Finnes i de marginale delene av havene spesielle skjemaer bunntopografi - dyphavsgraver. Dette er relativt trange forsenkninger med bratte, steile bakker, som strekker seg over hundrevis og tusenvis av kilometer. Dybden av slike depresjoner er veldig stor. Dyphavsgraver har nesten flat bunn. Det er her de største dypene i havene ligger. Vanligvis er skyttergraver plassert på den oseaniske siden av øybuer, og gjentar bøyningen deres, eller strekker seg langs kontinentene. Dyphavsgraver er en overgangssone mellom kontinentet og havet.

Dannelsen av skyttergraver er assosiert med bevegelsen av litosfæriske plater. Den oseaniske platen bøyer seg og ser ut til å "dykke" under kontinentalplaten. I dette tilfellet danner kanten av havplaten, som stuper inn i mantelen, en grøft. Områder med dyphavsgrøfter ligger i soner med vulkanisme og høy seismisitet. Dette forklares av det faktum at skyttergravene ligger inntil kantene på litosfæriske platene.

I følge de fleste forskere regnes dyphavsgraver som marginale trau, og det er der intensiv akkumulering av sedimenter fra ødelagte bergarter finner sted.

Den dypeste på jorden er Marianergraven. Dens dybde når 11 022 m. Den ble oppdaget på 50-tallet av en ekspedisjon på det sovjetiske forskningsfartøyet Vityaz. Forskningen til denne ekspedisjonen var svært viktig for studiet av skyttergraver.

De fleste skyttergravene er i Stillehavet.

ISLAND ARCS (a. island arcs, festoon-øyer; n. Inselbogen; f. arcs insulaires, guirlandes insulaires; i. arсos insulares, arсos islenоs, arсos insulanos) - kjeder av vulkanske øyer som strekker seg langs havkantene og skiller havet fra de marginale (marginale) hav og kontinenter. Et typisk eksempel er Kurilbuen.

Øybuer på havsiden er alltid ledsaget av dyphavsgraver, som strekker seg parallelt med dem i en avstand på gjennomsnittlig 150 km. Det totale omfanget av relieff mellom toppene av øybuevulkaner (høyde opp til 2-4 km) og fordypningene i dyphavsgraver (dybde opp til 10-11 km) er 12-15 km. Øybuer er de største fjellkjedene kjent på jorden. De oseaniske skråningene til øybuer på en dybde på 2-4 km er okkupert av formarksbassenger 50-100 km brede. De er laget av mange kilometer med sediment. I noen øybuer (for eksempel De mindre Antillene) har forarkbassengene gjennomgått folding og fremstøt, og deres ytre deler er hevet over havet og danner en ytre ikke-vulkanisk bue. Foten av øybuene nær dyphavsgraven har en skjellete struktur: den består av en serie tektoniske plater som skråner mot øybuene. Selve øybuene er dannet av aktive eller aktive terrestriske og undervannsvulkaner i den siste tiden. I deres sammensetning er hovedplassen okkupert av middels andesitt lavaer, som tilhører den såkalte. kalkalkaliske serier, men det finnes også både mer basiske (basalter) og surere (dacites, rhyolitter) lavaer.

Vulkanismen i moderne øybuer begynte for 10 til 40 millioner år siden. Noen øybuer overlappet eldre buer. Det er øybuer som oppsto på oseanisk (ensimatiske øybuer, for eksempel Aleutian og Mariana-buene) eller kontinentale (ensimatiske øybuer, for eksempel Ny-Caledonia) skorpe. Øybuer er lokalisert langs grensene for konvergens av litosfæriske plater. Under dem er dype seismofokale soner (Zavaritsky-Benioff-soner), som strekker seg skrått under øybuene til en dybde på 650-700 km. Langs disse sonene synker oseaniske litosfæriske plater ned i mantelen. Vulkanismen til øybuer er assosiert med prosessen med platesubduksjon. I sonene med øybuer dannes ny kontinental skorpe. Vulkankomplekser, som ikke kan skilles fra vulkanske bergarter i moderne øybuer, er vanlige i fanerozoiske foldebelter, som tilsynelatende oppsto på stedet for gamle øybuer. Tallrike mineralressurser er assosiert med øybuer: porfyrkobbermalm, stratiforme sulfid-bly-sinkforekomster av Kuroko-typen (Japan), gullmalm; i sedimentære bassenger - forbue og bakbue - er ansamlinger av olje og gass kjent.

Marginale hav er hav som er preget av fri kommunikasjon med havet, og i noen tilfeller atskilt fra dem av en kjede av øyer eller halvøyer. Selv om marginale hav ligger på sokkelen, er naturen til bunnsedimenter, klimatiske og hydrologiske regimer, fauna og flora i disse havene. sterk innflytelse ikke bare kontinentet, men også havet. Marginale hav er preget av havstrømmer som oppstår på grunn av havvind. Hav av denne typen inkluderer for eksempel Bering, Okhotsk, Japan, Øst-Kina, Sør-Kina og Karibiske hav.

Seismofokale soner er aktive strukturer i overgangsregionen fra kontinentet til havet, som bestemmer prosessene for dannelse og utvikling av øybuesystemet, samt plasseringen av jordskjelvhyposentre, magmaformasjonssentre og metallogeniske provinser. Det er ingen tilfeldighet at de tiltrakk seg oppmerksomheten til forskere av ulike spesialiteter.

Utvikle seg på jobb Et nytt utseende på naturen til den seismofokale sonen, et alternativ til den innebygde litosfæriske platen. Ved å bruke de grunnleggende prinsippene for dislokasjonsteori, tegnes en storskala analogi med et utvalg og en kilde kraftig jordskjelv, som er under påvirkning av trykk- og strekkkrefter. Som et resultat av virkningen av disse kreftene dannes et system med maksimale tangentielle spenninger i to innbyrdes perpendikulære plan, skrånende i en vinkel på 450 til de virkende kreftene. Hele overgangssonen tas som en slik storskala prøve. Fra disse posisjonene ser den seismofokale sonen ut til å være et system av ultradype forkastninger lokalisert i et konstant felt med maksimale tangentielle spenninger, og er et av knuteplanene i teorien om dislokasjoner. Systemet med dype forkastninger må reagere subtilt på endringer i termodynamiske forhold og kan bidra til utviklingen av ulike fysiske og kjemiske prosesser i sonen. Den seismofokale sonen er en permanent "energikanal" som påvirker dannelsen og utviklingen av strukturer i overgangssonen fra kontinentet til havet.

Den spesielle rollen til den seismofokale sonen i dannelsen og utviklingen av strukturer i overgangsregionen fra kontinentet til havet manifesteres på steder der den krysser lag av tektonosfæren med forskjellige fysiske egenskaper. I lag med økt hastighet vil denne energien konstant akkumuleres og kan nå grenseverdier som vil føre til bevegelse av individuelle blokker, dvs. til et jordskjelv. Og i astenosfæriske lag med redusert hastighet (lavere viskositet), vil denne energien slappe av, øke temperaturen på laget og til slutt kan føre dets individuelle seksjoner til en tilstand av delvis smelting.

Det er veldig bemerkelsesverdig at Kuril-Kamchatka-øybuen og vulkanske kjeder ligger over området der det asthenosfæriske laget krysser (på en dybde på 120-150 km) med den seismofokale sonen. Et lignende skjæringsområde med den seismofokale sonen er også observert under Okhotsk-bassenget, hvor et område med delvis smelting er notert (Gordienko et al., 1992).

Tomografiske konstruksjoner utført av mange forskere (Kamiya et al., 1989; Suetsugu, 1989; Gorbatov et al., 2000) viste at høyhastighetsområder som penetrerer til en dybde på 1000 kilometer eller mer er en direkte fortsettelse av seismofokale soner. Det antas at de kunne ha dannet seg som et resultat av kraftig geodynamisk stress (ekspansjon av jorden eller en skarp endring i rotasjonsregimet) langs hele periferien av Stillehavet. Disse ultradype forkastningene, spesielt i de første stadiene, kan være en kilde til tungt mantelmateriale og væsker, som gjennom ulike fasetransformasjoner kan være en grobunn for dannelsen av jordskorpen og den øvre mantelen. Og på senere stadier kunne det tunge stoffet i mantelen "fryse" i dype forkastninger. Det er mulig at den seismofokale sonen er et miljø med høy hastighet nettopp på grunn av stigningen av tungt stoff langs forkastninger.

Dermed kan systemet med dype forkastninger assosiert med den seismofokale sonen ha en mer kompleks karakter: på den ene siden (nedenfra) er det en kanal for innføring av tung materie i den øvre mantelen; på den annen side kan et system med dype forkastninger med mindre tykkelse konstant lades opp med energi, siden selve den seismofokale sonen er en "energikanal" på grunn av den konstante interaksjonen mellom kontinentale og oseaniske strukturer under kompresjonsforhold.

M.V. Avdulov (1990) viste at ulike faseoverganger forekommer i litosfæren og øvre mantel. Dessuten har disse faseovergangene en tendens til å komprimere strukturen til mediet. Prosessene med fasetransformasjoner skjer spesielt intensivt i feilsoner på grunn av brudd på termodynamisk likevekt i dem. Dermed kan systemet med dype forkastninger, som et resultat av den langsiktige virkningen av fasetransformasjoner med komprimering av rommet i forkastningssonen, gjøre systemet med dype forkastninger til en struktur som ligner på en skrånende høyhastighetsplate.

Seismologiske og geologisk-geofysiske data presenteres som ikke kan forklares ut fra platetektonikkens ståsted. Resultatene av eksperimenter med matematisk (Demin, Zharinov, 1987) og geodynamisk (Guterman, 1987) modellering presenteres, som indikerer at dette synspunktet på arten av den seismofokale sonen kan ha en rett til å eksistere.

