrajoch susediacich s priekopami.
A predsa nie sú jedinečné ani tak morfometrické charakteristiky hlbokomorských priekop, ale ich umiestnenie v Tichom oceáne: zdá sa, že sledujú miesta konvergencie (konvergencie) litosférických dosiek na aktívnych okrajoch kontinentov. Tu dochádza k deštrukcii oceánskej kôry a rastu kontinentálnej kôry. Tento proces sa nazýva subdukcia.Jeho mechanizmus bol doteraz skúmaný v najvšeobecnejších pojmoch, čo dáva odporcom doskovej tektoniky určité právo klasifikovať subdukciu ako nepreukázateľné, čisto hypotetické predpoklady uvádzané údajne v prospech postulátu konštantnosti zemského povrchu.
Doteraz vyvinuté modely subdukcie skutočne nemôžu uspokojiť špecialistov, pretože počet otázok, ktoré sa objavia, výrazne prevyšuje možnosti existujúcich modelov. A hlavná z týchto otázok sa týka správania sedimentov v hlbokomorských priekopách, ktoré morfologicky sledujú miesta konvergencie dosiek. Faktom je, že odporcovia subdukcie využívajú povahu sedimentárnej výplne priekop ako jeden z podstatných argumentov proti subdukcii oceánskej platne pod kontinent. Domnievajú sa, že pokojný horizontálny výskyt sedimentov v axiálnych častiach všetkých priekop nie je v súlade s vysokoenergetickým procesom podsunutia niekoľkokilometrovej oceánskej platne. Je pravda, že vrtné práce vykonané v aleutských, japonských, mariánskych, stredoamerických, perusko-čilských zákopoch (pozri tabuľku 1.5) odstránili množstvo otázok, ale objavili sa nové skutočnosti, ktoré nezapadajú do existujúcich modelov a vyžadujú si vysvetlenie založené na dôkazoch. .
Preto sme sa pokúsili skonštruovať sedimentologicky konzistentný model subdukcie, ktorý poskytol odpovede na otázky súvisiace so sedimentárnou výplňou priekop. Sedimentologická argumentácia subdukcie samozrejme nemôže byť hlavnou, no nezaobíde sa bez nej žiaden z tektono-geofyzikálnych modelov tohto procesu. Mimochodom, poznamenajme, že hlavným účelom všetkých doteraz vyvinutých modelov subdukcie, a to tak pri zohľadnení sedimentárnej výplne priekop, ako aj pri jej zanedbávaní, je vysvetliť tento proces tak, aby model zachytával hlavné známe charakteristiky pohyb platní a reologické vlastnosti hmoty litosféry a zároveň jej výsledné (výstupné) ukazovatele neboli v rozpore s morfografiou priekop a hlavnými tektonickými prvkami ich štruktúry.
Je zrejmé, že v závislosti od toho, aký cieľ si výskumník stanoví, zafixuje v modeli určité charakteristiky a použije príslušný matematický aparát. Preto každý z modelov (teraz ich je viac ako 10) odráža len jeden alebo dva kľúčové aspekty proces pozdvihnutia a zanecháva nespokojných tých výskumníkov, ktorí kvalitatívnu stránku tohto fenoménu interpretujú inak. Vychádzajúc z toho sa nám zdá, že je najdôležitejšie presne pochopiť kvalitatívne charakteristiky subdukcie, aby sa všetky pozorované dôsledky tohto procesu stali fyzikálne vysvetliteľnými. Potom sa konštrukcia formalizovaného modelu na kvantitatívnom základe stane technickou záležitosťou, t.j. nemala by spôsobovať zásadné ťažkosti.
Všetky v súčasnosti známe modely subdukcie možno klasifikovať tak, ako je znázornené na obr. 1.17. Najväčším prínosom pre vývoj týchto modelov bol L.I. Lobkovský, O. . Sorokhtin, S.A. Ushakov, A.I. Shsmenda a ďalší ruskí vedci a zo zahraničných odborníkov - J. Bodine (J.N. Bodine), D. Cowan (D.S. Cowan), J. Dubois (J. Dubois), G. Hall (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. Tharp, A. Watts, F. By (F. T. Wu) a ďalší. Samozrejme, my sa zaujímajú predovšetkým o modely TS, v ktorých sa tak či onak zohľadňuje sedimentácia priekop. Patrí medzi ne takzvaný „akréčný model“ a model, v ktorom zrážky zohrávajú úlohu akéhosi „mazania“ medzi dvoma vzájomne pôsobiacimi platňami.

