Глубоководные жёлоба

Глубоководные желоба — это огромные по протяжённости (до нескольких тысяч километров), сравнительно узкие (100–200 км), асимметричные (склон, прилегающий к островной дуге, имеет углы падения до 10–25, местами 30–40°; крутизна океанического склона не превышает 5–8°), глубокие (7–9 км, максимальная глубина 11 022 м зафиксирована в Марианском жёлобе) прогибы океанического дна, располагающиеся у подножий островных дуг или молодых окраинноконтинентных горноскладчатых сооружений, например у Андийской окраины Южной Америки. Желоба характеризуются интенсивными проявлениями андезитового вулканизма. Обычно они выполняют роль структур, пограничных между талассогеосинклиналями и талассоплатформами (например, желоба Алеутский, Камчатско-Курильский, Японский, Идзу-Бонинский, Волкано, Марианский, Тонга, Кермадек, Зондский, Южно-Сандвичев, Пуэрто-Рико) или между талассоплатформами и молодыми геосинклинальными орогенами (Центральноамериканский, Перуанский, Чилийский желоба). В некоторых местах желоба занимают внутригеосинклинальное положение (Нансей, Филиппинский, Банда. Соломонов, Новогебридский, Кайман в Карибском море).

От океанических платформ глубоководные желоба обычно отделяются невысоким (до 500 м) пологим краевым валом. Вал и океанический склон желоба покрыты маломощным слоем осадков, подобных тем, что накапливаются в пределах талассоплатформ. Осадки недислоцированы, хотя довольно часто рассекаются продольными сбросами, создающими мелкоступенчатый профиль внешнего приокеанического склона желоба и горстово-грабеновый характер краевого вала. Внутренние, приостровные склоны желобов также ступенчаты, но их ступени более крупные и контрастные. Эти склоны также сложены осадочными образованиями, но их мощность всегда более значительна (2–3, местами 5–6 км), чем на внешних склонах. Осадки, за исключением самых верхних горизонтов, собраны в пологие складки и разбиты многочисленными разрывами.

Днища желобов представляют собой ровные, но очень узкие площадки. Ширина последних зависит от количества поступающего в желоба обломочного и туфогенного материала. Наряду с обычной глубоководной седиментацией в заполнении желобов осадками заметную роль играют мутьевые потоки, оползни и обвалы, возникающие на сейсмоактивных приостровных склонах. При значительном поступлении осадочного материала желоба становятся корытоподобными, а их днища приобретают вид широкой плоской или слегка всхолмлённой аккумулятивной равнины. Мощность осадочных толщ в пределах днищ редко достигает 3 км. Поэтому желоба обычно относятся к бассейнам с некомпенсированным прогибанием. Однако известны места, где жёлоб заполнен осадками до предела, например южная оконечность Чилийского желоба. Здесь его поверхность сливается воедино с рядом расположенной океанической равниной.

В заполнении желобов главную роль играют осадочные отложения, которые на приостровных участках состоят из фациально изменчивых мелководных и глубоководных толщ, содержащих большое количество турбидитов и подводно-оползневых образований. Довольно часто встречаются пласты и прослои туфов, туффитов андезитового и андезит-базальтового составов. Лавовые образования чрезвычайно редки. В крутых уступах приостровных склонов часто обнажаются коренные породы. Их состав зависит от типа островной дуги. В желобах, прилегающих к энсиматическим дугам, встречаются в основном офиолиты: в нижней части склона — перидотиты, дуниты, гарцбургиты, серпентиниты; выше по склону — пироксен-роговообманковые габбро и амфиболиты; в верхней части — толеитовые базальты. В желобах вдоль энсиалических дуг офиолиты отсутствуют. Здесь распространены изменённые вулканогенные, осадочные и интрузивные породы, аналогичные породам, слагающим тела самих дуг.

Внешние крылья и днища желобов имеют нормальную трёхслойную океаническую (талассоплатформенную) кору. Мощность коры в днище отличается несколько повышенными мощностями первого и третьего слоев. Мощность коры здесь достигает 10 км, а раздел М погружается до глубин порядка 20 км. В Камчатско-Курильском, Японском, Зондском и некоторых других желобах установлено, что земная кора со стороны океана полого (под углами 15–20°) погружается под приостровное крыло глубоководного желоба и уходит под него на расстояние до 50 км. Это интерпретируется как результат или поддвигания океанической земной коры под островную дугу или, наоборот, надвигания островной дуги на океаническую кору желобов.