Et akkresjonært prisme eller akkresjonær kile (fra latin accretio - inkrement, økning) er et geologisk legeme som dannes under neddykkingen av havskorpen i mantelen (subduksjon) i frontdelen av den overliggende tektoniske platen. Det oppstår som et resultat av lagdelingen av sedimentære bergarter på begge platene og utmerker seg ved den sterke deformasjonen av det stablede materialet, ødelagt av endeløse fremstøt. Akkresjonsprismet er plassert mellom dyphavsgrøften og forarcbassenget. Under prosessen med subduksjon langs en plategrense, blir den tykkere platen deformert. Som et resultat, dyp sprekk- havgrav. På grunn av kollisjonen mellom to plater virker enorme trykk- og friksjonskrefter i området av grøften. De fører til at sedimentære bergarter på bunnen av havet, samt noen lag med havskorpe, rives av fra den subdukterende platen og samler seg under kanten av den øvre platen, og danner et prisme. Ofte sedimentære bergarter separeres fra frontdelen og, båret av snøskred og strømmer, legger seg i oseanisk grøft. Disse bergartene som ligger i grøften kalles flysch. Vanligvis er akkresjonsprismer plassert ved grensene for å nærme seg tektoniske plater, som øybuer og Cordilleran- eller Andesplategrenser. De finnes ofte sammen med andre geologiske kropper som oppstår under subduksjon. Generelt system inkluderer følgende elementer (fra grøften til kontinentet): ekstern svelling av venen - akkresjonært prisme - dyphavsgrøft - øybue eller kontinentalbue - bakbuerom (bakbuebasseng). Øybuer oppstår som et resultat av bevegelsen av tektoniske plater. De dannes der to oseaniske plater beveger seg mot hverandre og hvor subduksjon til slutt skjer. I dette tilfellet "skyves" en av platene - i de fleste tilfeller den eldre, fordi eldre plater vanligvis avkjøles sterkere, og det er grunnen til at de har høyere tetthet - under den andre og synker ned i mantelen. Akkresjonsprismet danner en slags ytre grense for øybuen, som på ingen måte er forbundet med vulkanismen. Avhengig av veksthastighet og dybde kan akkresjonsprismet stige over havet.

Grøfter, som kjent, markerer soner med konvergerende marginer av litosfæriske plater på havbunnen, det vil si at de er et morfologisk uttrykk for subduksjonssonen til havskorpen. De aller fleste dyphavsgravene ligger langs periferien av den gigantiske Stillehavsranden. Bare se på fig. 1.16 for å bekrefte dette. Ifølge A.P. Lisitsyn, arealet av skyttergravene er bare 1,1% av havområdet. Men til tross for dette danner de til sammen et uavhengig gigantisk belte av skredsedimentering. Gjennomsnittsdybden til skyttergravene overstiger 6000 m, noe som er betydelig større enn gjennomsnittsdybden i Stillehavet (4280 m), Atlanterhavet (3940 m) og det indiske (3960 m) hav. Totalt er det nå identifisert 34 dyphavsgraver i verdenshavet, hvorav 24 tilsvarer konvergerende plategrenser, og 10 for å transformere (Romanche, Vima, Argo, Celeste skyttergraver, etc.). I Atlanterhavet Puerto Rico (dybde 8742 m) og South Sandwich (8246 m) skyttergravene er kjent; i Det indiske hav - bare Sunda (7209 m). Vi skal se på stillehavsgravene.
På den vestlige kanten av Stillehavet er skyttergraver nært knyttet til vulkanske buer, og danner et enkelt bue-grøft geodynamisk system, mens skyttergravene i den østlige marginen er direkte tilstøtende til kontinentalskråningen i sør og Nord Amerika. Vulkanisme her er registrert langs Stillehavsmarginene til disse kontinentene. E. Seibold og V. Berger bemerker at av de 800 aktive vulkanene som opererer i dag, er 600 lokalisert i Stillehavsranden. I tillegg er dybden på skyttergravene øst i Stillehavet mindre enn i vest. Stillehavsbunnene, som starter utenfor kysten av Alaska, danner en nesten sammenhengende kjede av svært langstrakte forsenkninger, som hovedsakelig strekker seg i sørlig og sørøstlig retning til øyene i New Zealand (fig. 1.16).

I tabellen 1.5 prøvde vi å samle alle hovedkarakteristikkene til morfografien til skyttergravene i Stillehavet (dybde, lengde og areal, og antallet dyphavsborestasjoner er også angitt der). Tabelldata 1.5 overbevise oss om de unike egenskapene til dyphavsgrøfter. Faktisk når forholdet mellom den gjennomsnittlige grøftdybden og dens lengde 1:70 (Central American Trench), lengden på mange skyttergraver overstiger 2000 km, og den peruansk-chilenske grøften spores langs vestkysten Sør-Amerika i nesten 6000 km. Dataene om dybden på rennene er også slående. Tre skyttergraver har dybder fra 5000 til 7000, tretten - fra 7000 til 10 000 m og fire - over 10 000 m (Kermadec, Mariana, Tonga og Philippine), med dybderekorden holdt av Mariana Trench - 11 022 m (tabell 1,5).
Her skal det imidlertid bemerkes at dybde er forskjellig fra dybde. Oseanologer registrerer slike betydelige dybder; for dem er dybden av grøften bunnmerket, målt fra vannoverflaten i havet. Geologer er interessert i en annen dybde - uten å ta hensyn til tykkelsen sjøvann. Deretter skal dybden av grøften tas som forskjellen mellom høydene av bunnen av den nærliggende havdyningen og bunnen av selve grøften. I dette tilfellet vil dybdene til skyttergravene ikke overstige 2000-3500 m og vil være sammenlignbare med høydene til midthavsrygger. Dette faktum er etter all sannsynlighet ikke tilfeldig og indikerer energibalansen (i gjennomsnitt) av sprednings- og subduksjonsprosessene.

Grøfter deler også noen vanlige geofysiske egenskaper; redusert varmestrøm, skarpt brudd på isostasi, mindre anomalier magnetfelt, økt seismisk aktivitet og til slutt det viktigste geofysiske trekk - tilstedeværelsen av den seismofokale sonen Vadati - Zavaritsky - Benioff (WZB-sonen), stuper i området av grøften under kontinentet. Den kan spores til en dybde på 700 km. Alle jordskjelv registrert på øybuer og aktive kontinentale marginer ved siden av skyttergraver er assosiert med det.
Og likevel er det ikke så mye de morfometriske egenskapene til dyphavsgraver som er unike, men snarere deres plassering i Stillehavet: de ser ut til å spore konvergensstedene (konvergens) av litosfæriske plater på kontinentenes aktive marginer. Her skjer ødeleggelsen av havskorpen og veksten av kontinentalskorpen. Denne prosessen kalles subduksjon. Dens mekanisme har så langt blitt studert i de mest generelle termer, noe som vil gi en viss rett til motstandere av platetektonikk til å klassifisere subduksjon som en ubeviselig, rent hypotetisk antakelse fremsatt angivelig til fordel for postulatet om konstansen. av jordas overflate.
Faktisk kan subduksjonsmodellene utviklet til dags dato ikke tilfredsstille spesialister, siden antallet spørsmål som oppstår betydelig overstiger mulighetene til eksisterende modeller. Og de viktigste av disse spørsmålene gjelder oppførselen til sedimenter i dyphavsgraver, som morfologisk sporer konvergensen av plater. Faktum er at motstandere av subduksjon bruker naturen til den sedimentære fyllingen av skyttergraver som et av de viktige argumentene mot subduksjonen av havplaten under kontinentet. De mener at den stille, horisontale forekomsten av sedimenter i de aksiale delene av alle skyttergravene ikke stemmer overens med høyenergiprosessen med å undertrykke en oseanisk plate på flere kilometer. Riktignok løste borearbeidet som ble utført i Aleutian, Japansk, Mariana, Sentral-Amerika og Peru-Chilean (se tabell 1.5) en rekke spørsmål, men nye fakta dukket opp som ikke passer inn i eksisterende modeller og krever demonstrativ forklaring.
Derfor gjorde vi et forsøk på å konstruere en sedimentologisk konsistent modell for subduksjon, som ga svar på spørsmål angående sedimentær fylling av skyttergraver. Selvfølgelig kan den sedimentologiske argumentasjonen for subduksjon ikke være den viktigste, men ingen av de tektono-geofysiske modellene av denne prosessen kan klare seg uten den. La oss forresten merke seg at hovedformålet med alle subduksjonsmodeller utviklet i dag, både med tanke på sedimentær fylling av grøfter og neglisjering av det, er å forklare denne prosessen på en slik måte at modellen fanger opp de viktigste kjente egenskapene til bevegelsen av plater og de reologiske egenskapene til det litosfæriske stoffet og på samme tid. På den tiden var dets resulterende (output) indikatorer ikke i strid med morfografien til skyttergravene og de viktigste tektoniske elementene i deres struktur.
Det er klart at avhengig av hvilket mål forskeren setter seg, fikser han visse egenskaper i modellen og bruker det tilsvarende matematiske apparatet. Derfor gjenspeiler hver av modellene (det er nå mer enn 10) bare én eller to de viktigste aspektene utviklingsprosessen og etterlater de forskerne som tolker den kvalitative siden av dette fenomenet annerledes. Basert på dette ser det ut til at det er viktigst å forstå nøyaktig de kvalitative egenskapene til subduksjon slik at alle de observerte konsekvensene av denne prosessen blir fysisk forklarlige. Da vil konstruksjonen av en formalisert modell på kvantitativ basis bli et spørsmål om teknologi, det vil si at det ikke skal forårsake grunnleggende vanskeligheter.
Alle for tiden kjente subduksjonsmodeller kan klassifiseres som vist i fig. 1.17. Det største bidraget til utviklingen av disse modellene ble gitt av L.I. Lobkovsky, O. Sorokhtin, S.A. Ushakov, A.I. Shsmenda og andre russiske forskere, og fra utenlandske spesialister - 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. Vi er selvfølgelig først og fremst interessert i modeller der sedimentær utførelse av takrenner tas i betraktning i ett på en eller annen måte. Disse inkluderer den såkalte "akkresjonsmodellen" og en modell der sedimenter spiller rollen som et slags "smøremiddel" mellom to samvirkende plater.