Tieto modely, ktoré vysvetľujú reakciu sedimentov na vysokoenergetický proces podsunutia oceánskej platne, hoci poskytujú úplne vierohodnú interpretáciu tohto procesu, stále ignorujú množstvo dôležitých otázok, ktoré musia byť zodpovedané, aby bolo možné navrhnúť tektono -geofyzikálne modely treba považovať za sedimentologicky konzistentné. Najdôležitejšie z nich sú nasledujúce.
1. Ako možno vysvetliť skutočnosť, že sedimenty v samotnom žľabe majú vždy horizontálny nenarušený výskyt, napriek tomu, že platňa aktívne klesá z oceánskej strany a z kontinentálneho svahu žľabu sa vytvára silne deformovaný akrečný hranol? ?
2. Aký je mechanizmus vzniku akrečného hranola? Je to dôsledok chaotického ukladania sedimentov odtrhnutých od subdukčnej platne, alebo je jej rast ovplyvnený procesmi prebiehajúcimi na samotnom kontinentálnom svahu?
Aby bolo možné odpovedať na tieto otázky, t. j. skonštruovať sedimentologicky konzistentný model subdukcie, je potrebné užšie prepojiť navrhované tektonické mechanizmy tohto procesu s údajmi z hĺbkových vrtov pozdĺž profilov cez množstvo priekop, ktoré sú z nich najviac študované. pozície. Toto je potrebné urobiť aj preto, aby sa kontrola navrhovaného modelu pomocou údajov „živej“ litológie stala integrálnou súčasťou modelu.
Začnime prezentáciou sedimentologicky konzistentného modelu subdukcie s popisom tektonických predpokladov, ktoré ho tvoria. Treba si uvedomiť, že každý model obsahuje špecifické predpoklady, opiera sa o ne a s ich pomocou sa ich snaží prepojiť do jedného celku. známe fakty. Náš model využíva tektonické predpoklady odvodené zo schém subdukcie, ktoré už boli testované fyzikálne podloženými výpočtami.
Prvý predpoklad sa týka impulzívnej (diskrétnej) povahy procesu podstrčenia. To znamená, že ďalšej fáze podtlaku predchádza akumulácia napätí v oceánskej kôre, ktorá v dôsledku tektonického zvrstvenia litosféry a nehomogenít zemská kôra sa prenášajú z centier šírenia s rôznou intenzitou a v každom prípade sú v oceáne veľmi nerovnomerne rozložené. Snáď je toho dosť hlboký význam, keďže ním možno vysvetliť zmenu petrologických vlastností už ponorenej časti oceánskej platne, čo čiastočne predurčuje možnosť ďalšieho subdukčného impulzu.
Druhý predpoklad predpokladá viacsmernú distribúciu napätí priamo v zóne Wadati-Zavaritsky-Benioff (WZB). Vyzerá to takto. Pri pôsobení tlakových síl v hlbších horizontoch je zóna v inflexnom bode, ktorá označuje hlbinnú priekopu, vystavená ťahovým napätiam, čo vedie k tvorbe zlomov na vnútornej aj vonkajšej strane priekopy, ktoré oddeľujú priekopu. ponorenie častí platne do samostatných segmentov zo strany oceánu (kroky); pri nasledujúcom ťahovom impulze je do tohto procesu zapojený segment najbližšie k osi žľabu. Túto myšlienku konštruktívne otestoval L.I. Lobkovského vo svojej kinematickej schéme subdukcie.
Tretí predpoklad sa týka diskrétnej migrácie stredovej čiary smerom k oceánu. Je to dôsledok prvých dvoch predpokladov. Špeciálne štúdie tiež zistili, že rýchlosť migrácie osi priekopy závisí od veku absorbovanej kôry a sklonu zóny WZB.
Štvrtý predpoklad predpokladá energetickú rovnováhu v čase medzi procesmi narastania oceánskej kôry v stredooceánskych chrbtoch a jej spracovaním na aktívnych okrajoch. Čo tento predpoklad nie bezdôvodne, nepriamo kontrolované rovnosťou (v priemere) výšok stredooceánskeho chrbta a hĺbkami priekop zodpovedajúcich špecifickým vektorom šírenia, ktoré sme už zaznamenali. Ako poznamenal T. Hatherton, možná rovnováha medzi procesmi šírenia a subdukcie poskytla spoľahlivý fyzikálny základ pre doskovú tektoniku. Porušenie tejto rovnováhy v určitých momentoch vedie k zvýšeniu oblúkových stúpaní, reštrukturalizácii globálneho systému oceánskej cirkulácie vody a v dôsledku toho ku globálnym zlomom v sedimentácii.
Ak hľadáme príčinu rozdielov v hĺbkach zákopov, potom musíme vziať do úvahy úzku koreláciu medzi rýchlosťou subdukcie a vekom absorbovanej kôry (pri pevnej hodnote uhla sklonu zóny TWB ). Túto problematiku podrobne študovali S. Grillet a J. Dubois na materiáli desiatich konvergentných systémov (Tonga-Kermadek, Kuril, Filipíny, Izu-Bonin, Nové Hebridy, Peru-Čile, Aleutský, Stredoamerický, Indonézsky a Japonský) . Najmä títo autori zistili, že čím vyššia je rýchlosť subdukcie, tým menšia (v priemere) je hĺbka žľabu. Hĺbka výkopu sa však zvyšuje s vekom subdukčnej dosky. M.I. Streltsov úspešne doplnil túto štúdiu zistením, že hĺbka žľabu závisí aj od zakrivenia vulkanického oblúka: najhlbšie žľaby sú spojené s oblúkmi maximálneho zakrivenia.
Uvažujme teraz podrobnejšie o mechanizme sedimentogenézy v žľaboch, t.j. zostrojme všeobecný sedimentologický model žľabu. Analýza úsekov hĺbkových vrtov na jednej strane a povaha tektonickej štruktúry priekop na druhej strane nám umožňujú vyvodiť nasledujúce pomerne spoľahlivé závery.
1. Sedimentárny pokryv je výrazne odlišný na vnútorných (kontinentálnych) a vonkajších (oceánskych) svahoch priekopy a hoci tektonická stavba týchto prvkov štruktúry priekopy je tiež heterogénna, zloženie sedimentov je predovšetkým funkciou skutočných sedimentologických procesov na rôznych svahoch priekopy: pelagická sedimentogenéza na vonkajšom svahu a suspenzný tok, superponovaný na pelagický - na vnútornom.
2. Na dne vnútorného svahu priekopy je často zaznamenaná akumulácia sedimentov, tu sú vždy intenzívnejšie zhutnené a štruktúrne predstavujú veľké šošovkovité teleso nazývané akrečný hranol. Na vonkajšom svahu sú sedimenty sklonené v miernom uhle k osi koryta, pričom na dne ležia vodorovne.
3. Podľa geofyziky sa sedimenty na dne zákopov vyskytujú vo forme dvoch „vrstiev“: akusticky priehľadná spodná vrstva, interpretovaná ako zhutnené pelagické usadeniny oceánskej platne, a vrchná, reprezentovaná turbiditmi, ktoré boli vynesené do priekopy zo strany kontinentálneho svahu v období medzi dvoma susednými tlačnými impulzmi.
4. Hrúbka turbiditných nánosov na dne zákopov závisí od mnohých faktorov: od členitosti reliéfu kontinentálneho svahu a klímy, akoby predurčovala mieru denudácie priľahlej krajiny, od intenzity a frekvencie zemetrasení. v oblasti výkopu a na mnohých ďalších faktoroch. Trvanie interakcie platní, t. j. doba existencie špecifickej subdukčnej zóny, by tiež mala zohrávať významnú úlohu pri zvyšovaní hrúbky turbiditnej sekvencie na dne priekopy, ale iba v prípade, že priekopa ako tektonická štruktúra mal nezávislý význam v procese subdukcie; ale keďže ide len o reakciu na tento proces vyjadrenú v topografii dna oceánu a okrem toho, jeho poloha nie je v čase konštantná, nezohráva tento faktor rozhodujúcu úlohu v procese akumulácie turbiditov na dne oceánu. priekopa. Vieme, že súčasná poloha zákopov predstavuje len poslednú fázu dlhodobého procesu podkopu.
5. S hlbokomorskými priekopami sú úzko spojené štyri hlavné faciálne komplexy sedimentov: vejáre kontinentálneho svahu, turbidity dna a panvy na vnútornom svahu, pelagické usadeniny zaznamenané v rámci všetkých morfologických prvkov priekopy a napokon sedimenty. akrečného hranola.
V súčasnosti sú dostatočne podrobne vypracované sedimentologické modely aleutských, peruánsko-čilských a najmä stredoamerických priekop. Tieto modely však, žiaľ, nesúvisia so všeobecným mechanizmom subdukcie v týchto zákopoch.
M. Underwood a D. Karig, ako aj F. Shepard a E. Reimnitz, ktorí podrobne študovali morfológiu vnútorného svahu Stredoamerickej priekopy v oblasti kontinentálneho okraja Mexika, poznamenávajú, že iba v tejto oblasti štyri veľké kaňony priliehajú k vnútornému svahu priekopy, z ktorých najviac bol dôkladne preskúmaný Rio Balsas (podmorské pokračovanie rieky Balsas), vysledovaný až k samotnému žľabu. Zistila sa jasná korelácia medzi hrúbkami turbiditov na dne priekopy a pri ústiach veľkých kaňonov. Najhrubší pokryv nánosov (až 1000 m) v priekope sa obmedzuje na ústie kaňonov, v ostatných častiach sa ich hrúbka zmenšuje na niekoľko metrov. V ústí kaňonov je vždy pripevnený sedimentový ventilátor; je členitý mnohými kanálmi - akýmsi distribučným systémom aluviálneho kužeľa. Klastický materiál vstupujúci cez kaňony je unášaný pozdĺžnym prúdom pozdĺž osovej línie priekopy v smere poklesu dna. Vplyv každého kaňonu na rozloženie zrážok v centrálnej časti priekopy je cítiť aj vo vzdialenosti 200-300 km od ústia. Údaje z hlbokomorských vrtov v Stredoamerickej priekope potvrdili, že odozva sedimentov na proces podsunu nie je v rôznych jej častiach rovnaká. V oblasti guatemalského vrtného profilu teda subdukcia nie je sprevádzaná nahromadením sedimentov, zatiaľ čo vrty v oblasti mexického profilu naopak odhalili prítomnosť akrečného sedimentárneho hranola na báze kontinentálna stena priekopy.
Pozrime sa teraz podrobne na hlavný sedimentologický paradox subdukcie. Ako je dnes geofyzikálnymi prácami a hlbokomorskými vrtmi pevne stanovené, sedimenty na dne všetkých priekop predstavujú turbidity rôzneho litologického zloženia, ktoré majú horizontálny výskyt. Paradoxom je, že tieto sedimenty musia byť buď odtrhnuté od oceánskej platne a nahromadené na úpätí kontinentálneho svahu vo forme akrečného hranolu (akrečné modely subdukcie), alebo musia byť absorbované spolu s fragmentom oceánskej platne v nasledujúcom fázy podťahu, ako vyplýva z „modelu mazania » O.G. Sorokhtin a L.I. Lobkovský.
Logika odporcov subdukcie je teda jednoduchá a spravodlivá: keďže subdukcia je vysokoenergetický proces zahŕňajúci pevné dosky s hrúbkou desiatok kilometrov, potom tenká vrstva uvoľnených sedimentov nemôže na tento proces nereagovať. Ak sedimenty na dne zákopov ležia vodorovne, potom sa subdukcia neuskutoční. Treba priznať, že skoršie pokusy vysvetliť tento sedimentologický paradox neboli presvedčivé. Horizontálny výskyt sedimentov sa vysvetľoval ich mladosťou, periodickým otriasaním už nahromadených turbiditov, po ktorých sa ukladali akoby nanovo atď. Existovali samozrejme aj reálnejšie interpretácie, ktoré uvažovali o závislosti objemu sedimentov. v zákopoch na pomere rýchlosti sedimentácie a subdukcie.
O.G. Sorokhtin urobil jednoduchý, ale, žiaľ, nepresvedčivý výpočet tohto procesu a pokúsil sa uviesť skutočný základ pod svoj model mazania, analyzovaný vyššie. Poznamenal, že vo väčšine priekop je hrúbka sedimentárneho krytu zanedbateľná, napriek veľmi vysokej miere akumulácie sedimentov (niekoľko centimetrov za 100 rokov). Pri takejto rýchlosti by podľa O. G. Sorokhtina, ak by nefungoval „mazací“ mechanizmus, boli žľaby o niekoľko desiatok miliónov rokov úplne pokryté sedimentmi. V skutočnosti sa to nedeje, hoci nejaké zákopy existujú a naďalej sa vyvíjajú stovky miliónov rokov (japonské, peruánsko-čílske).
Tento výpočet je nepresvedčivý z dvoch dôvodov. Po prvé, bez ohľadu na mechanizmus absorpcie sedimentu, žľaby sú najdôležitejšou zložkou dynamického systému subdukčnej zóny a už z tohto dôvodu nebolo možné vypočítať rýchlosť ich plnenia sedimentmi, ako keby to bola pevná usadzovacia nádrž. . Po druhé, zákopy vo svojom modernom morfologickom vyjadrení fixujú len reakciu na poslednú fázu procesu podtŕhnutia (pozri tretí predpoklad nášho modelu), a preto nie je možné stotožniť dobu ich existencie s trvaním vývoja celého subdukčná zóna, teda najmä stovky miliónov rokov, keďže vek žľabu nie je potrebný. Z rovnakých dôvodov nemožno považovať za presvedčivý podobný prístup k tomuto problému prezentovaný v článku J. Helwiga a G. Halla.
Tento paradox teda nie je možné vyriešiť, ak sa spoliehame na už vyvinuté subdukčné schémy, v ktorých mechanizmus a rýchlostné charakteristiky podsunutia dosky nie sú spojené s mechanizmom a rýchlostnými charakteristikami akumulácie sedimentov.
Informácie o rýchlostiach sedimentácie v priekopách Tichého oceánu, ktoré sa odhadli na základe výsledkov hlbokomorských vrtov, sú uvedené vo viaczväzkovej publikácii, ktorej materiály nám umožňujú dospieť k záveru, že priekopy vo všeobecnosti sa skutočne vyznačujú relatívne vysokou mierou akumulácie sedimentov: od niekoľkých desiatok do stoviek a dokonca tisícok metrov za milión rokov. Tieto rýchlosti sa samozrejme menia v čase aj na jednom mieste vŕtania, ale vo všeobecnosti je poradie čísel zachované.
Všimnime si však jednu okolnosť, ktorá zrejme unikla pozornosti geológov. Faktom je, že geológovia sú zvyknutí odhadovať rýchlosť akumulácie zrážok v jednotkách Bubnova: milimetre za 10w3 (mm/10w3) alebo metre za 10w6 (m/10w6) rokov. Tento prístup je spôsobený objektívne dôvody, pretože geológovia majú spoľahlivé informácie len o hrúbke úseku a oveľa menej spoľahlivé údaje o trvaní zodpovedajúceho stratigrafického intervalu. Tie, samozrejme, predstavujú, že takto získané hodnoty rýchlosti majú veľmi vzdialený vzťah práve k rýchlosti akumulácie sedimentov, keďže nezohľadňujú ani skutočnosť, že rôzne litologické typy hornín vznikajú pri rôznych rýchlosti, alebo skutočnosť, že v rámci študovaného intervalu úseku môžu byť skryté prestávky v akumulácii zrážok (diastema). Ak navyše vezmeme do úvahy, že sedimenty osovej časti zákopov sa tvoria v injektívnom režime cyklosedimentogenézy, tak v tomto prípade nemožno tento prístup k hodnoteniu rýchlosti akumulácie sedimentov vôbec použiť, pretože prísne vzaté celá sekvencia turbiditov vzniká superpozíciou sedimentogenézy suspenzného toku na normálnej pelagickej sedimentácii: inými slovami, hrúbka turbiditov sa akumuluje v sedimentačnej prestávke. Na základe početných faktografických materiálov o novovekých a dávnych turbiditoch je takýto mechanizmus sedimentogenézy podložený v monografiách autora.
Keď sa objavili práce na doskovej tektonike a geofyzici zverejnili prvé údaje o rýchlostiach šírenia a subdukcie (merané v centimetroch za rok), geológovia sa pokúšali korelovať známe hodnoty rýchlosti sedimentácie s novo získanými informáciami o rýchlostiach platní. pohyb, stále prevádzkovaný so zmenami rýchlosti v jednotkách Bubnov, bez pokusov dostať porovnávané hodnoty do spoločného menovateľa. Je ľahké pochopiť, že takýto prístup vedie k množstvu nedorozumení, ktoré bránia štúdiu skutočnej úlohy sedimentologických procesov v rôznych modeloch subdukcie a vedú k nesprávnemu posúdeniu ich významu. Na ilustráciu tohto bodu uveďme niekoľko typických príkladov bez toho, aby sme opakovali opis litologického zloženia sedimentov získaných hlbokomorskými vrtmi.