Желоба характеризуются аномально низкими значениями теплового потока — в среднем 0.7–0.8 мккал/(см2*с). Это может означать, что мантия под желобами охлаждена на очень большую глубину. Удовлетворительное объяснение этому явлению в совокупности с изостатической неуравновешенностью желоба даёт гипотеза, согласно которой под зонами сочленения желобов с островными дугами имеет место активное вдавливание менее плотной холодной литосферы в более плотное, что вызывает дефицит масс, и более разогретое вещество мантии. Последнее и вызывает понижение теплового потока. Магнитные поля глубоководных желобов не обладают индивидуальными особенностями. В их пределах обнаруживаются только те аномалии, которые продолжаются сюда из океанических платформенных регионов. В большинстве случаев эти аномалии располагаются косо по отношению к простираниям желобов. Они хорошо следятся через внешнее крыло, днище желоба и на каком-то небольшом расстоянии наблюдаются на приостровном крыле, но дальше не проходят. Они здесь как бы срезаются и уничтожаются. Это хорошо согласуется с той гипотезой, по которой вещество океанической литосферы наклонно внедряется в мантию под приостровным крылом желоба. Породы литосферы здесь нагреваются до точки Кюри (примерно + 500°C) и неизбежно размагничиваются.

Океанические геосинклинали являются областями повышенной сейсмической активности. В отличие от срединноокеанических хребтов в океанических геосинклиналях землетрясения связаны в основном со сжатием литосферы. При этом проявляются не только мелкофокусные, но также глубокофокусные землетрясения, гипоцентры которых располагаются на глубинах до 720 км. Центры землетрясений размещаются упорядоченно как по площади, так и в разрезе Земли. Они явно тяготеют к зонам сочленения глубоководных желобов и островных дуг. Сами глубоководные желоба обладают сравнительно слабой сейсмичностью. Наблюдающиеся в их пределах землетрясения являются исключительно мелкофокусными. На внешнем приокеаническом крыле желоба и краевом валу эти землетрясения связаны с растяжением литосферы, на внутреннем приостровном — главным образом со сжатием литосферы.

На островных дугах мелкофокусные землетрясения также связаны с горизонтальным сжатием литосферы, но проявляются они более часто. В отличие от желобов под дугами обнаруживаются ещё многочисленные промежуточные и глубокофокусные землетрясения. Было установлено (К. Вадати в 1938 г. А. Н. Заварицким в 1946 г. а обобщение сделано Г. Беньофом в 1949 г.), что очаги землетрясений сосредоточены в нешироких (до 100 км) плоских сейсмофокальных зонах, начинающихся на сочленениях желобов с дугами и полого погружающихся под островные дуги до глубин 150 км в среднем под углами до 40°, ниже — значительно круче (рис. 9). Предполагается, что эти сейсмофокальные зоны отвечают грандиозным поддвиганиям литосферы океанических платформ под геосинклинали и что именно поддвиганием обуславливается сейсмическая, тепловая и вулканическая активность островных дуг. Зоны названы именами их первооткрывателей, но для краткости обычно называются зонами Беньофа, а в нашей стране — зонами Беньофа—Заварицкого.

Рисунок 9. Размещение очагов землетрясений в разрезах некоторых сейсмоактивных зон Тихого океана
(X. Бениофф, 1966, с изменениями авторов). Гипоцентры очагов снесены на плоскость, перпендикулярную к простиранию дуг и желобов, с расстояний до 150–200 км по обе стороны от неё; 1 — гипоцентры землетрясений; 2 — направления смещения масс.

Зоны Беньофа—Заварицкого структурно приурочиваются к глубоководным желобам и располагаются как внутри геосинклиналей, так и на сочленениях геосинклиналей с океаническими платформами или океанических платформ с молодыми геосинклинальными орогенами континентов (Анды). Следовательно, зоны Беньофа—Заварицкого не только определяют сейсмическую и вулканическую активность собственно океанических геосинклиналей, но и обусловливают существование особого активного (Тихоокеанического или Андского) типа сочленения океанических пространств с континентами. Для этих зон активных сочленений характерны интенсивные процессы седиментации в желобах, сжатие накапливающихся там толщ, их смятие, скучивание, шарьирование или поддвигание в направлении континента, процессы активного горообразования на прилегающей к океану окраине континента, глубокий прогрев этой окраины, мощный андезитовый и гранитоидный магматизм и как следствие — разрастание континентальной коры. Этим активные сочленения резко отличаются от ранее описанных пассивных (Атлантического типа).

Информация:

http://www.gemp.ru