Disse modellene, som forklarer responsen til sedimenter på høyenergiprosessen med subduksjon av havplaten, selv om de gir en helt plausibel tolkning av denne prosessen, etterlater fortsatt en rekke viktige spørsmål som må besvares for å de foreslåtte tektono-geofysiske modellene skal anses som sedimentologisk konsistente. De viktigste av dem er følgende.
1. Hvordan forklare det faktum at sedimenter i selve grøften alltid har en horisontal, uforstyrret forekomst, til tross for at platen aktivt synker fra havsiden, og et sterkt deformert akkresjonært prisme vokser fra den kontinentale skråningen av grøften ?
2. Hva er mekanismen for dannelse av et akkresjonsprisme? Er det et resultat av kaotisk lossing av sedimenter strippet fra en subduksjonsplate, eller er dens vekst påvirket av prosesser som skjer på selve kontinentalskråningen?
For å svare på disse spørsmålene, dvs. for å bygge en sedimentologisk konsistent modell for subduksjon, er det nødvendig å knytte de foreslåtte tektoniske mekanismene til denne prosessen nærmere med dataene fra dyphavsboring langs profiler gjennom en rekke av de best studerte skyttergravene fra disse stillingene. Dette må også gjøres slik at kontrollen av den foreslåtte modellen av data fra "levende" litologi blir integrert element modeller.
Vi begynner vår presentasjon av den sedimentologisk konsistente subduksjonsmodellen med en beskrivelse av de tektoniske forutsetningene som ligger til grunn. Det skal bemerkes at enhver modell inkluderer spesifikke forutsetninger, den er avhengig av dem og prøver med deres hjelp å koble den til en enkelt helhet. kjente fakta. Vår modell bruker tektoniske forutsetninger hentet fra subduksjonsskjemaer som allerede er testet av fysisk baserte beregninger.
Den første antagelsen gjelder den pulserende (diskrete) naturen til understøtsprosessen. Dette betyr at den neste fasen av understøt innledes av akkumulering av spenninger i havskorpen, som på grunn av tektonisk lagdeling av litosfæren og heterogeniteter i jordskorpen overføres fra spredningssentre med ulik intensitet og i alle fall, er ekstremt ujevnt fordelt i havet. Denne antagelsen er tilstrekkelig dyp betydning, siden den kan brukes til å forklare endringer i de petrologiske egenskapene til en allerede nedsenket del av havplaten, som delvis bestemmer muligheten for neste subduksjonsimpuls.
Den andre antagelsen antar multidireksjonell spenningsfordeling direkte i Wadati-Zavaritsky-Benioff-sonen (WZB). Det fremstår slik. Når man opplever trykkkrefter ved dypere horisonter, er sonen ved bøyningspunktet, som markerer dyphavsgrøften, utsatt for strekkspenninger, noe som fører til dannelse av forkastninger på både indre og ytre side av grøften. Disse forkastningene skiller subduksjon av deler av platen fra havsiden til separate segmenter (trinn); med neste skyveimpuls er segmentet nærmest grøfteaksen involvert i denne prosessen. Denne ideen ble konstruktivt testet av L.I. Lobkovsky i sitt kinematiske subduksjonsskjema.
Den tredje antakelsen refererer til den diskrete havgående migrasjonen av grøftens senterlinje. Det er en konsekvens av de to første forutsetningene. Spesielle studier har også fastslått at migrasjonshastigheten til grøftaksen avhenger av alderen til den absorberte skorpen og helningen til VZB-sonen.
Den fjerde antagelsen antar energibalansen i tid for prosessene med vekst av havskorpen i midthavsrygger og dens prosessering på aktive marginer. Det faktum at denne forutsetningen ikke er uten grunnlag er indirekte kontrollert av likheten (i gjennomsnitt) av høydene til midthavsryggen og dybdene til skyttergravene som tilsvarer spesifikke spredningsvektorer, som vi allerede har notert. Som T. Hatherton bemerket, ga den mulige balansen mellom sprednings- og subduksjonsprosesser et pålitelig fysisk grunnlag for platetektonikk. Brudd på denne balansen i visse øyeblikk fører til en økning i buede løft, en restrukturering av det globale sirkulasjonssystemet til havvann og, som en konsekvens, til globale avbrudd i sedimentasjonen.
Hvis vi ser etter årsaken til forskjellene i dybdene til skyttergravene, er det nødvendig å ta hensyn til den nære korrelasjonen mellom subduksjonshastigheten og alderen til den absorberte skorpen (ved en fast verdi av helningsvinkelen på WZB-sonen). Dette spørsmålet ble studert i detalj av S. Grillet og J. Dubois basert på materialet til ti konvergerende systemer (Tonga-Kermadec, Kuril, Filippinsk, Izu-Bonin, New Hebrides, Peru-Chilean, Aleutian, Central American, Indonesia og Japansk ). Spesielt fant disse forfatterne at jo høyere subduksjonshastighet, jo grunnere (i gjennomsnitt) dybden av grøften. Men dybden på grøften øker med alderen til subduksjonsplaten. M.I. Streltsov kompletterte denne studien med suksess ved å fastslå at dybden til grøften også avhenger av krumningen til den vulkanske buen: de dypeste skyttergravene er begrenset til buer med maksimal krumning.
La oss nå vurdere mer detaljert mekanismen for sedimentogenese i grøfter, det vil si at vi vil konstruere en generell sedimentologisk modell av grøften. Analyse av dyphavsborebrønnseksjoner, på den ene siden, og arten av den tektoniske strukturen til skyttergravene, på den andre, tillater oss å trekke følgende ganske pålitelige konklusjoner.
1. Det sedimentære dekket er betydelig forskjellig på de indre (kontinentale) og ytre (oseaniske) skråninger av grøften, og selv om den tektoniske strukturen til disse elementene i grøftstrukturen også er heterogen, er sammensetningen av sedimenter først og fremst en funksjon av sedimentologiske prosesser i forskjellige skråninger av grøften: pelagisk sedimentogenese i den ytre skråningen og suspensjonsstrøm, overlagret på pelagisk - på den indre.
2. Ved bunnen av den indre skråningen av grøften registreres ofte opphopning av sedimenter, her er de alltid mer intenst komprimert og representerer strukturelt et stort linseformet legeme kalt et akkresjonært prisme. På den ytre skråningen er sedimentene skråstilt i en liten vinkel mot grøftens akse, og i bunnen er de horisontale.
3. I følge geofysikk oppstår sedimenter i bunnen av skyttergravene i form av to "lag": et akustisk gjennomsiktig nedre lag, tolket som komprimerte pelagiske sedimenter av havplaten, og et øvre lag, representert av turbiditter som ble båret inn i grøften fra kontinentalskråningen i perioden mellom to tilstøtende skyveimpulser.
4. Tykkelsen av turbidittavsetninger i bunnen av skyttergraver avhenger av mange faktorer: av dissekert lettelse av kontinentalskråningen og klimaet, som ser ut til å forhåndsbestemme hastigheten på denudering av det tilstøtende landet, av intensiteten og frekvensen av jordskjelv i grøfteområde, og av mange andre grunner. Varigheten av plateinteraksjon, dvs. levetiden til en spesifikk subduksjonssone, bør også spille en betydelig rolle i økningen i tykkelsen av turbidittlagene i bunnen av grøften, men bare hvis grøften som en tektonisk struktur hadde uavhengig betydning i subduksjonsprosessen; men siden den bare representerer en reaksjon på denne prosessen uttrykt i relieff av havbunnen, og dessuten dens posisjon ikke er konstant over tid, spiller ikke denne faktoren en avgjørende rolle i prosessen med akkumulering av turbiditter på bunnen av grøft. Vi vet at den nåværende plasseringen av skyttergravene bare markerer den siste fasen av en langvarig prosess med undertrykk.
5. Fire hovedfacieskomplekser av sedimenter er nært knyttet til dyphavsgrøfter: alluviale vifter av kontinentalskråningen, turbiditter i gulvet og bassenger i indre skråning, pelagiske sedimenter registrert i alle morfologiske elementer i grøften, og til slutt, sedimenter av det akkresjonære prismet.
For tiden er sedimentologiske modeller av de aleutiske, peruansk-chilenske og spesielt de sentralamerikanske skyttergravene utviklet i tilstrekkelig detalj. Men disse modellene er dessverre ikke knyttet til den generelle mekanismen for subduksjon i disse skyttergravene.
M. Underwood og D. Karig, samt F. Shepard og E. Reimnitz, som studerte i detalj morfologien til den indre skråningen av den sentralamerikanske grøften i området av den kontinentale marginen til Mexico, bemerker at bare i dette området grenser fire store kløfter til den indre skråningen av grøften, hvorav de fleste The Rio Balsas (en undersjøisk fortsettelse av Balsas-elven) ble grundig studert, sporet til selve grøften. Det er etablert en klar sammenheng mellom tykkelsen av turbiditter i bunnen av grøften og ved munningen av store kløfter. Det tykkeste dekket av sedimenter (opptil 1000 m) i grøften er begrenset til munningen av kløftene, mens tykkelsen i de andre delene avtar til flere meter. Ved munningen av kløfter registreres alltid en sedimentvifte; den er kuttet av mange kanaler - et slags distribusjonssystem av alluvialkjeglen. Det klastiske materialet som kommer inn gjennom kløftene bæres av en langsgående strøm langs senterlinjen av grøften i retning av bunnsenkningen. Påvirkningen fra hver canyon på fordelingen av nedbør i den sentrale delen av grøften merkes selv i en avstand på 200-300 km fra munningen. Data fra dyphavsboring i den sentralamerikanske grøften bekreftet dette forskjellige deler dens respons av sedimenter på undertrykksprosessen er ikke den samme. I området til boreprofilen i Guatemala, er subduksjon ikke ledsaget av akkresjon av sedimenter, mens brønner i området til den meksikanske profilen tvert imot avslørte tilstedeværelsen av et akkresjonært sedimentært prisme ved bunnen av den kontinentale siden av grøften.
La oss nå dvele i detalj ved det viktigste sedimentologiske paradokset ved subduksjon. Som det nå har blitt fastslått av geofysisk arbeid og dyphavsborebrønner, er sedimentene i bunnen av alle skyttergraver representert av turbiditter med ulik litologisk sammensetning, som har en horisontal forekomst. Paradokset er at disse sedimentene enten skal rives av fra havplaten og samles ved bunnen av kontinentalskråningen i form av et akkresjonært prisme (accretionary subduction models), eller absorberes sammen med et fragment av havplaten i neste fase av undertrykk, som følger av «smøringsmodellen» O.G. Sorokhtin og L.I. Lobkovsky.
Logikken til subduksjonsmotstandere er derfor enkel og rettferdig: siden subduksjon er en høyenergiprosess der stive plater som er titalls kilometer tykke er involvert, kan et tynt lag med løse sedimenter ikke annet enn å reagere på denne prosessen. Hvis sedimentene i bunnen av skyttergravene ligger horisontalt, skjer ikke subduksjon. Det må innrømmes at tidligere forsøk på å forklare dette sedimentologiske paradokset var lite overbevisende. Den horisontale forekomsten av sedimenter ble forklart med deres ungdom, periodisk risting av allerede akkumulerte turbiditter, hvoretter de ble avsatt som om de var på nytt, etc. Det var selvfølgelig mer realistiske tolkninger som vurderte avhengigheten av volumet av sedimenter i skyttergraver på forholdet mellom sedimentasjons- og subduksjonshastigheter.
O.G. Sorokhtin gjorde en enkel, men dessverre lite overbevisende beregning av denne prosessen, og prøvde å gi et faktagrunnlag for smøremodellen hans, diskutert ovenfor. Han bemerket at i de fleste skyttergraver er tykkelsen på det sedimentære dekket ubetydelig, til tross for den svært høye (flere centimeter per 100 år). Ved en slik hastighet, ifølge O. G. Sorokhtin, hvis "smøringsmekanismen" ikke hadde fungert, ville rennene blitt fullstendig dekket med sediment i løpet av noen få titalls millioner år. I virkeligheten skjer ikke dette, selv om noen skyttergraver eksisterer og fortsetter å utvikle seg i hundrevis av millioner av år (japansk, peruansk-chilensk).
Denne beregningen er lite overbevisende av to grunner. For det første, uavhengig av mekanismen for sedimentabsorpsjon, er grøfter den viktigste komponenten i det dynamiske systemet til en subduksjonssone, og av denne grunn var det umulig å beregne hastigheten på deres fylling med sedimenter som om det var et stasjonært sedimentbasseng. For det andre registrerer skyttergraver i deres moderne morfologiske uttrykk bare reaksjonen på den siste fasen av undertrykksprosessen (se den tredje antagelsen i vår modell), og derfor kan tidspunktet for deres eksistens ikke identifiseres med varigheten av utviklingen av hele subduksjonssonen , dvs. snakk om tiere, men dessuten teller ikke hundrevis av millioner år som alderen på skyttergraven. Av samme grunner kan ikke en lignende tilnærming til dette problemet, beskrevet i artikkelen av J. Helwig og G. Hall, anses som overbevisende.
Så dette paradokset kan ikke løses hvis vi stoler på allerede utviklede subduksjonsskjemaer, der mekanismen og hastighetsegenskapene til platesubduksjon ikke er knyttet til mekanismen og hastighetskarakteristikkene til sedimentakkumulering.
Informasjon om sedimentasjonshastigheter i skyttergravene i Stillehavet, som ble estimert fra resultatene av dyphavsboring, finnes i en publikasjon med flere volum, hvis materialer lar oss konkludere med at skyttergraver generelt er preget av relativt sett høye: fra noen få titalls til hundrevis og til og med tusenvis av meter per million år. Disse hastighetene varierer selvfølgelig over tid selv ved ett borepunkt, men generelt opprettholdes rekkefølgen av tallene.
La oss imidlertid være oppmerksomme på en omstendighet som tilsynelatende slapp geologenes oppmerksomhet. Faktum er at geologer er vant til å vurdere hastigheten på sedimentakkumulering i Bubnov-enheter: millimeter per 10,3 (mm/10,3) eller meter per 10,6 (m/10,6) år. Denne tilnærmingen skyldes objektive årsaker, siden geologer bare har pålitelig informasjon om tykkelsen på seksjonen og mye mindre pålitelige data om varigheten av det tilsvarende stratigrafiske intervallet. De forestiller seg selvfølgelig at hastighetsverdiene oppnådd på denne måten har et svært fjernt forhold nettopp til hastigheten på sedimentakkumulering, siden dette heller ikke tar hensyn til det faktum at forskjellige litologiske bergarter dannes ved ulike hastigheter, og heller ikke det faktum at innenfor det studerte intervallet til seksjonen kan det være skjulte brudd i akkumulering av sedimenter (diastemer). Hvis vi også tar i betraktning at sedimentene til den aksiale delen av skyttergravene dannes i injeksjonsmodusen for syklosedimentogenese, er det i dette tilfellet generelt umulig å bruke denne tilnærmingen til å vurdere hastigheten på sedimentakkumulering, fordi strengt tatt, hele tykkelsen av turbiditter er dannet som en superposisjon av suspensjon-strøm sedimentogenese på normal pelagisk sedimentogsnsz: med andre ord, tykkelsen av turbiditter akkumuleres, som det var, under pauser i sedimenteringen. Basert på en rekke faktamaterialer om moderne og eldgamle turbiditter, er en slik mekanisme for sedimentogenese underbygget i forfatterens monografier.
Da arbeidet med platetektonikk dukket opp og geofysikere publiserte de første dataene om sprednings- og subduksjonshastigheter (målt i centimeter per år), prøvde geologer å korrelere verdiene av sedimentasjonshastigheter de kjente med den nylig innhentede informasjonen om hastigheter for platebevegelse, fortsatt operert med endringer i hastighet i enheter Bubnov, uten å gjøre forsøk på å bringe de sammenlignede verdiene til fellesnevner. Det er lett å forstå at en slik tilnærming gir opphav til en rekke misforståelser som forstyrrer studiet av sedimentologiske prosessers faktiske rolle i ulike subduksjonsmodeller og fører til en feilvurdering av deres betydning. For å illustrere dette poenget presenterer vi flere typiske eksempler, uten å gjenta beskrivelsen av den litologiske sammensetningen av sedimenter penetrert av dyphavsborebrønner.