Dnové sedimenty Aleutskej priekopy sú holocénneho veku, ich hrúbka dosahuje 2000 a niekedy 3000 m. Rýchlosť subdukcie Tichomorskej platne pod Aleutskú priekopu je podľa K. Le Pichona a kol.4-5 cm/ rok, a podľa V. Wakyeho - aj 7 cm / rok.
Rýchlosť sedimentácie v priekope, ak sa meria v jednotkách Bubnova, sa interpretuje ako anomálne vysoká („lavína“, podľa A.P. Lisitsyna): 2000-3000 m / 10 za 6 rokov. Ak je rýchlosť sedimentácie vyjadrená v rovnakých jednotkách ako rýchlosť subdukcie, tak dostaneme 0,2-0,35 cm/rok a pre medziľadové obdobia je to dokonca rádovo nižšie: 0,02-0,035 cm/rok. A predsa, rýchlosť akumulácie zrážok v aleutskej priekope (v akýchkoľvek jednotkách, ktoré ich meriame) je veľmi vysoká, R. von Huene správne poznamenáva, že priekopy západnom okraji Tichý oceán, ktorý sa vyznačuje sedimentárnym pokryvom dna s hrúbkou viac ako 500 m, sa nepochybne nachádzal v zóne vplyvu vysokoplošného zaľadnenia pobreží. Významný vplyv majú aj delty. hlavné rieky tečúcich do oceánu v oblasti odkvapov.
To, čo litológovia považujú za „lavínovú“ rýchlosť sedimentácie, sa teda ukazuje byť takmer o dva rády nižšie ako rýchlosti podsunutia dosky. Ak sú tieto údaje správne a ak sú v korelácii s modelom monotónnej (frontálnej) subdukcie, potom je zrejmé, že pri takejto interpretácii mechanizmu podsunutia by sa sedimenty jednoducho nestihli akumulovať a aspoň axiálna časť priekopa by mala byť úplne bez sedimentárneho krytu. Medzitým jeho hrúbka v severovýchodnej časti Aleutskej priekopy dosahuje, ako sme už poznamenali, 3000 m.
Dobre 436 bol navŕtaný na vonkajšom svahu Japonskej priekopy. Z vrtného úseku nás bude zaujímať len 20 m hrubá hlinitá jednotka vyťažená v hĺbke 360 ​​m. Ich vek sa odhaduje na 40–50 Ma (od stredného miocénu po začiatok paleogénu). Je ľahké vypočítať, že rýchlosť tvorby týchto usadenín bola zanedbateľná: 0,44 m/106 rokov (0,000044 cm/rok alebo 0,5 mikrónu/rok). Na vizualizáciu tohto čísla stačí povedať, že v bežnom mestskom byte v zimné mesiace(pri zatvorených oknách) sa takáto vrstva prachu nahromadí za týždeň. Teraz je jasné, aké čisté sú hlbokomorské zóny oceánov od klastických suspenzií a aká obrovská je tvorivá úloha geologického času, ktorý je schopný upevniť 20 m hrubú hrúbku ílu v úseku po 45 miliónoch rokov pri takom miznúcom nízke rýchlosti sedimentácie.
Rovnako nízke rýchlosti sedimentácie boli zaznamenané na oceánskom svahu Kurilsko-kamčatskej priekopy (vrt 303), kde sa pohybujú od 0,5 do 16 m/106 rokov, t.j. od 0,00005 do 0,0016 cm/rok. Rovnaké poradie čísel je zachované pre ostatné zákopy Tichomorského okraja. Zvýšenie rýchlosti akumulácie sedimentov na vnútorných svahoch priekop až na niekoľko stoviek metrov za milión rokov, ako je ľahké pochopiť, nemení pomer dvoch rýchlostných charakteristík: akumulácie sedimentu a podsunutia oceánskych platní. Aj v tomto prípade sa líšia minimálne o dva rády (najnižšie hodnoty rýchlosti subdukcie od 4 do 6 cm/rok boli zaznamenané pre zákopy Japoncov, Kermadekov, Aleutov a Nové Hebridy a najväčšia, od 7 do 10 cm/rok, pre Kurilsko-Kamčatku, Novú Guineu, Tongu, Peru-Čile a Strednú Ameriku. Okrem toho sa zistilo, že miera konvergencie severného a východného okraja Tichého oceánu vzrástol z 10 (pred 140 na 80 miliónmi rokov) na 15 – 20 cm/rok (pred 80 až 45 miliónmi rokov), potom klesol na 5 cm/rok Rovnaký trend bol zaznamenaný na západnom pobreží Tichého oceánu.
Mohlo by sa zdať, že existuje korelácia medzi životnosťou subdukčnej zóny a hrúbkou sedimentárneho krytu na dne zákopov. Avšak vecný materiál túto domnienku vyvracia. Čas fungovania subdukčnej zóny Nových Hebrid je teda iba 3 milióny rokov a hrúbka sedimentov v priekope je 600 m. Preto je potrebné hľadať nový účinný mechanizmus, ktorý by tieto (a mnohé ďalšie) vlastnosti prepojil.
Zatiaľ je jasná jedna vec: sedimenty v priekope môžu pretrvávať iba vtedy, ak je rýchlosť sedimentácie výrazne vyššia ako rýchlosť subdukcie. V situácii, ktorú sa geológovia snažili pochopiť, bol pomer týchto veličín odhadnutý ako priamo opačný. Toto je podstata „sedimentologického paradoxu subdukcie“.
Existuje len jeden spôsob, ako vyriešiť tento paradox: pri hodnotení rýchlosti sedimentácie by sme nemali abstrahovať od genetického typu ložísk, pretože, opakujeme, nie pre všetky vrstvy platí zvyčajný aritmetický postup používaný na výpočet rýchlosti sedimentácie: pomer hrúbky vrstvy (v metroch) k stratigrafickému objemu času (v miliónoch rokov). Okrem toho autor opakovane poznamenal, že tento postup je úplne nepoužiteľný pre turbidity, pretože poskytne nielen približný, ale absolútne nesprávny odhad rýchlosti akumulácie zrážok. Preto, aby sedimenty zostali zachované v axiálnej časti priekop a navyše mali aj napriek subdukcii oceánskej platne horizontálny výskyt, je potrebné a postačujúce, aby rýchlosť sedimentácie bola výrazne vyššia ako rýchlosť subdukcie. , a to môže byť len vtedy, keď sa sedimentácia v priekope realizuje v injekčnom režime cyklosdimentogenézy. Dôsledkom tejto svojráznej sedimentologickej vety je výnimočná mladosť dnových sedimentov všetkých hlbokomorských priekop, ktorých vek zvyčajne nepresahuje pleistocén. Rovnaký mechanizmus umožňuje vysvetliť prítomnosť vysoko karbonátových sedimentov v hĺbkach, ktoré zjavne presahujú kritickú hodnotu pre rozpúšťanie karbonátového materiálu.
Pred pochopením druhej z nami položených otázok (o porušení normálneho stratigrafického sledu sedimentov na báze kontinentálneho svahu priekopy) je potrebné poznamenať nasledujúcu okolnosť, o ktorej pravdepodobne mnohí uvažovali. ktorý sa pokúsil analyzovať mechanizmus subdukcie. Ak totiž proces podsunutia (z pohľadu kinematiky) prebieha podobne vo všetkých priekopách a ak je sprevádzaný zoškrabávaním sedimentov z podložnej platne, potom by sa na úpätí vnútorných svahov všetkých mali upevniť akrečné hranoly. zákopy nevynímajúc. Hlbokomorské vrty však nepreukázali prítomnosť takýchto hranolov vo všetkých priekopách. V snahe vysvetliť túto skutočnosť francúzsky vedec J. Aubouin navrhol, že existujú dva typy aktívnych okrajov: okraje s prevahou tlakových napätí a aktívneho narastania; úplná absencia nahromadenie sedimentu. Toto sú dva krajné póly, medzi ktoré možno umiestniť prakticky všetky v súčasnosti známe konvergentné systémy, ak vezmeme do úvahy také dôležité charakteristiky, ako je uhol sklonu zóny TWZ, vek oceánskej kôry, rýchlosť subdukcie a hrúbka sedimentov na oceánskej platni. J. Aubouin sa domnieva, že systémy oblúkových žľabov sú bližšie k prvému typu a andský typ okraja je bližšie k druhému. Opakujeme však, nejde o nič iné ako o približnú aproximáciu, pretože reálne situácie v špecifických zónach podtlaku závisia od mnohých faktorov, a preto v systémoch západného aj východného okraja pacifického prstenca môže nastať široká škála vzťahov. Takže V.E. Hine, ešte predtým, ako J. Aubouin vyčlenil tieto dva extrémne prípady, správne poznamenal, že profily Aleut, Nankai a Sunda iba čiastočne potvrdili akrečný model, zatiaľ čo profily cez Marianu a Stredoamerický žľab (v oblasti Guatemaly) nie. odhaliť akrečný hranol. Aké závery z toho vyplývajú?
S najväčšou pravdepodobnosťou sedimentové hranoly (kde nepochybne existujú) nie sú vždy výsledkom iba zoškrabovania sedimentov z oceánskej dosky, najmä preto, že zloženie sedimentov týchto hranolov nezodpovedá sedimentom otvoreného oceánu. Navyše nepochybná absencia takýchto hranolov (napríklad v Stredoamerickej priekope) dáva dôvod nepovažovať zoškrabovanie sedimentov za sedimentologicky univerzálny proces subdukcie, čo výslovne vyplýva z „lubrikačného modelu“ O.G. Sorokhtin a L.I. Lobkovský. Inými slovami, v konvergentných systémoch sa okrem pribúdania sedimentov musí prejaviť aj nejaký všeobecnejší sedimentologický proces vedúci k vytvoreniu hranolu sedimentov na báze kontinentálneho svahu priekopy.
Už sme poukázali na to, že sedimenty na báze kontinentálneho svahu zákopov sú silne zhutnené, zvrásnené do zložitého systému vrás, často je v nich narušená veková postupnosť vrstiev a všetky tieto sedimenty majú zreteľne turbiditnú genézu. . Práve tieto skutočnosti si v prvom rade vyžadujú presvedčivé vysvetlenie. Okrem toho sa v rámci akrečného hranola (kde sa jeho prítomnosť nepochybne dokázala) ustálilo zmladenie sedimentov v úseku smerom ku žľabu. Svedčí to nielen o tom, že každá nasledujúca doska sedimentov odtrhnutá od oceánskej platne akoby vkĺzla pod predchádzajúcu, ale aj o zvláštnej kinematike procesu podstrčenia, podľa ktorého je ďalší subdukčný impulz sprevádzaný migráciou osi priekopa smerom k oceánu so súčasným rozšírením šelfovej zóny kontinentálneho svahu a vychýlením jeho základne, čo vo všeobecnosti umožňuje realizovať tento mechanizmus. S viac podrobná štúdiaštruktúry akrečných hranolov (japonské a stredoamerické priekopy), ukázalo sa tiež, že zákonitosti zmeny veku jednotlivých platní sú zložitejšie: najmä dvoj- až trojnásobný výskyt súčasných balíčkov medzi sedimentmi, mladšími, resp. starší, bol založený. Táto skutočnosť sa už nedá vysvetliť mechanizmom čistej akrécie. Pravdepodobne vedúcu úlohu tu zohrávajú procesy vedúce k presunu čiastočne litifikovanej masy sedimentov, ktoré prebiehajú priamo v kontinentálnom svahu priekopy. Treba tiež vziať do úvahy, že aj samotný mechanizmus zhutňovania sedimentu v rámci akrečného hranola má svoje špecifiká, ktoré spočívajú najmä v tom, že napätia sprevádzajúce subdukčný proces vedú k prudkému zmenšeniu pórovitosti. priestor a vytláčanie tekutín do horných horizontov sedimentov, kde slúžia ako zdroj karbonátového cementu. Dochádza k akejsi stratifikácii hranola do rôzne zhutnených hornín, čo ďalej prispieva k deformácii hornín do vrás, členených na vrstvy s bridlicovým štiepením. Podobný jav sa odohral v kodiakskom súvrství neskorokriedových, paleocénnych a eocénnych turbiditov obnažených v sieni. Aljaška medzi Aleutskou priekopou a aktívnym vulkanickým oblúkom na Aljašskom polostrove. A.P. Lisitsyn poznamenáva, že akrečný hranol v oblasti Aleutskej priekopy je rozbitý poruchami na samostatné bloky a pohyb týchto blokov zodpovedá (v prvej aproximácii) nepravidelnostiam spodnej kôry, zdá sa, že „sledujú“ všetky veľké nepravidelnosti v topografii povrchu oceánskej platne.
Najdôkladnejšie bol študovaný akrečný hranol v oblasti oblúka ostrova Antily (Barbados), ktorému boli venované dve špeciálne plavby R/V Glomar Challenger (č. 78-A) a Joydes Resolution (č. 11). Aktívny okraj Východného Karibiku je tu vyjadrený nasledujúcimi štruktúrami: o. Barbados, interpretovaný ako predoblúkový hrebeň, > Tobagská depresia (medzioblúk) > Svätý Vincent (aktívny vulkanický oblúk) > Grenadská depresia (zadný oblúk, okrajová) > Mt. Aves (mŕtvy vulkanický oblúk). Tu sú silné sedimentárne akumulácie Orinoco PKV a čiastočne premiestnené sedimenty z ústia Amazonky blízko subdukčnej zóny. Hlboké studne 670-676 (plavba č. 110) v blízkosti čela aktívnych deformácií tu potvrdila prítomnosť mohutného akrečného hranola, pozostávajúceho z presunutých panví neogénnych hlbokomorských sedimentov vytrhnutých zo slabo deformovaného kampánsko-oligocénneho oceánskeho komplexu. Strihová zóna je tvorená vrchnooligocénno-spodnomiocénnymi bahennými kameňmi a je uklonená na západ. Priamo nad šmykovou zónou sa odkryla séria strmších šupinových previsov. Celková hrúbka vŕtaného úseku je od 310 do 691 m. Na jeho báze ležia kremičité slieňovce spodno-stredného eocénu. Vyššie - ílovité sedimenty, vápnité turbidity, krížovo zložené glaukonitové pieskovce stredného vrchného eocénu, tenkovrstvové opuky a karbonátové horniny oligocénu, kremité rádiolarické slieňovce, vápnité kaly a biogénne karbonátové sedimenty spodného polistocénu-. Charakteristickým javom je tu laterálna migrácia tekutín ako v telese akrečného hranola (chloridy), tak aj z oceánskej strany deformačného čela (metán). Zdôrazňujeme tiež, že na viacerých úrovniach bolo odhalené opakovanie v úseku litologicky rovnakých typov a súčasných horninových jednotiek.
Okrem toho, čo je už známe o tektonickej štruktúre priekop, sa pomstime: v rámci podmorskej ponorenej terasy v strednej časti vnútorného svahu japonských a iných priekop prebehli aktívne tektonické procesy, čo naznačuje, ruky, výrazné horizontálne posuny blokov a na druhej strane o aktívne vertikálne pohyby, ktoré viedli k pomerne rýchlej zmene batymetrických podmienok sedimentácie. Podobný jav bol zaznamenaný aj v Peru-Čilskej priekope, kde rýchlosti vertikálnych blokových posunov dosahujú 14-22 cm/rok.
Podrobné geofyzikálne štúdie Japonskej priekopy ukázali, že jej vnútorná a vonkajšia strana sú zložitým systémom blokov v kontakte pozdĺž zlomov. Tieto bloky zažívajú posuny rôznych amplitúd. V tomto prípade je podstatná postupnosť tvorby zlomov, správanie sa blokov zemskej kôry v rôznych štádiách podsunu, a čo je najdôležitejšie (pre náš účel), odraz všetkých týchto procesov v sedimentárnom kryte hlbinnej priekopy. Postoj japonských geofyzikov Ts. Shiki a 10. Misawa, ktorí veria, že keďže koncept subdukcie má v podstate „rozsiahlu a globálnu povahu“, v modeli tohto rozsahu „možno ignorovať sedimenty a sedimentárne telesá“, sa javí ako extrémny. .
Naopak, len vďaka vlastnostiam mechanizmu napĺňania kotlín na svahoch zákopov a samotných zákopov sedimentmi možno pochopiť jemné detaily subdukcie, ktoré inak výskumníci jednoducho prehliadnu. Obrazne povedané, zrážky umožňujú zhotoviť odliatok z odkvapu a tým nielen pochopiť jeho detaily vnútorná štruktúra, ale aj rozumnejšie obnoviť procesy, ktoré viedli k jej vzniku.
Mechanizmus akumulácie sedimentov na báze kontinentálneho svahu sa zdá byť nasledovný. V počiatočnej fáze subdukcie - keď sa v dôsledku stretu kontinentálnych a oceánskych dosiek vytvorí hlbinná priekopa - nastáva prerušenie kontinuity kôry na základni kontinentálneho svahu (obr. 1.18, a). ; pozdĺž poruchy sa kôra prepadáva v smere osi žľabu a sedimenty z horného stupňa (terasy) zosúvajú (obr. 1.18, b). Na spodnom stupni bude zaznamenaný stratigraficky inverzný výskyt záhonov (I, 2, 1, 2). Vo fáze relatívne pokojného podtlaku, keď napätia vznikajúce v subdukčnej zóne nepresahujú pevnosť v ťahu kontinentálnej litosféry, sedimenty sa hromadia na vnútornom svahu priekopy: od pobrežných-morských po hlbokomorské (obr. 1.18, 6, jednotky 3 a 4) a v kotline na spodnej terase - turbidity.

Potom sa s novým aktívnym impulzom subdukcie posunie os priekopy smerom k oceánu a na báze vnútorného svahu sa vytvorí nový zlom, po ktorom sedimenty z hornej terasy skĺznu dolu (obr. 1.18, c). a časť pobrežno-morských plytkých akumulácií končí na druhej terase. Do spodnej časti vnútorného svahu priekopy sa zosúva nová časť ešte nedostatočne zhutnených sedimentov, ktoré sa pri pohybe po nerovnomernom reliéfe svahu hromadia, lámu do záhybov a pod. hranola na základni kontinentálneho svahu.
Väčšina priekop na kontinentálnom svahu má tri morfologicky výrazné stupne - terasy. V dôsledku toho, ak je naša schéma správna, potom počas existencie subdukčnej zóny došlo k najmenej trom veľkým štrukturálnym preskupeniam sprevádzaným postupom priekopy smerom k oceánu a tvorbou zlomov na jej vnútornom svahu. Záverečná fáza tohto procesu je znázornená na obr. 1.18, d: vzniká sedimentový hranol na báze kontinentálneho svahu. V nej je trikrát (podľa tejto zjednodušenej schémy) porušená stratigrafická postupnosť vrstiev.
Tento proces prebieha tak či onak, hlavná vec je, že v tých prípadoch, keď bolo možné vyvŕtať základňu kontinentálneho svahu (japonské a stredoamerické priekopy), sa skutočne ukázalo, že normálna stratigrafická sekvencia horniny tu boli rozrušené; sú zhutnené v oveľa väčšej miere ako synchrónne uloženiny vonkajšieho svahu, a čo je najdôležitejšie, tieto ložiská nijako nepripomínajú pelagické sedimenty oceánskeho svahu priekopy. Vysvetliteľné sú aj výrazné vertikálne pohyby, v dôsledku ktorých sú evidentne plytké usadeniny pochované v hĺbkach niekoľko tisíc metrov.
Predtým, ako pristúpime k modelovému zdôvodneniu indikátorového radu sedimentárnych súvrství hlbokovodných priekop, je potrebné venovať pozornosť jednej dôležitej okolnosti, s ktorou geológovia predtým nerátali. Pritom to samozrejme vyplýva z tých tektono-geofyzikálnych predpokladov subdukcie, ktoré sú základnými charakteristikami tohto procesu a ktoré sme vzali za základ nášho sedimentologicky konzistentného modelu subdukcie. Vzťahuje sa to na skutočnosť, že moderné hlbokomorské priekopy nie sú sedimentárne (akumulačné) panvy v presnom zmysle slova, ale predstavujú len reakciu zemskej kôry na proces subdukcie, morfologicky vyjadrený v topografii dna oceánov. Už vieme, že subdukcia oceánskej kôry pod kontinent je poznačená seizmickou ohniskovou zónou, v ktorej inflexnom bode sa nachádza hlbinná priekopa; že subdukcia samotná je impulzívny proces a každý nasledujúci impulz subdukcie zodpovedá náhlej migrácii osi koryta smerom k oceánu; že sedimenty v priekope sa stihnú akumulovať len vďaka tomu, že rýchlosť ukladania turbiditov výrazne prevyšuje rýchlosť poklesu oceánskej platne, ale ich hlavná hmota ide spolu so subdukovanou platňou do hlbších horizontov litosféry, resp. odtrhnutý výbežkom kontinentálnej dosky a je naložený do päty kontinentálneho svahu priekopy. Práve tieto okolnosti vysvetľujú skutočnosť, že napriek dlhej (desiatky miliónov rokov) existencii väčšiny subdukčných zón vek sedimentárnej výplne dna priekop nepresahuje pleistocén. Moderné priekopy teda nezaznamenávajú v sedimentačnom zázname všetky štádiá subdukcie, a preto ich z hľadiska sedimentológie nemožno považovať za sedimentárne panvy. Ak sa za také považujú, potom sú žľaby veľmi zvláštne bazény: bazény s „netesným“ dnom. A až keď sa proces subdukcie zastaví, seizmickú ohniskovú zónu zablokuje kontinent alebo mikrokontinent, ustáli sa poloha hlbinnej priekopy a začne sa vypĺňať sedimentárnymi komplexmi ako plnohodnotná sedimentárna panva. Práve táto fáza jeho existencie je zachovaná v geologickom zázname a práve sériu sedimentárnych útvarov vytvorených v tomto období možno považovať za indikatívne pre hlbokomorské priekopy subdukčných zón.
Prejdime k jeho popisu. Hneď si všimnime, že hovoríme o tektonicko-sedimentologickom podložení klasického radu jemne rytmických terigénnych útvarov: bridlicový útvar > flyš > morská melasa. Túto sériu (po M. Bertranda) empiricky podložil N. B. Vassoevich na materiáli kriedovo-paleogénneho flyšu na Kaukaze, mimochodom, pričom urobil pozoruhodný záver: keďže v tejto sérii sú ložiská spodnej (morskej) melasy najmladší (v súvislom úseku), potom moderná epocha je prevažne epochou akumulácie melasy; nová etapa vzniku flyšu sa ešte nezačala a stará sa už dávno skončila. Tento záver sa ukázal ako nesprávny.
B.M. Keller potvrdil zavedený N.B. Vassoevičov postupná zmena sedimentárnych útvarov flyšovej série na materiáli devónskych a karbónskych úsekov synklinória Zilair na Južný Ural. Podľa B.M. Keller, v tomto synklinóriu sa postupne vytvoril kremičitý útvar, bridlica, čo je striedanie drobových pieskovcov a bridlíc s rudimentárnou cyklickosťou flyšového typu (úseky v povodí Sakmary) a napokon ložiská morskej melasy. Rovnakú pravidelnosť odhalil I.V. Chvorov. Vo východnom Sikhote-Aline sú spodnokriedové (hauterivsko-albecké) flyšové vrstvy korunované hrubým flyšom a morskou melasou. V synklinóriu Anui-Chuy Horný Altaj zelenofialové bridlicové a flyšoidné útvary sú nahradené čiernou bridlicou (bridlicou), nasleduje podramenný sled, potom (v sekcii vyššie) - spodná melasa. Táto sekvencia je korunovaná sedimentárno-vulkanogénnymi ložiskami kontinentálnej melasy. M.G. Leonov zistil, že staršie flyšové komplexy na Kaukaze boli zmapované na morskú melasu neskorého eocénu. V neskorom eocéne zakaukazský masív pomaly migroval na sever, v dôsledku čoho sa v úseku zaznamenávalo čoraz viac hrubozrnných sedimentov a turbidity boli čoraz pieskovejšie. Rovnaký jav, len mierne posunutý v čase, pozorujeme v rakúskych a švajčiarskych Alpách, ako aj na Apeninskom polostrove. Najmä vrchnokriedové súvrstvie Antola vyvinuté v severných Apeninách sa interpretuje ako turbiditný sled fácií hlbokovodnej priekopy. Vykazuje zreteľné zhrubnutie sedimentov smerom hore v reze.
Výrazné zhrubnutie turbiditových komplexov smerom nahor pozdĺž úseku je zaznamenané v oblasti Dalnsgorsky rudy (Primorye). Prirodzene ju sprevádza postupné „plytnutie“ faunistických komplexov. A.M. Perestoronin, ktorý študoval tieto ložiská, poznamenáva, že charakteristickým znakom časti alochtónnych platní je postupná zmena (zdola nahor) hlbokomorských skalnatých ložísk s rádiolariánmi, najskôr slienitými a potom plytkými pieskovcami s flórou Bsrrias-valanginian. . Podobný trend vo výmene turbiditných komplexov bol zaznamenaný aj v Zal. Cumberland asi. Svätý Juraj. Tvoria ho mladojursko - mladokriedové turbidity s celkovou hrúbkou asi 8 km. Litofaciálnym špecifikom tohto útvaru je to, že na reze je zaznamenané zhrubnutie klastického materiálu v medziach jednotlivých cyklov a nárast hrúbky samotných cyklov. Pre nás zaujímavá séria flyš > morská molasa > kontinentálna molasa sa rozlišuje aj v západokarpatskej kotline oligocénno-miocénneho veku. Na západnom Urale je vrchnopaleozoický flyšový komplex rozdelený na tri formácie, ktoré sa postupne v sekcii nahrádzajú: flyš (C2) > spodná molasa (C3-P1) > vrchná molasa (P2-T). Okrem toho sú v spodnej časti rezu vyvinuté jemne rytmické distálne turbidity.
Empiricky zistený vzorec postupného výskytu v reze stále viac a viac hrubozrnných rozdielov vo flyšovej sérii si teda vyžaduje litogeodynamické zdôvodnenie. Model, ktorý navrhujeme, je založený na nasledujúcich predpokladoch.
1. Zo všetkej rôznorodosti moderných prostredí akumulácie turbiditu sa geologicky významnými javia geodynamické nastavenia okrajových častí (a stykov) litosférických platní (ložiská týchto zón sú stabilne zachované v geologickom zázname). Toto je kontinentálne úpätie pasívnych okrajov kontinentov, ako aj hlbokomorské priekopy aktívnych okrajov. Tu sa realizuje mechanizmus lavínovej sedimentácie. Z hľadiska geodynamiky aktívny okraj zodpovedá nastaveniu subdukcie oceánskej kôry.
2. Sedimentologická kontrola subdukcie, podrobne rozobratá v predchádzajúce práce autora garantuje, že hlavným genetickým typom sedimentov, ktoré vypĺňajú dná priekop a terasových kotlín na ich kontinentálnom svahu, sú turbidity.
3. S najväčšou pravdepodobnosťou postupne sa meniace vrstvy, podobné litologickým zložením a štruktúrou elementárnych sedimentačných cyklov, fixujú nie rôzne, hoci na sebe závislé, sedimentačné procesy, ale dlhé štádiá vývoja. jediný proces cyklogenézu, ktorá je realizovaná v injektívnom režime, ale v dôsledku zmien hĺbok kotliny a intenzity odoberania klastického materiálu v rôznych štádiách vývoja fixuje cykly v úsekoch, ktoré sa líšia hrúbkou a zrnitosťou nánosov.
4. Inštaloval N.B. Vassojevičova empirická séria nemusí byť nevyhnutne vyjadrená čo najplnšie. Napríklad triasovo-jurské bridlicové vrstvy Taurskej série Krymu, vrchnokriedový flyš stredného resp. Severozápadný Kaukaz atď.
Podstata nami navrhovaného litogeodynamického modelu je názorne znázornená na obr. 1.19 a rozsiahla literatúra, ktorá charakterizuje podmienky pre vznik, pohyb a vypúšťanie hustotných (zákalových) prúdov, ako aj zloženie a štruktúru nimi tvorených zákalových telies, dáva právo nevenovať sa týmto otázkam podrobne. .