Sedimentene i bunnen av Aleut-graven er holocene i alder, deres tykkelse når 2000 og noen ganger 3000 m. Subduksjonshastigheten av Stillehavsplaten under Aleut-graven, ifølge K. Le Pichon et al., er 4-5 cm/år, og ifølge V. Vakye - til og med 7 cm/år.
Sedimentasjonshastigheten i grøften, hvis den måles i Bubnov-enheter, tolkes som unormalt høy ("skred", ifølge A.P. Lisitsyn): 2000-3000 m/106 år. Uttrykker vi sedimentasjonshastigheter i samme enheter som subduksjonshastigheten får vi 0,2-0,35 cm/år, og for interglasiale perioder er den enda lavere: 0,02-0,035 cm/år. Og likevel er akkumuleringshastigheten av sedimenter i Aleutian-graven (uansett hvilke enheter vi måler dem) veldig høy; R. von Huene bemerker med rette at skyttergravene i den vestlige kanten av Stillehavet, som er preget av et sedimentært dekke. av bunnen med en tykkelse på mer enn 500 m, var utvilsomt lokalisert i innflytelsessonen for kystbreder på høye breddegrader. Deltaene til store elver som renner ut i havet i grøftens område har også en betydelig innflytelse.
Det som av litologer anses å være en "skred"-rate for sedimentering viser seg å være nesten to størrelsesordener lavere enn hastigheten på plateundertrykk. Hvis disse dataene er korrekte og hvis de er korrelert med modellen for monoton (frontal) subduksjon, blir det klart at med en slik tolkning av undertrykksmekanismen vil sedimenter ganske enkelt ikke ha tid til å samle seg og i det minste den aksiale delen av grøften skal ha vært helt fri for sedimentært dekke. I mellomtiden når tykkelsen i den nordøstlige delen av Aleutian-graven, som vi allerede har nevnt, 3000 moh.
Vi vil 436 ble boret i den ytre skråningen av Japan-graven. Fra brønndelen vil vi bare være interessert i en leireenhet med en tykkelse på 20 m, avdekket på en dybde på 360 m. Deres alder er estimert til 40-50 millioner år (fra midten av miocen til begynnelsen av paleogenet ). Det er lett å beregne at dannelseshastigheten for disse avsetningene var ubetydelig: 0,44 m/106 år (0,000044 cm/år, eller 0,5 μm/år). For å visuelt forestille seg denne figuren, er det nok å si at i en vanlig byleilighet i vintermånedene (med vinduene lukket) akkumuleres et slikt lag med støv i løpet av en uke. Det er nå klart hvor rene dyphavssonene i havene er fra klastiske suspensjoner og hvor enorm den kreative rollen til geologisk tid er, som er i stand til å registrere i et snitt etter 45 millioner år en tykkelse av leire som er 20 m tykke ved slike forsvinnende lave sedimentasjonshastigheter.
Like lave sedimentasjonshastigheter ble notert på den oseaniske skråningen av Kuril-Kamchatka-grøften (brønn 303), hvor de varierer fra 0,5 til 16 m/106 år, dvs. fra 0,00005 til 0,0016 cm/år. Den samme rekkefølgen av tall gjelder for andre skyttergraver i Stillehavskanten. En økning i hastigheten for sedimentakkumulering på de indre skråningene av skyttergraver til noen få hundre meter per million år, som er lett å forstå, endrer ikke forholdet mellom to hastighetskarakteristikker: sedimentakkumulering og subduksjon av havplaten. I dette tilfellet skiller de seg med minst to størrelsesordener (de laveste verdiene for subduksjonshastighet - fra 4 til 6 cm/år - ble notert for de japanske, Kermadec-, Aleutian og New Hebridean skyttergravene, og de høyeste - fra 7 til 10 cm/år - for Kuril-Kamchatka, New Guinea, Tonga, Peru-chilensk og Sentral-Amerika I tillegg ble det funnet at konvergenshastigheten for de nordlige og østlige marginene av Stillehavet økte fra 10 (fra For 140 til 80 millioner år siden) til 15-20 cm/år (mellom 80 og 45 millioner år siden) år siden), falt deretter til 5 cm/år Den samme trenden ble notert for den vestlige Stillehavsranden.
Det ser ut til at det er en sammenheng mellom varigheten av subduksjonssonen og tykkelsen på sedimentdekket i bunnen av skyttergravene. Faktamateriale tilbakeviser imidlertid denne antagelsen. Dermed er driftstiden for subduksjonssonen New Hebrides bare 3 millioner år, og tykkelsen på sedimentene i grøften er 600 m. Mariana-subduksjonssonen og Tonga-sonen har eksistert i ca. 45 millioner år, men sedimenttykkelsen er bare 400 m. Subduksjonsratene i disse sonene er nære. Derfor er det nødvendig å se etter en ny effektiv mekanisme som vil forbinde disse (og mange andre) egenskaper.
En ting er klart så langt: sedimenter i en grøft kan bare bevares hvis sedimentasjonshastigheten er betydelig høyere enn subduksjonshastigheten. I den situasjonen som geologer forsøkte å forstå, ble forholdet mellom disse mengdene vurdert som nøyaktig det motsatte. Dette er essensen av det "sedimentologiske subduksjonsparadokset."
Dette paradokset kan løses på den eneste måten: når du vurderer sedimentasjonshastigheter, må du ikke abstrahere fra den genetiske typen sedimenter, fordi, vi gjentar, den vanlige aritmetiske prosedyren som brukes til å beregne sedimentasjonshastigheter, er ikke aktuelt for alle lag: forholdet mellom tykkelsen av lagene (i meter) til det stratigrafiske tidsvolumet (i millioner av år). Dessuten har forfatteren allerede gjentatte ganger bemerket at denne prosedyren ikke gjelder for turbiditter i det hele tatt, siden den ikke bare vil gi et omtrentlig, men et helt feil estimat av. Følgelig, for at sedimenter skal bevares i den aksiale delen av skyttergravene og også ha en horisontal forekomst, til tross for subduksjonen av havplaten, er det nødvendig og tilstrekkelig at sedimentasjonshastigheten er betydelig høyere enn subduksjonshastigheten, og dette kan bare være når sedimentasjon i grøften realiseres i den injeksjonsmodus av cyclosdimentogenese. Konsekvensen av dette særegne sedimentologiske teoremet er den eksepsjonelle ungdommen til sedimentene på bunnen av alle dyphavsgraver, hvis alder vanligvis ikke overstiger Pleistocen. Den samme mekanismen gjør det mulig å forklare tilstedeværelsen av høykarbonatsedimenter på dyp som åpenbart overstiger det kritiske nivået for oppløsning av karbonatmateriale.
Før vi forstår det andre av spørsmålene vi stilte (om forstyrrelsen av den normale stratigrafiske sekvensen av sedimenter ved bunnen av den kontinentale skråningen av grøften), er det nødvendig å merke seg følgende omstendighet, som sannsynligvis ble tenkt på av mange som prøvde å analysere subduksjonsmekanismen. Faktisk, hvis prosessen med understøt (fra et kinematikksynspunkt) fortsetter på samme måte i alle skyttergraver og hvis den er ledsaget av skraping av sedimenter fra subduksjonsplaten, bør akkresjonære prismer registreres ved foten av de indre skråningene til alle skyttergravene uten unntak. Imidlertid har dyphavsboring ikke påvist tilstedeværelsen av slike prismer i alle grøfter. I et forsøk på å forklare dette faktum antydet den franske forskeren J. Auboin at det finnes to typer aktive marginer: marginer med overvekt av trykkspenninger og aktiv akkresjon, og marginer der strekkspenninger og nesten fullstendig fravær av sedimentakkresjon er mer typiske. . Dette er to ekstreme poler, mellom hvilke nesten alle kjente konvergerende systemer kan plasseres mellom, hvis vi tar hensyn til slike de viktigste egenskapene, slik som helningsvinkelen til WZB-sonen, alderen til havskorpen, subduksjonshastigheten og tykkelsen på sedimentene på havplaten. J. Auboin mener at buegravsystemer er nærmere den første typen, og den andinske typen margin er nærmere den andre. Men, vi gjentar, dette er ikke noe mer enn en grov tilnærming, fordi virkelige situasjoner i spesifikke undertrykkssoner avhenger av mange faktorer, og derfor kan et bredt spekter av sammenhenger oppstå i systemene i både den vestlige og østlige kanten av Stillehavskanten. Så V.E. Hein, selv før J. Aubuin identifiserte disse to ekstreme tilfellene, bemerket med rette at Aleutian, Nankai og Sunda-profilene bare delvis bekreftet akkresjonsmodellen, mens profilene gjennom Mariana- og Mellomamerikanske (i Guatemala-regionen) skyttergravene ikke avslørte en akkresjonært prisme. Hvilke konklusjoner følger av dette?
Mest sannsynlig er sedimentprismer (der de utvilsomt finnes) ikke alltid et resultat av bare skraping av sedimenter fra havplaten, spesielt siden sammensetningen av sedimentene til disse prismene ikke tilsvarer sedimentene i det åpne hav. I tillegg gir det utvilsomme fraværet av slike prismer (for eksempel i den sentralamerikanske grøften) grunn til ikke å betrakte skraping av sedimenter som en sedimentologisk universell prosess for subduksjon, som klart følger av "smøringsmodellen" til O.G. Sorokhtin og L.I. Lobkovsky. Med andre ord, i tillegg til akkresjonen av sedimenter, må en mer generell sedimentologisk prosess manifesteres i konvergerende systemer, noe som fører til dannelsen av et prisme av sedimenter ved bunnen av den kontinentale skråningen av grøften.
Vi har allerede indikert at sedimentene ved bunnen av den kontinentale skråningen av skyttergravene er svært komprimerte, foldet inn i et komplekst system av folder, og alderssekvensen til lagene er ofte forstyrret i dem, og alle disse sedimentene er tydelig av turbiditt opprinnelse . Det er disse fakta som først og fremst krever en overbevisende forklaring. I tillegg, innenfor det akkresjonære prismet (hvor dets tilstedeværelse utvilsomt er bevist), er det etablert en foryngelse av sedimenter nedover seksjonen mot grøften. Dette indikerer ikke bare at hver påfølgende sedimentplate som er revet av fra den oseaniske platen, som det var skled under den forrige, men også om den særegne kinematikken til understøtprosessen, ifølge hvilken den neste subduksjonsimpulsen er ledsaget av migrasjon av grøftaksen mot havet med samtidig utvidelse av sokkelsonen til kontinentalskråningen og avbøyning av basen, noe som gir den generelle muligheten for å realisere denne mekanismen. En mer detaljert studie av strukturen til akkresjonære prismer (japanske og mellomamerikanske skyttergraver) avslørte også at mønstrene for endringer i alderen til individuelle plater er mer komplekse: spesielt to eller tre ganger utseendet til coeval medlemmer blant sedimenter av begge yngre og eldre ble etablert. Dette faktum kan ikke lenger forklares ved hjelp av mekanismen for ren akkresjon. Sannsynligvis spilles hovedrollen her av prosesser som fører til forskyvning av delvis litifiserte sedimentmasser, som finner sted direkte innenfor den kontinentale skråningen av grøften. Det bør også tas i betraktning at selve mekanismen for sedimentkomprimering i det akkresjonære prismet også har sin egen spesifisitet, som spesielt består i det faktum at spenningsspenningene som følger med subduksjonsprosessen fører til en kraftig reduksjon i porerommet og utpressing av væsker inn i de øvre horisontene av sedimenter, hvor de tjener som en kilde til karbonatsement. Det er en slags delaminering av prismet til ulikt komprimerte bergarter, som ytterligere bidrar til deformasjon av bergartene til folder, delt i lag med skiferspalting. Lignende fenomen fant sted i Kodiak-formasjonen av sene kritt-, paleocene og eocene turbiditter eksponert i hallen. Alaska mellom Aleutian Trench og den aktive vulkanbuen på Alaska-halvøya. A.P. Lisitsyn bemerker at det akkresjonære prismet i området til Aleutian Trench er delt av forkastninger i separate blokker, og bevegelsen til disse blokkene tilsvarer (til en første tilnærming) uregelmessighetene i den underliggende skorpen; de ser ut til å "spore" alle de store uregelmessighetene i relieffet av havplatens overflate.
Akkresjonsprismet i området ved Antillene-øybuen (Barbados-øya) har blitt studert mest grundig, som var gjenstand for to spesielle reiser av R/V Glomar Challenger (nr. 78-A) og Joides-resolusjon (nr. 11). Den østlige karibiske aktive marginen uttrykkes her ved følgende strukturer: o. Barbados, tolket som en forkantrygg, > Tobago-basseng (interbue) > St. Vincent (aktiv vulkanbue) > Grenada-basseng (bakbue, marginal) > ås. Aves (død vulkanbue). Her ligger tykke sedimentære ansamlinger av Orinoco PKV og delvis transporterte sedimenter fra munningen av Amazonas nær subduksjonssonen. Dypvannsbrønner 670-676 (flyging nr. 110) nær fronten av aktive deformasjoner bekreftet tilstedeværelsen her av et kraftig akkresjonært prisme, bestående av skyvedepresjoner av neogene dyphavssedimenter, revet fra et svakt deformert campanisk-oligosen oseanisk kompleks. Skjærsonen er sammensatt av øvre oligocen-nedre miocen gjørmesteiner og skråner mot vest. Rett over løsrivelsessonen er en serie brattere, overlappende fremstøt utsatt. Den totale tykkelsen på seksjonen som er avdekket ved boring er fra 310 til 691 m. Ved basen ligger silisiumholdige slamsteiner fra nedre-midt-eocen. Over er leirholdige sedimenter, kalkholdige turbiditter, tverrlagrede glaukonittiske sandsteiner fra middel-øvre eocen, tynnsjiktet argillitter og karbonatbergarter fra oligocen, kiselholdige radiolariske argillitter, kalkholdige slamsteiner og biogene karbonatsedimenter fra nedre Miocen. Et karakteristisk fenomen her er den laterale migreringen av væsker både i kroppen til det akkresjonære prismet (klorider) og på den oseaniske siden av deformasjonsfronten (metan). Vi legger også vekt på at det på flere nivåer er avdekket repetisjon i seksjonen av litologisk like og samevale bergart.
I tillegg til det som allerede er kjent om den tektoniske strukturen til skyttergravene, bemerker vi: innenfor den undervanns neddykkede terrassen i den midtre delen av den indre skråningen av de japanske og andre skyttergravene, skjedde aktive tektoniske prosesser, noe som på den ene siden indikerer, betydelige horisontale forskyvninger av blokkene, og på den andre - om aktive vertikale bevegelser som førte til en relativt rask endring i de batymetriske forholdene for sedimentering. Et lignende fenomen ble etablert i den peruansk-chilenske grøften, hvor hastigheten på vertikale forskyvninger av blokker når 14-22 cm/år.
Detaljerte geofysiske studier av Japan-graven har vist at dens indre og ytre sider er et komplekst system av blokker i kontakt langs forkastninger. Disse blokkene opplever bevegelser med varierende amplituder. Sekvensen av dannelsen av feil og oppførselen til skorpeblokker på ulike stadier understøt og, viktigst av alt (for vårt formål), refleksjonen av alle disse prosessene i det sedimentære dekket av dyphavsgrøften. Posisjonen til japanske geofysikere Ts. Shiki og 10. Misawa, som mener at siden begrepet subduksjon er fundamentalt «vidt og globalt av natur», i en modell av denne skalaen, «kan det ikke tas hensyn til sedimenter og sedimentære kropper» virker ekstremt.
Tvert imot, bare gjennom særegenhetene ved mekanismen for å fylle bassenger med sedimenter i skråningene til skyttergravene og selve skyttergravene kan man forstå de subtile detaljene ved subduksjon, som ellers rett og slett ikke ville blitt lagt merke til av forskere. Figurativt sett gjør sedimenter det mulig å lage en avstøpning av rennen og dermed ikke bare forstå detaljene i dens indre struktur, men også mer innholdsmessig gjenopprette prosessene som førte til dannelsen.
Mekanismen for sedimentakkumulering ved bunnen av kontinentalskråningen ser ut til å være som følger. I den innledende fasen av subduksjon - under dannelsen av en dyphavsgrøft som et resultat av kollisjonen av kontinentale og oseaniske plater - oppstår et brudd i kontinuiteten til skorpen ved bunnen av kontinentalskråningen (fig. 1.18, en ); langs forkastningen synker jordskorpen i retning av grøfteaksen og sedimenter fra øvre trinn (terrasse) glir ned (Fig. 1.18, b). På det nedre stadiet vil den stratigrafisk inverterte forekomsten av lag med lag (I, 2, 1, 2) bli registrert. I løpet av fasen med relativt stille undertrykk, når spenningene som oppstår i subduksjonssonen ikke overskrider styrkegrensen til den kontinentale litosfæren, akkumuleres sedimenter i den indre skråningen av grøften: fra kyst-marin til dypvann (fig. 1.18, 6, enheter 3 og 4), og i bassenget på nedre terrasse - turbiditter.