V subdukčných zónach je absorpcia oceánskej platne vždy sprevádzaná zvýšením tlakových napätí a vedie k zvýšenému zahrievaniu zadných častí týchto zón, v dôsledku čoho dochádza k izostatickému vzostupu kontinentálneho okraja so silne členitým horským reliéfom. . Navyše, ak k procesu subdukcie samotnej oceánskej platne dôjde impulzívne a ďalší subdukčný impulz je sprevádzaný migráciou osi koryta smerom k oceánu, potom spolu so zastavením subdukcie dôjde k fixácii hlbokomorského žľabu vo svojom konečnom dôsledku. polohe a k poklesu tlakových napätí a izostatickému vznášaniu zadných častí subdukčných zón dochádza aj vo vlnách – od kontinentu po oceán. Ak teraz porovnáme tieto údaje so skutočnosťou, že štruktúra (morfológia) priľahlého pozemku zostáva prakticky nezmenená, mení sa len dĺžka dráhy pohybu hustotných tokov a sklon dna zásobovacích kaňonov (dĺžka je max. a sklon dna je naopak minimálny vo fáze výstupu I a v konečnej fáze III sa pomer týchto hodnôt zmení na opačný), potom je sedimentologický aspekt problému jasný: s neustálym vývojom tohto procesu by ložiská jemne rytmických distálnych turbiditov (tvorba bridlice) mali prechádzať do proximálnych piesčitých turbiditov (flyš a jeho rôzne štruktúrne a litologické modifikácie) a ts sú zase nahradené cyklami hrubozrnnejších proximálnych turbidity a fluxoturbidity, známejšie u nás domácej literatúry ako cykly morskej melasy.
Mimochodom, treba poznamenať, že na Kaukaze je tento zvlnený proces zaznamenaný nielen v riadenej zmene pozdĺž úseku litologicky odlišných typov flyšu, ale aj v postupnom zmladzovaní tektonicko-sedimentárnych štruktúr, ktoré ich hostí. Predneskoré kriedové vrásy sú teda výrazne premenené v zóne Lok-Karabagh a vrásy položené vo včasnej pyrenejskej a mladšej fáze sú výrazne transformované v zóne Adjaro-Trialeti. V oblasti Gruzinského bloku sú záhyby ešte mladšie. Post-paleogénne sú štrukturálne premeny ložiská v oblasti západného Abcházska a na severozápadnom Kaukaze.
Ak podrobnejšie rozoberieme materiál o kaukazských turbiditových komplexoch, nevyhnutne dospejeme k záveru, že celý laterálny rad tektonických jednotiek od okraja malokaukazskej oceánskej panvy až po severokaukazskú platňu dobre zapadá do koncepcie tzv. komplexný kontinentálny okraj, ktorý počnúc od bajocianu vykazoval známky aktívneho subdukčného režimu. Zároveň sa os aktívneho vulkanizmu postupne posúvala na sever.
Tu tvorené turbiditové komplexy musia reagovať aj na migráciu osi subdukčnej zóny. Inými slovami, v subdukčných paleozónach by sa mal zaznamenať bočný rad turbiditných útvarov „prilepených“ ku kontinentu, ktorých vek sa v smere k iniciácii subdukčnej zóny stáva starším. Takže v povodí rieky. Arak (juhovýchodná časť Malého Kaukazu), turbiditové komplexy starnú od západu na východ. Súčasne sa v rovnakom smere znižuje hĺbka akumulácie turbiditu. Ak pozdĺž brehov riek Hrazdan a Azat sú ložiská z vrchného eocénu reprezentované stredne hlbokomorskými turbiditmi, tak na východe (rieky Apna, Nakhichevanchay, Vorotan atď.) sú nahradené plytkými sedimentmi.
Možno konštatovať, že zmena útvarov v sériovej bridlicovej formácii > flyš > melasa fixuje nie rozdielne režimy cyklogenézy, ale len nami popísané zmeny litogeodynamických pomerov v zdroji klastického materiálu, superponované na kontinuálny proces sedimentogenézy v r. hlbokovodná priekopa. Nánosy melasového súvrstvia tak dotvárajú kompletný sedimentologický vývoj priekop.
Je zaujímavé, že v procese hĺbkových vrtov sa získali údaje, ktoré skutočne potvrdzujú mechanizmus plnenia zákopov klastickými sedimentmi, ktoré zdrsňujú úsek. Dobre 298 bol navŕtaný v Nankai žľabe, ktorý je súčasťou tej časti subdukčnej zóny a v rámci ktorej sa filipínska platňa pomaly podsúva pod ázijskú. Studňa prešla 525 m kvartérnych sedimentov, čo sú jemne rytmické distálne turbidity terigénneho zloženia. Na základe týchto materiálov sa po prvý raz pre fáciu moderných hlbokomorských priekop zistilo zvýšenie veľkosti zŕn sedimentov v úseku. Vo svetle všetkých doteraz známych informácií možno túto skutočnosť považovať za charakteristickú pre sedimenty akýchkoľvek hlbokomorských priekop, ktoré zaznamenávajú konečnú fázu podsunu oceánskej platne. Čo sa týka diagnostiky paleosubdukčných zón geologickej minulosti, je ešte informatívnejšia ako textúry prúdov a prítomnosť nepochybných turbiditov v reze.
Zdôrazňujeme, že ak sa turbiditové komplexy môžu vytvárať v rôznych štrukturálnych a morfologických nastaveniach oceánu, potom sú žľaby po ukončení subdukcie vždy vyplnené nánosmi turbiditov, ktoré zhrubnú v reze, fixujúc postupnú zmenu formácií: bridlica (distálne turbidity ) > flyš (distálne a proximálne turbidity) > morská melasa (proximálne turbidity a fluxoturbidity). Okrem toho je tiež dôležité, že opačná sekvencia je geneticky nemožná.

Hlbokomorské priekopy sa nachádzajú prevažne pozdĺž pobrežia obklopujúceho Tichý oceán. Z 30 priekop sú len 3 v Atlantiku a 2 v Indickom oceáne. Priekopy sú zvyčajne úzke a prevažne dlhé priehlbiny so strmými svahmi, siahajúce do hĺbky až 11 km(Tabuľka 33).

K znakom v štruktúre hlbinných zlomov patrí plochý povrch ich dna, pokrytý vrstvou ílovitého bahna. Prieskumníci porúch zistili, že ich strmé svahy sú vystavené hustým, vysušeným ílom a bahenným kameňom.

L. A. Zenkevich verí, že tento charakter odkryvov naznačuje, že hlboké depresie sú chybou hlbokých, zhutnených sedimentárnych akumulácií na dne a že tieto depresie sú rýchlo tečúcou formáciou, existujúcou možno nie viac ako 3-4 milióny rokov. Svedčí o tom aj povaha ultrapriepastnej fauny v nich.

Pôvod hlbokomorských zlomov nemá vysvetlenie. Hypotéza o plávaní kontinentov teda dáva nejaký dôvod očakávať výskyt takýchto porúch, avšak v tomto prípade by sme mali

očakávať výskyt hlbokých trhlín len na tej strane kontinentov, z ktorých sa vzďaľujú. Poruchy sú však pozorované aj na druhej strane.

Na vysvetlenie objavenia sa hlbokých porúch v dôsledku expanzie zemegule sa niekedy predkladá hypotéza o zahrievaní látky, ktorá tvorí zemeguľu. Pokles rádioaktívneho tepla 5-10 krát počas existencie Zeme však naznačuje, že pre túto hypotézu existuje ešte menej dôvodov ako pre hypotézu o náraste zemegule v dôsledku zníženia napätia gravitačného poľa.

Ako fakty údajne dokazujúce nepretržité zväčšovanie objemu Zeme sa okrem prítomnosti hlbokomorských priekop podieľa aj prítomnosť stredooceánskych chrbtov.

Príslušná časť bola venovaná vysvetleniu príčin vzniku stredových hrebeňov. Tu treba povedať, že ak hlboké priekopy naozaj vyžadujú buď natiahnutie zemskej kôry, alebo jej ohyb zlomom, potom vytvorenie pohoria v oceáne nemôže byť v žiadnom prípade spojené s natiahnutím. Je to možné len pri stlačení alebo zvýšení objemu stúpajúcej látky. Preto prilákať prítomnosť komplexného horského systému s dĺžkou cez 60 tisíc km. km neexistujú žiadne dôvody na potvrdenie rozširujúcej sa hypotézy Zeme.

Prijateľnejšie vysvetlenie vzniku hlbokých zlomov – zákopov, ktoré možno navrhnúť, ak ich považujeme za dôsledok neustále prebiehajúceho zosúvania zemskej kôry oceánov a pohybu zemskej kôry kontinentov smerom nahor. Tieto pohyby sú dôsledkom erózie kontinentov a hromadenia sedimentárnych hornín na dne oceánov. Pohyb kontinentov nahor uľahčený eróziou a pohyb pobrežných okrajov oceánov smerom nadol v ich opačný pohyb môže spôsobiť zlomeniny.

Na záver možno vysloviť ešte jeden variant vysvetlenia pôvodu odkvapov, ktorý sa ponúka pri uvažovaní o fotografii na obr.23. Ukazuje to na zákrutách pobrežia sú vytvorené drážky, ktoré sa tvarom podobajú skutočným. Kôra oceánskeho dna je akoby odpudzovaná od kontinentu v tých miestach, kde vyčnieva do oceánu pomerne úzkymi výbežkami. Na základe takýchto pozorovaní (a bolo ich pomerne veľa) je možné si predstaviť mechanizmus vzďaľovania sa pobrežných oblastí kôry práve na zákrutách s veľkým zakrivením. Pred experimentom však nebolo možné predvídať takýto účinok. Táto verzia vysvetlenia zákopov je v súlade s ich hĺbkou, s rovnakou hrúbkou kôry a dobre vysvetľuje ich tvar a umiestnenie a navyše presvedčivo potvrdzuje tvrdenia S. I. Vavilova, že experimenty nielen potvrdzujú alebo vyvracajú myšlienka overená skúsenosťami, ale majú aj heuristické vlastnosti, odhaľujúce neočakávané vlastnosti a črty skúmaných predmetov a javov.