Deretter, med en ny aktiv subduksjonsimpuls, forskyves grøftens akse mot havet og en ny forkastning dannes ved bunnen av den indre skråningen, langs hvilken sedimenter fra den øvre terrassen glir ned (fig. 1.18, c), og en del av de kyst-marine grunne ansamlingene havner på den andre terrassen. En ny del av fortsatt utilstrekkelig komprimerte sedimenter glir inn i bunnen av den indre skråningen av grøften, som, i ferd med å bevege seg nedover skråningens ujevne topografi, blir tett sammen, knust i folder osv. Nok en vekst av prismet ved bunnen av kontinentalskråningen oppstår.
De fleste skyttergravene på kontinentalskråningen har tre morfologisk distinkte trinn - terrasser. Følgelig, hvis opplegget vårt er riktig, skjedde det under eksistensen av subduksjonssonen store strukturelle omorganiseringer minst tre ganger, ledsaget av bevegelsen av grøften mot havet og dannelsen av forkastninger i dens indre skråning. Den siste fasen av denne prosessen er vist i fig. 1.18, d: et prisme av sedimenter ved bunnen av kontinentalskråningen er dannet. I den blir den stratigrafiske sekvensen av lag forstyrret tre ganger (i henhold til denne forenklede ordningen).
Denne prosessen skjer på en eller annen måte, det viktigste er at i de tilfellene hvor det var mulig å bore ut bunnen av kontinentalskråningen (japanske og sentralamerikanske skyttergraver), viste det seg faktisk at den normale stratigrafiske sekvensen av bergarter ble forstyrret her; De er mye mer komprimert enn de synkrone sedimentene i den ytre skråningen, og viktigst av alt, disse sedimentene ligner ikke på noen måte de pelagiske sedimentene i den oseaniske skråningen av grøften. Betydelige vertikale bevegelser blir også forklarlige, som et resultat av at åpenbart gruntvannssedimenter begraves på flere tusen meters dyp.
Før du går videre til modellbegrunnelsen for indikatorserien av sedimentære formasjoner av dyphavsgrøfter, er det nødvendig å ta hensyn til en viktig omstendighet som ikke tidligere ble tatt i betraktning av geologer. I mellomtiden følger det tydelig fra de tektono-geofysiske forutsetningene for subduksjon, som er de grunnleggende egenskapene til denne prosessen og som vi baserte vår sedimentologisk konsistente subduksjonsmodell. Dette refererer til det faktum at moderne dyphavsgrøfter ikke er sedimentære (akkumulerende) bassenger i ordets strenge betydning, men bare representerer en morfologisk uttrykt reaksjon av jordskorpen på subduksjonsprosessen i relieff av havbunnen. Vi vet allerede at subduksjonen av havskorpen under kontinentet er preget av en seismofokal sone, ved bøyningspunktet som dyphavsgrøften ligger; at subduksjon i seg selv er en impulsiv prosess og hver suksessive subduksjonsimpuls tilsvarer en krampaktig migrasjon av grøftaksen mot havet; at sedimenter i grøften bare har tid til å samle seg på grunn av det faktum at avsetningshastigheten for turbiditter betydelig overstiger nedsynkningshastigheten til den oseaniske platen, men hoveddelen av dem går sammen med subduksjonsplaten inn i litosfærens dypere horisonter eller blir revet av av kontinentplatens fremspring og dumpet i bunnen av kontinentalskråningen til grøften. Det er disse omstendighetene som forklarer det faktum at, til tross for den lange (titalls millioner år) eksistensen av de fleste subduksjonssoner, overstiger ikke alderen til den sedimentære fyllingen av bunnen av skyttergravene Pleistocen. Moderne skyttergraver registrerer derfor ikke alle stadier av subduksjon i sedimentregistreringen og kan derfor ikke betraktes som sedimentære bassenger fra et sedimentologisk synspunkt. Hvis de fortsatt betraktes som sådan, er takrenner veldig unike bassenger: bassenger med "lekk" bunn. Og bare når subduksjonsprosessen stopper, blokkeres den seismiske fokalsonen av et kontinent eller mikrokontinent, posisjonen til dyphavsgrøften blir stabil, og den begynner å bli fylt av sedimentære komplekser som et fullverdig sedimentært basseng. Det er denne fasen av dens eksistens som er bevart i den geologiske oversikten, og det er rekken av sedimentære formasjoner dannet i løpet av denne perioden som kan betraktes som en indikasjon på dyphavsgrøfter av subduksjonssoner.
La oss gå videre til beskrivelsen. La oss merke med en gang at vi vil snakke om den tektono-sedimentologiske begrunnelsen for den klassiske serien av fint rytmiske terrigene formasjoner: skiferformasjon > flysch > marin melasse. Denne serien (etter M. Bertrand) ble empirisk underbygget av N. B. Vassoevich på materialet til kritt-paleogen flysch i Kaukasus, noe som forresten gjorde en bemerkelsesverdig konklusjon: siden i denne serien de yngste (i en sammenhengende seksjon) avleirer er den nedre (marine) melasse, så er den moderne æra overveiende en æra med melasseakkumulering; den nye fasen av flysch-dannelsen har ennå ikke begynt, og den gamle er for lengst over. Denne konklusjonen viste seg å være feil.
B.M. Keller bekreftet den etablerte N.B. Vassoevichsm konsekvent endring av sedimentære formasjoner av flysch-serien på materialet til devon- og karbondelene av Zilair-synklinorium i Sør-Ural. Ifølge B.M. Keller, i dette synklinoriet, en kiselholdig formasjon, en skiferformasjon, som representerer en veksling av greywacke-sandsteiner og skifer med rudimentær flysch-type syklisitet (seksjoner i Sakmara-elvebassenget), og til slutt ble marine melasseavsetninger suksessivt dannet i dette synklinoriet . Det samme mønsteret ble avslørt av I.V. Khvorova. I østlige Sikhote-Alin, er nedre kritt (Hauterivian-Albecian) flyschlag kronet av grov flysch og marin molasse. I Anui-Chuya synclinorium i Altai-fjellene er grønn-fiolett skifer og flyschoid (gråvakke-skifer) formasjoner erstattet av svart skifer (skifer), etterfulgt av en subflysch-sekvens, deretter (høyere i seksjonen) av lavere melasse. Denne sekvensen er kronet av sedimentær-vulkanogene forekomster av kontinental melasse. M.G. Leonov slo fast at i Kaukasus ble den marine melasse fra slutten av eocen erstattet av eldre flysch-komplekser. På slutten av eocen vandret det transkaukasiske massivet sakte nordover, som et resultat av at det ble registrert stadig mer grovkornede sedimentforskjeller i seksjonen, og turbidittene ble stadig mer sandete. Det samme fenomenet, bare litt forskjøvet i tid, er observert i de østerrikske og sveitsiske alper, så vel som på Appennin-halvøya. Spesielt tolkes den øvre kritt-antolaformasjonen, utviklet i de nordlige Apenninene, som en turbiditt-sekvens av dyphavsgrøftfacies. Den registrerer en tydelig forgrovning av sedimenter oppover seksjonen.
En tydelig forgrovning av turbidittkomplekser oppover strekningen er notert i Dalnsgorsk malmdistrikt (Primorye). Det er naturligvis ledsaget av en gradvis "grunning" av faunakomplekser. ER. Perestoronin, som studerte disse avsetningene, bemerker at et trekk ved seksjonen av alloktone plater er den gradvise endringen (fra bunn til topp) av dyphavskrysantemumavsetninger med radiolarer, først siltstein og deretter grunne sandsteiner med Bresrias-Valanginian-floraen. En lignende trend i endringen av turbidittkomplekser ble etablert i Zal-formasjonen. Cumberland Island St. George. Den er sammensatt av turbiditter fra sen jura - tidlig kritt med en total tykkelse på ca. 8 km. Litofacies-spesifisiteten til denne formasjonen er at oppover seksjonen er det en forgrovning av det klastiske materialet innenfor individuelle sykluser og en økning i tykkelsen på selve syklusene. Serien av flysch > marin melasse > kontinental melasse som interesserer oss skiller seg også ut i det vestlige Karpaterbassenget i oligocen-miocen alder. I de vestlige Ural er det øvre paleozoiske flyschkomplekset delt inn i tre formasjoner som suksessivt erstatter hverandre i seksjonen: flysch (C2) > nedre melasse (C3-P1) > øvre melasse (P2-T). Dessuten utvikles fint rytmiske distale turbiditter i den nedre delen av seksjonen.
Dermed krever det empirisk etablerte mønsteret av det sekvensielle utseendet i delen av stadig mer grovkornede forskjeller i flysch-serien litogeodynamisk begrunnelse. Modellen vi foreslår er basert på følgende forutsetninger.
1. Av alle de ulike moderne miljøene med turbidittakkumulering, viser de geodynamiske innstillingene til marginaldelene (og kryssene) til litosfæriske plater seg å være geologisk betydningsfulle (avsetningene til disse sonene er stabilt bevart i den geologiske registreringen). Dette er den kontinentale foten av de passive marginene til kontinentene, så vel som dyphavsgravene til de aktive marginene. Her realiseres mekanismen for skredsedimentering. Fra et geodynamisk synspunkt tilsvarer den aktive marginen innstillingen for subduksjon av havskorpen.
2. Sedimentologisk kontroll av subduksjon, omtalt i detalj i forfatterens tidligere arbeider, sikrer at den genetiske hovedtypen av sedimenter som fyller bunnen av skyttergraver og terrassebassenger på deres kontinentalskråning er turbiditter.
3. Etter all sannsynlighet registrerer suksessivt skiftende lag, som ligner i litologisk sammensetning og struktur av elementære sedimentasjonssykluser, ikke forskjellige, selv om de er avhengige av hverandre, sedimentasjonsprosesser, men langsiktige stadier av utvikling av en enkelt prosess av sykogenese, som er realisert i injeksjonsmodus, men på grunn av endringer i dybden av bassenget og intensiteten av fjerning av klastisk materiale på forskjellige stadier av utviklingen registrerer sykluser i seksjoner som er forskjellige i tykkelsen og granulariteten til sedimenter.
4. Installert av N.B. Den empiriske serien trenger ikke nødvendigvis å være så fullstendig uttrykt som mulig. For eksempel trias-jura-skiferlag fra Tauride-serien på Krim, øvre kritt-flysch fra Sentral- og Nordvest-Kaukasus, etc.
Essensen av den litogeodynamiske modellen vi foreslår er tydelig illustrert i fig. 1.19, og den enorme litteraturen som karakteriserer forholdene for opprinnelse, bevegelse og lossing av tetthet (turbiditet) strømmer, samt sammensetningen og strukturen til de turbidittlegemene de danner, gir rett til ikke å dvele i disse spørsmålene i detalj.

I subduksjonssoner er absorpsjonen av en oseanisk plate alltid ledsaget av en økning i kompresjonsspenninger og fører til økt oppvarming av de bakre delene av disse sonene, på grunn av hvilken den isostatiske stigningen av den kontinentale marginen med en svært dissekert fjelltopografi oppstår. Videre, hvis prosessen med subduksjon av selve havplaten skjer impulsivt og den neste subduksjonsimpulsen er ledsaget av migrering av grøftaksen mot havet, så, sammen med opphør av subduksjon, blir dyphavsgrøften fiksert i sin endelige posisjon, og nedgangen i kompresjonsspenninger og den isostatiske stigningen av de bakre delene av subduksjonssonene skjer også på en bølgelignende måte - fra kontinent til hav. Hvis vi nå sammenligner disse dataene med det faktum at strukturen (morfologien) til det tilstøtende landet forblir praktisk talt uendret, vil bare lengden på bevegelsesruten for tetthetsstrømmer og skråningen til bunnen av innløpskløftene endres (lengden er maksimal , og bunnhellingen, tvert imot, er minimum i oppstigningsfasen I, og i sluttfasen III endres forholdet mellom disse verdiene til det motsatte), da blir det sedimentologiske aspektet av problemet klart: med kontinuerlig utvikling av denne prosessen over tid, avleiringer av fint rytmiske distale turbiditter (skiferdannelse) bør forvandles til proksimale sandholdige turbiditter (flysch og dens ulike strukturelle og litologiske modifikasjoner), og ts erstattes i sin tur av sykluser med grovkornet proksimal. turbiditter og fluxoturbidites, bedre kjent i vår hjemlige litteratur som sykluser av marin melasse.
La oss forresten merke seg at i Kaukasus er denne bølgelignende utviklingsprosessen registrert ikke bare i en retningsendring langs den litologiske seksjonen forskjellige typer flysch, men også i den konsekvente foryngelsen av de tektonisk-sedimentære strukturene som er vert for dem. Således, i Lok-Karabakh-sonen, er pre-sen kritt-folder tydelig transformert, i Adzhar-Trialeti-sonen - folder lagt ned i den tidlige Pyreneiske og yngre fase. I Georgian Block-området er foldene enda yngre. Post-Paleogen er de strukturelle transformasjonene av sedimenter i regionen Vest-Abkhasia og Nordvest-Kaukasus.
Hvis vi analyserer materialet på de kaukasiske turbidittkompleksene mer detaljert, vil vi uunngåelig komme til den konklusjon at hele den laterale serien av tektoniske enheter fra kanten av det lille kaukasiske havbassenget til Nord-Kaukasus-platen passer godt med ideen om en kompleks kontinentalmargin, som, med utgangspunkt i Bajocian, viste tegn på aktivt subduksjonsregime. Samtidig endret aksen for aktiv vulkanisme seg gradvis i nordlig retning.
Turbidittkompleksene som dannes her må også svare på migrasjonen av subduksjonssonens akse. Med andre ord, i subduksjons-paleozoner bør det være en lateral serie med turbidittformasjoner "festet" til kontinentet, hvis alder er retningsmessig eldre mot dannelsen av subduksjonssonen. Altså i elvebassenget I Arak (sørøstlige del av Lesser Kaukasus) blir turbidittkomplekser eldre fra vest til øst. Samtidig avtar dybden av turbidittakkumulering i samme retning. Hvis langs bredden av elvene Hrazdan og Azat de øvre eocene sedimentene er representert av moderat dypvannsturbiditter, blir de mot øst (Apna, Nakhichevanchay, Vorotan, etc. elvene) erstattet av grunne sedimenter.
Det kan konkluderes med at endringen av formasjoner i serien skiferformasjon > flysch > melasse ikke registrerer forskjellige regimer av cyklogenese, men bare endringene i litogeodynamiske forhold beskrevet av oss ved kilden til det klastiske materialet, lagt over den kontinuerlige prosessen med sedimentogenese i dyphavsgrøften. Avsetningene av melasseformasjonen fullfører dermed den fullstendige sedimentologiske utviklingen av skyttergravene.
Interessant nok, i prosessen med dyphavsboring, var det mulig å skaffe data som faktisk bekrefter mekanismen for å fylle skyttergravene med klastiske sedimenter som gror opp seksjonen. Vi vil 298 ble boret i Nankai-trauet, som er en del av den delen av subduksjonssonen, og innenfor hvilken den filippinske platen sakte beveger seg under den asiatiske platen. Brønnen penetrerte 525 m med kvartære sedimenter, som er fint rytmiske distale turbiditter med fryktelig sammensetning. Ved å bruke disse materialene, for første gang, for ansiktet til moderne dyphavsgrøfter, er det etablert en økning i størrelsen på sedimentkorn oppover strekningen. I lys av all for øyeblikket kjent informasjon, kan dette faktum betraktes som karakteristisk for sedimentene til alle dyphavsgraver som registrerer den siste fasen av understøtet til havplaten. Når det gjelder diagnosen av paleosubduksjonssoner fra den geologiske fortiden, er den enda mer informativ enn teksturene til strømmer og tilstedeværelsen av utvilsomme turbiditter i seksjonen.
La oss understreke at hvis turbidittkomplekser kan dannes i forskjellige strukturelle og morfologiske miljøer i havet, er skyttergravene etter opphør av subduksjon alltid fylt med turbidittsedimenter som gror oppover langs seksjonen, og registrerer en suksessiv endring av formasjoner: skifer (distal) turbiditter) > flysch (distale og proksimale turbiditter) > marin melasse (proksimale turbiditter og fluxoturbiditter). Dessuten er det også viktig at den omvendte sekvensen er genetisk umulig.