Hlbokomorské priekopy a súvisiace okrajové hrebene sú dôležitými morfologickými štruktúrami aktívnych okrajov oceánov, ktoré sa tiahnu tisíce kilometrov pozdĺž ostrovných oblúkov a východného kontinentálneho okraja Tichého oceánu. Hlbokomorské priekopy sledujú výstup na povrch seizmických ohniskových zón, ktoré v reliéfe odrážajú hranicu medzi oceánskymi a kontinentálnymi segmentmi zemskej litosféry. Oceánske priekopy sú úzke dlhé priehlbiny oceánskeho dna, ktoré sú najhlbšími zónami oceánov.

Existujú dva typy oceánskych priekop:

• 1. oceánske priekopy spojené s ostrovnými oblúkmi (mariánsky, japonský, sundský, kamčatský atď.;
• 2. Oceánske priekopy susediace s kontinentmi (peruánsko-čílsky, stredoamerický atď.).

Priekopy ostrovných oblúkov sú zvyčajne hlbšie (Marianská priekopa - 11022 m). Pri vysokých rýchlostiach sedimentácie môžu byť oceánske priekopy naplnené sedimentom (južné pobrežie Čile).

Väčšina priekop je oblúkovitá, s ich konkávnou stranou smerujúcou k ostrovnému oblúku alebo kontinentu. V reze vyzerajú ako pravidelné asymetrické depresie (obr. 6.28) s relatívne strmým (do 10° a viac) sklonom susediacim s pevninou a miernejším (5°) oceánskym sklonom priekopy. Na vonkajšom okraji oceánu priekopy

Ryža. 6.28. Schematická štruktúra hlbokomorskej priekopy ukazuje vonkajší kopulovitý zdvih, často stúpajúci takmer 500 m nad regionálnej úrovni priľahlé dno oceánu.

Žľaby, dokonca aj tie najhlbšie, majú malý alebo žiadny presný tvar V.

Šírka oceánskych priekop je asi 100 km, dĺžka môže dosiahnuť niekoľko tisíc kilometrov: priekopy Tonga a Kermadec sú dlhé asi 700 km, Peru-Čile - 4500 km. Úzke dno oceánskej priekopy v šírke od niekoľkých stoviek metrov do niekoľkých kilometrov je zvyčajne ploché a pokryté sedimentom. V reze sedimenty vyzerajú ako klin. Sú zastúpené v spodnej časti klinu hemipelagickými a pelagickými (predpona hemi - semi) sedimentmi oceánskej dosky, padajúcimi smerom k pevnine. Nad nimi sú nekonformne prekryté horizontálne vrstvenými sedimentmi zákalových tokov (turbiditov) vzniknutých eróziou kontinentálneho alebo ostrovného oblúka. Typ a objem sedimentov, axiálna zóna priekopy sú určené pomerom medzi rýchlosťami zrážok a rýchlosťou konvergencie dosiek. Sedimentárne kliny v axiálnych zónach ostrovných oblúkových žľabov sú tenšie ako v žľaboch susediacich s kontinentmi. Je to spôsobené obmedzenou expozíciou nad hladinou oceánu (mora) oblúkového povrchu, ktorý je v porovnaní s kontinentom hlavným zdrojom zrážok.

Oceánske priekopy blízko kontinentálnych okrajov môžu pozostávať zo série štrukturálne izolovaných malých depresií oddelených prahmi. V ich medziach, v prítomnosti mierneho sklonu osi, sa môže vytvoriť kanál, pozdĺž ktorého prúdi zákal. Ten môže vytvárať aluviálne vzdutia a erózne štruktúry v telese sedimentárneho klinu a kontrolovať distribúciu litofácií v priekope. V oblastiach s veľmi rýchlo sedimentácia a nízke miery konvergencie (Oregon-Washington Trench) môžu produkovať rozsiahle ventilátory pohybujúce sa z kontinentu smerom k oceánu cez axiálny sedimentárny klip.

Oceánske priekopy sú okraje zbiehajúcich sa platní, kde je oceánska platňa subdukovaná buď pod inou oceánskou platňou (pod ostrovným oblúkom), alebo pod kontinentom. Rýchlosť konvergencie dosiek sa pohybuje od nuly do 100 cm/rok. Pri zrážke platní sa jedna z nich, ohýbajúca, posúva pod druhú, čo vedie k pravidelným silným zemetraseniam s ohniskami pod svahom priekopy susediacej s pevninou, vytváraniu magmatických komôr a aktívnych sopiek (obr. 6.29). V tomto prípade vznikajúce napätia v privádzacej doske sú realizované v dvoch formách:

• 1. Vzniká vonkajší vzdúvadlový (kupolovitý) výzdvih s priemernou šírkou do 200 km a výškou do 500 m.
• 2. V zakrivenej oceánskej kôre na oceánskom svahu priekopy sa vytvárajú postupné normálne zlomy a veľké štruktúry, ako sú horsty a grabens.

Ryža. 6.29. Kamčatská hlboká priekopa: 1 - aktívne sopky, 2 - hlboký vodný žľab 3 - izolínie 1" dutiny magmatických komôr

V sedimentárnych vrstvách na dne priekopy nie sú žiadne zvrásnené deformácie. Vo svahu priekopy susediacej s pozemkom sa vytvárajú mierne ponorné ťahy. Zóna podtlaku (zóna Benioff - Vadati - Zavaritsky) klesá pod miernym uhlom od osi priekopy smerom k zemi. V tejto zóne sú sústredené takmer všetky zdroje zemetrasení.

V zákopoch Strednej Ameriky, Peru-Chile a Yap boli vrtmi objavené mladé bazalty (obr. 6.30). Intenzita magnetických anomálií dna oceánu v blízkosti priekopy je zvyčajne nižšia. Je to spôsobené prítomnosťou mnohých porúch a prasklín v zakrivenej oceánskej kôre.

Ryža. 6.30. Tektonická schéma stredoamerického sektora Tichého oceánu podľa Yu.I. Dmitrieva (1987): ja- hlbokomorské priekopy 2 - aktívne sopky, 3 - studne, ktoré odkrývali bazalty

Akréčný hranol sedimentov v spodnej časti svahu priekopy je deformovaný, zvrásnený do vrás a zlomami a prevýšeniami rozbitý do série dosiek a blokov.

Niekedy postupujúci kontinent alebo ostrovný oblúk odtrhne sediment z axiálneho žľabu a oceánskej platne, čím vytvorí akrečný sedimentový klin. Tento proces narastania je sprevádzaný tvorbou šupinatých prítlačných vrstiev, chaotických sedimentárnych telies a zložitých záhybov. Môže sa tu vytvárať sedimentárno-čadičová zmes obsahujúca úlomky a veľké bloky oceánskej kôry, sedimentárny klin a turbidity. Táto masa nahromadených nespevnených sedimentov vytvára veľkú negatívnu izostatickú gravitačnú anomáliu, ktorej os je oproti osi priekopy trochu posunutá k zemi.

Štruktúra strihov. Hrúbka sedimentov nad bazaltovým podložím sa značne líši. V stredoamerickej priekope v studni. 500 V, to je 133,5 m, v studni. 495 - 428 m, pričom v ostatných žľaboch sú známe sedimentárne vrstvy s hrúbkou do 4 km. Na dne priekopy je zaznamenaná prítomnosť zosuvnej fácie a redeponovaných sedimentov. Široko vyvinuté sú sedimentárne a vulkano-sedimentárne horniny: vulkanomiktické prachovce, pieskovce, štrkopiesky, íly, kremito-ílovité horniny, edafogénne brekcie a vo vonkajších zónach bazalty. Čadiče sa vyznačujú petrochemickými a geochemickými vlastnosťami, ktoré sú prechodné medzi typickými oceánskymi a ostrovnými oblúkovými odrodami (Dmitriev, 1987).

V šupinovitých štruktúrach akrečných hranolov sa tieto horniny striedajú s gravitačnými olistostrómami a zosuvnými brekciami. Fragmenty obsahujú odľahlé hodnoty oceánskej kôry: hadovité ultramafické horniny a bazalty. Vysokotlakové metamorfované horniny a nízke teploty- glaukofánové bridlice.

Mineragény. Ropné a plynové polia v slabo spevnených vrstvách. Ložiská antimónu a ortuti v paleoanalógoch, v metasomatitoch pozdĺž hostiteľských hornín (jasperoidy a listvenity) v zónach tektonických porúch.

testovacie otázky

• 1. Určte polohu hlbokomorských priekop v štruktúre Zeme.
• 2. Vymenujte morfometrické a štrukturálne vlastnosti hlbokomorské priekopy.
• 3. Popíšte štruktúru a zloženie horninových asociácií, ktoré vypĺňajú hlbokomorské priekopy.

Všeobecná charakteristika oceánskych hlbokomorských priekop

Hlbokomorskú priekopu vedci nazývajú mimoriadne hlboká a pretiahnutá depresia na dne oceánu, ktorá vznikla poklesom oceánskej tenkej kôry pod mohutnejšou kontinentálnou oblasťou a pri postupujúcom pohybe tektonických dosiek. V skutočnosti sú dnes hlbokomorské priekopy veľké geosynklinálne oblasti vo všetkých tektonických charakteristikách.

Práve z týchto dôvodov sa oblasti hlbokomorských priekop stali epicentrami veľkých a ničivých zemetrasení a na ich dne sa nachádza množstvo aktívnych sopiek. Vo všetkých oceánoch sú depresie tohto pôvodu, najhlbšie z nich sa nachádzajú na okraji Tichého oceánu. Najhlbšou z tektonických oceánskych depresií je takzvaná Marianská depresia, jej hĺbka je podľa odhadov expedície sovietskej lode Vityaz 11022 m.