Dyphavsgraver finnes først og fremst langs kysten rundt Stillehavet. Av de 30 skyttergravene er bare 3 i Atlanterhavet og 2 i De indiske hav. Grøfter er typisk smale og overveiende lange forsenkninger med bratte skråninger som går ned til dybder på opptil 11 km(Tabell 33).

Funksjoner i strukturen til dype forkastninger inkluderer Glatt overflate bunnen deres er dekket med et lag leireholdig silt. Forkastningsforskere har oppdaget at de bratte skråningene deres avslører tette, dehydrerte leire og gjørmesteiner.

L.A. Zenkevich mener at denne arten av utspringene indikerer at de dype forsenkningene er forkastninger av dype komprimerte bunnsedimentære ansamlinger og at disse forsenkningene er en raskt flytende formasjon som eksisterer, kanskje ikke mer enn 3-4 millioner år. Det samme er bevist av naturen til den ultra-abyssal faunaen i dem.

Opprinnelsen til dyphavsforkastninger har ingen forklaring. Dermed gir hypotesen om flyting av kontinenter noen grunn til å forvente utseendet til slike feil, men det ville være nødvendig

forvent utseendet til dype sprekker bare på siden av kontinentene de beveger seg bort fra. Imidlertid observeres feil også på den andre siden.