Mariánska priekopa

Najhlbšou oceánskou priekopou na planéte je priekopa Mariana, ktorá sa tiahne v dĺžke 1,5 tisíc km vo vodách Tichého oceánu vedľa priekopy Mariana. sopečné ostrovy. Dutina žľabu má jasný priečny profil v tvare V a strmé svahy. V spodnej časti je viditeľné ploché dno rozdelené na samostatné uzavreté časti. Tlak na dne povodia je 1100-krát vyšší ako v povrchových vrstvách oceánu. V kotline je najhlbšie miesto, je to večne temná, pochmúrna a nehostinná oblasť nazývaná „Priepas Challenger“. Nachádza sa 320 km juhozápadne od Guamu, jeho súradnice sú 11o22, s. sh., 142o35, c. d.

Prvýkrát boli tajomné hlbiny Mariánskej priekopy objavené a predbežne zmerané v roku 1875 z paluby anglickej lode Challenger. Štúdie sa robili pomocou špeciálneho hlbinného pozemku, predbežná hĺbka bola stanovená 8367 m. Pri opätovnom meraní však pozemok ukázal hĺbku 8184 m. Moderné merania echolotu v roku 1951 z tabule rovnomenného vedeckého plavidla Challenger vykazovalo značku 10 863 m.

Nasledujúce štúdie hĺbky depresie boli vykonané v roku 1957 na 25. plavbe sovietskeho vedeckého plavidla "Vityaz" pod vedením A.D. Dobrovolského. Uviedli výsledky na hĺbkovom meraní - 11 023 m. Vážnou prekážkou pri meraní takýchto hlbokomorských depresií je skutočnosť, že priemerná rýchlosť zvuku vo vodných vrstvách je priamo daná fyzikálnymi vlastnosťami tejto vody.

Pre vedcov nie je žiadnym tajomstvom, že tieto vlastnosti oceánskej vody v rôznych hĺbkach sú úplne odlišné. Preto musel byť celý vodný stĺpec podmienene rozdelený do niekoľkých horizontov s rôznymi teplotnými a barometrickými ukazovateľmi. Preto pri meraní ultra hlbokých miest v oceáne by sa mali hodnoty echolotu korigovať, berúc do úvahy tieto ukazovatele. Expedície z rokov 1995, 2009, 2011 sa v hodnotení hĺbky priehlbiny mierne líšili, no jedno je jasné, že jej hĺbka presahuje výšku najvyššieho vrchu na súši, Everestu.

V roku 2010 sa výprava vedcov z University of New Hampshire (USA) vydala na ostrovy Mariany. S pomocou najnovšieho vybavenia a viaclúčového echolotu na dne na ploche 400 tisíc metrov štvorcových. m objavil hory. Na mieste priameho kontaktu medzi Pacifikom a skromnými mladými filipínskymi platňami vedci objavili 4 hrebene s výškou viac ako 2,5 tisíc metrov.

Podľa oceánskych vedcov má zemská kôra v hlbinách Mariánskych ostrovov komplexná štruktúra. Hrebene v týchto transcendentálnych hĺbkach vznikli pred 180 miliónmi rokov neustálym kontaktom dosiek. Tichomorská oceánska platňa so svojím masívnym okrajom klesá pod okraj Filipín a vytvára zvrásnenú oblasť.

Šampionát v zjazde až na samé dno žľabu Mariánske ostrovy vo vlastníctve Dona Walsha a Jacquesa Picarda. V roku 1960 urobili hrdinský ponor na batyskafe v Terste. Videli tu niektoré formy života, hlbokomorské mäkkýše a veľmi nezvyčajné ryby. Pozoruhodným výsledkom tohto ponoru bolo prijatie dokumentu jadrovými krajinami o nemožnosti pochovávať toxický a rádioaktívny odpad v priekope Mariana.

Na dno tu zostúpili aj bezpilotné podvodné prostriedky, v roku 1995 japonská hlbokomorská sonda „Kaiko“ zostúpila do vtedy rekordnej hĺbky – 10 911 m. Neskôr, v roku 2009, zostúpil hlbokomorský dopravný prostriedok s názvom „Nerei“. tu. Tretí spomedzi obyvateľov planéty, pozoruhodný režisér D. Cameron zostúpil do temných nehostinných hlbín jediným ponorom na ponorke Dipsy Challenger. Natáčal v 3D, pričom pomocou manipulátora zbieral vzorky pôdy a hornín v najhlbšom bode priepasti Challenger.

Konštantnú teplotu v spodnej časti žľabu +1oC, +4oC udržujú „čierne fajkárne“ nachádzajúce sa v hĺbkach cca 1,6 km, geotermálne pramene s vodou bohatou na minerálne zlúčeniny a teplotou +450oC. Pri expedícii v roku 2012 sa v blízkosti hadovitých geotermálnych prameňov na dne, bohatých na metán a ľahký vodík, našli kolónie hlbokomorských mäkkýšov.

Na ceste do priepasti hlbín priekopy, 414 m od povrchu, sa nachádza aktívna podvodná sopka Daikoku, v jej oblasti bol objavený ojedinelý jav na planéte - celé jazero čistej roztavenej síry, ktorá vrie pri teplota + 187°C. Astronómovia objavili podobný úkaz len vo vesmíre na Jupiterovom mesiaci Io.

Priekopa Tonga

Na periférii Tichého oceánu sa okrem Mariánskej priekopy nachádza ešte 12 hlbokomorských priekop, ktoré podľa geológov tvoria seizmickú zónu, takzvaný Pacifický ohnivý kruh. Druhá najhlbšia na planéte a najhlbšia vo vodách južnej pologule je priekopa Tonga. Jeho dĺžka je 860 km a maximálna hĺbka je 10 882 m.

Tongská depresia sa nachádza na úpätí podmorského hrebeňa Tonga zo súostrovia Samoa a priekopy Karmalek. Depresia Tonga je jedinečná predovšetkým maximálnou rýchlosťou zemskej kôry na planéte, ktorá je 25,4 cm ročne. Presné údaje o pohybe platní v oblasti Tonga boli získané po pozorovaniach malého ostrova Nyautoputanu.

Dnes sa stratený pristávací stupeň slávneho lunárneho modulu Apollo 13 nachádza v depresii Tonga v hĺbke 6-tisíc metrov, „spadol“ pri návrate zariadenia na Zem v roku 1970. Získať stupeň je mimoriadne ťažké. také hĺbky. Vzhľadom na to, že do dutiny s ním spadol aj jeden zo zdrojov plutóniovej energie obsahujúci rádioaktívne plutónium-238, môže byť zostup do hlbín Tongy veľmi problematický.

Filipínska priekopa

Filipínska oceánska tlaková níž je treťou najhlbšou na planéte, jej značka je 10 540 m. Rozprestiera sa v dĺžke 1320 km od veľkého ostrova Luzon až po Moluky blízko východné pobrežie filipínske ostrovy s rovnakým názvom. Priekopa vznikla pri zrážke čadičovej morskej filipínskej platne a prevažne žulovej euroázijskej platne, pričom sa k sebe posúvali rýchlosťou 16 cm/rok.

Zemská kôra je tu hlboko prehnutá a časti dosiek sa tavia v plášťovej hmote planéty v hĺbke 60-100 km. Takéto ponorenie častí dosiek do veľkých hĺbok s následným ich roztavením v plášti tu tvorí subdukčnú zónu. V roku 1927 objavilo nemecké výskumné plavidlo Emden najhlbšiu prepadlinu vo Filipínskej priekope, ktorá sa nazývala „Emdenská hĺbka“, jej značka je 10 400 m m, priehlbina bola premenovaná na „Hĺbka Galatea“.

Portoriká priekopa

V Atlantickom oceáne sú tri hlbokomorské priekopy, Portoriko, Yuzhnosandwich a Romansh, ich hĺbka je výrazne skromnejšia ako pacifické priekopy. Najhlbšia medzi atlantickými priekopami je portorická priekopa so značkou 8 742 m. Nachádza sa na samotnej hranici Atlantiku resp. karibskej oblasti, oblasť je seizmicky veľmi aktívna.

Nedávne štúdie povodia ukázali, že jeho hĺbka sa aktívne a neustále zvyšuje. Stáva sa to pri poklese jeho južnej steny, ktorá je súčasťou Severoamerickej dosky. V hĺbke portorickej depresie vo výške okolo 7900 m bola počas výskumu nájdená veľká bahenná sopka, ktorá je známa svojou silnou erupciou v roku 2004, potom horúca voda a bahno vystúpili vysoko nad hladinu oceánu.

Sundská priekopa

V Indickom oceáne sú dve hlbokomorské priekopy, Sunda, ktorá sa často nazýva Yavan, a Východoindická. Pokiaľ ide o hĺbku, Sunda je lídrom hlbokomorská priekopa, tiahnuci sa v dĺžke 3 000 km pozdĺž južného cípu Sundských ostrovov s rovnakým názvom a značkou 7729 m neďaleko ostrova Bali. Sundská oceánska panva začína plytkým žľabom pri Mjanmarsku, pokračuje a nápadne sa zužuje pri indonézskom ostrove Jáva.

Svahy Sundskej priekopy sú asymetrické a veľmi strmé, ich severný ostrovný svah je výrazne strmší a vyšší, je silne členitý podmorskými kaňonmi, vyznačujú sa na ňom rozsiahle schody a vysoké rímsy. Dno žľabu v oblasti Jávy vyzerá ako skupina priehlbín, ktoré sú oddelené vysokými prahmi. Najhlbšie časti tvoria vulkanické a morské pozemské sedimenty s hrúbkou až 3 km. Sundská priekopa, ktorá vznikla „priesakom“ austrálskej tektonickej platne pod tektonickou štruktúrou Sund, bola objavená expedíciou výskumného plavidla Planet v roku 1906.