For å forklare utseendet til dype forkastninger på grunn av ekspansjonen av kloden, fremsettes noen ganger hypotesen om oppvarming av stoffet som utgjør kloden. Men nedgangen i radioaktiv varme med 5-10 ganger under jordens eksistens antyder at det er enda færre grunnlag for denne hypotesen enn for hypotesen om en økning i kloden på grunn av en reduksjon i spenningen i gravitasjonsfeltet.

I tillegg til tilstedeværelsen av dyphavsgraver, er tilstedeværelsen av midthavsrygger sitert som fakta som angivelig beviser den kontinuerlige økningen i jordens volum.

Et tilsvarende avsnitt ble viet til å forklare årsakene til dannelsen av medianrygger. Her må det sies at hvis dype skyttergraver virkelig krever enten strekking av jordskorpen eller bøying av den med en forkastning, så kan dannelsen av en fjellkjede i havet på ingen måte forbindes med strekking. Det er bare mulig ved å komprimere eller øke volumet av det stigende stoffet. Derfor tiltrekke tilstedeværelsen av komplekse fjellsystem lengde over 60 tusen. km Det er ikke noe grunnlag for å bevise den ekspanderende jordhypotesen.

En mer akseptabel forklaring på opprinnelsen til dype forkastninger - skyttergraver, som kan foreslås hvis vi vurderer dem som en konsekvens av den stadig pågående innsynkningen av jordskorpen i havene og den oppadgående bevegelsen av jordskorpen på kontinentene. Disse bevegelsene er en konsekvens av kontinental erosjon og akkumulering av sediment på havbunnen. Den oppadgående bevegelsen av kontinenter tilrettelagt av erosjon og nedadgående bevegelse av kystmarginene til havene i deres motsatte bevegelse kan forårsake dannelse av forkastninger.

Til slutt kan et alternativ til for å forklare opprinnelsen til rennene, som oppstår når man ser på fotografiet vist i fig. 23. Den viser at det i svingene av kystlinjen dannes skyttergraver som ligner ekte i formen. Skorpen på havbunnen ser ut til å være skjøvet bort fra kontinentet på de stedene hvor den stikker ut i havet med relativt smale fremspring. Etter å ha slike observasjoner (og det var ganske mange av dem), er det mulig å forestille seg mekanismen for å flytte bort kystseksjoner av jordskorpen nøyaktig ved svinger med høy krumning. Det var imidlertid umulig å forutsi en slik effekt før eksperimentet. Denne versjonen av forklaringen av skyttergravene er i samsvar med deres dybde, med like tykkelse på skorpen og forklarer godt deres form og plassering, og bekrefter i tillegg på en overbevisende måte uttalelsene til S.I. Vavilov om at eksperimenter ikke bare bekrefter eller avkrefter ideen bekreftet av erfaring, men har også heuristiske egenskaper, som avslører uventede egenskaper og trekk ved objektene og fenomenene som studeres.

Dyphavsgraver. Dette er relativt trange forsenkninger med bratte, steile bakker, som strekker seg over hundrevis og tusenvis av kilometer. Dybden av slike depresjoner er veldig stor. Dyphavsgraver har nesten flat bunn. Det er her de største dypene i havene ligger. Vanligvis er skyttergraver plassert på den oseaniske siden av buene, og gjentar bøyningen deres, eller strekker seg langs kontinentene. Dyphavsgraver er en overgangssone mellom kontinentet og havet.

Dannelsen av takrenner er forbundet med bevegelse. Den oseaniske platen bøyer seg og ser ut til å "dykke" under kontinentalplaten. I dette tilfellet danner kanten av havplaten, som stuper inn i mantelen, en grøft. Områdene med dyphavsgraver er i manifestasjonssonene og høye. Dette forklares av det faktum at skyttergravene ligger inntil kantene på litosfæriske platene.

I følge de fleste forskere regnes dyphavsgraver som marginale trau, og det er der intensiv akkumulering av sedimenter finner sted.

Den dypeste på jorden - Mariana Trench. Dens dybde når 11 022 m. Den ble oppdaget på 50-tallet av en ekspedisjon på det sovjetiske forskningsfartøyet Vityaz. Forskningen til denne ekspedisjonen var svært viktig for studiet av skyttergraver.

Jordens dyphavsgraver

Øybuer

Dette er kjeder av vulkanske øyer over en subduksjonssone (stedet der havskorpen synker ned i mantelen), som oppstår der en havplate synker under en annen. Øybuer dannes når to oseaniske plater kolliderer. En av platene havner i bunnen og absorberes i mantelen, mens det dannes vulkaner på den andre (øvre) platen. Den buede siden av øybuen er rettet mot den absorberte platen, på denne siden er det en dyphavsgrøft. Grunnlaget for øybuer er undervannsrygger fra 40 til 300 km, med en lengde på opptil 1000 km eller mer. Buen av åsryggen stikker over havet i form av øyer. Ofte består øybuer av parallelle fjellkjeder, hvorav den ene ofte er ekstern (vendt mot dyphavsgraven), kun uttrykt av en undervannsrygg. I dette tilfellet er ryggene atskilt fra hverandre av en langsgående forsenkning opp til 3-4,5 km dyp, fylt med 2-3 km sediment. I de tidlige stadiene av utviklingen representerer øybuer en sone for fortykkelse av havskorpen, med vulkanske byggverk plassert på toppen. På senere stadier av utviklingen danner øybuer store massiver av øy- eller halvøyland; jordskorpen her nærmer seg den kontinentale typen i struktur.

Øybuer er utbredt i utkanten av Stillehavet. Disse er Commander-Aleutian, Kuril, Japansk, Mariana, etc. I Det indiske hav er den mest kjente Sunda-buen. I Atlanterhavet - Antillene og Sør-Antillene buer.

Dyphavsgraver

Disse er smale (100-150 km) og lange dype forsenkninger (fig. 10). Bunnen av rennene er V-formet, sjeldnere flat, og veggene er bratte. De indre skråningene ved siden av øybuene er brattere (opptil 10-15°), mens motbakkene mot det åpne hav er slake (ca. 2-3°). Hellingen av grøften er noen ganger komplisert av langsgående grabens og horsts, og den motsatte skråningen er komplisert av et trinnvis system av bratte forkastninger. Sedimenter forekommer i skråningene og bunnen, noen ganger når en tykkelse på 2-3 km (Javan-graven). Sedimentene i skyttergravene er representert av biogen-terrigen og terrigen-vulkanogen silt; avsetninger av turbiditetsstrømmer og edafogene formasjoner er hyppige. Edafogene formasjoner er usorterte produkter av skred og skred med blokker av berggrunn.

Dybden på skyttergravene varierer fra 7000-8000 til 11000 m. Maksimal dybde ble registrert i Mariana-graven - 11022 moh.

Grøfter er observert i hele periferien av Stillehavet. I den vestlige delen av havet strekker de seg fra Kuril-Kamchatka-graven i nord, gjennom japanerne, Izu-Bonin, Mariana, Mindanao, New Britain, Bougainville, New Hebrides til Tonga og Kermadec i sør. I den østlige delen av havet er det Atacama-, Mellomamerikanske og Aleutiske skyttergraver. I Atlanterhavet - Puerto Rican, Sør-Antillene. I Det indiske hav - Java-graven. I Northern Polhavet ingen takrenner ble funnet.

Dyphavsgraver er tektonisk begrenset til subduksjonssoner. Subduksjon skjer der kontinentale og oseaniske plater (eller oseaniske og oseaniske) møtes. Når de beveger seg i en motbevegelse, går den tyngre platen (alltid oseanisk) over den andre, og synker deretter ned i mantelen. Det er fastslått at subduksjon utvikler seg forskjellig avhengig av forholdet mellom platebevegelsesvektorer, alderen til den subdukterende litosfæren og en rekke andre faktorer.

Siden under subduksjon en av de litosfæriske platene absorberes i dybden, og ofte bærer med seg sedimentære formasjoner av grøften og til og med bergarter i den hengende veggen, er studiet av subduksjonsprosesser forbundet med store vanskeligheter. Geologisk forskning er også hemmet av dyphavet. Derfor er resultatene av den første detaljerte kartleggingen av bunnområdet i skyttergravene, som ble utført under det fransk-japanske Kaiko-programmet, av stor verdi. Utenfor kysten av Barbados, og deretter i skråningen av Nankai-grøften, under boring, var det mulig å krysse subduksjonssoneforkastningen, som ligger ved borepunktet på en dybde på flere hundre meter under bunnoverflaten.

Moderne dyphavsgrøfter strekker seg vinkelrett på subduksjonsretningen (ortogonal subduksjon) eller i en spiss vinkel til denne retningen (skrå subduksjon). Som nevnt ovenfor er profilen til dyphavsgrøfter alltid asymmetrisk: den subduktive veggen er flat, og den hengende veggen er brattere. Relieffdetaljene varierer avhengig av spenningstilstanden til de litosfæriske platene, subduksjonsregimet og andre forhold.

Av interesse er relieffformene til territoriene ved siden av dyphavsgraver, hvis struktur også bestemmes av subduksjonssoner. På havsiden er dette svake marginale dønninger som stiger 200-1000 m over havbunnen. Ut fra geofysiske data å dømme representerer de marginale dønningene en antiklinal sving av den oseaniske litosfæren. Der friksjonsadhesjonen til litosfæriske plater er høy, er høyden på den marginale svellen vinkelrett på den relative dybden til det tilstøtende segmentet av grøften.

På motsatt side, over den hengende veggen til subduksjonssonen, parallelt med grøften, strekk høye rygger eller undervannsrygger som har en annen struktur og opprinnelse. Hvis subduksjon er rettet direkte under kontinentalmarginen (og en dyphavsgrøft er ved siden av denne marginen), dannes det vanligvis en kystrygg og en hovedrygg atskilt fra den av langsgående daler, hvis topografi kan kompliseres av vulkanske byggverk. .

Siden enhver subduksjonssone går til dybden på skrå, kan dens effekt på den hengende veggen og dens relieff strekke seg 600-700 km eller mer fra grøften, noe som først og fremst avhenger av helningsvinkelen. Samtidig, i samsvar med tektoniske forhold, ulike former lettelse ved karakterisering av laterale strukturelle rader over subduksjonssoner.