Megabrekcje – dowód na katastrofizm

Arthur V.  Chadwick

Profesor nadzwyczajny w dziedzinie nauk biologicznych Uniwersytetu Loma Linda

O CZYM JEST TEN ARTYKUŁ

Megabrekcje to transportowany materiał skalny składający się z wielkich fragmentów niekiedy przekraczających jeden metr średnicy. Siły potrzebne do przesunięcia takich mas skalnych są ogromne i wiążą się z katastroficznymi warunkami. Dr Chadwick wyróżnia trzy  osobne uwarunkowania, które mogą powodować te megabrekcje.

1) prądy zawiesinowe (geol. turbidyty), które są wynikiem gwałtownych osuwisk podmorskich; 2) spływy rumoszowe skutkujące transportem dużych bloków o spoiwie ilasto-gliniastym; oraz 3) osuwiska i ześlizgi grawitacyjne, gdy masy luźnego materiału przesuwają się w dół zbocza. Fragmenty i bloki skał wielkości od kilku do kilkunastu kilometrów zostały przetransportowane o kilkaset kilometrów od ich źródła. Z danych wynika, że w powstawaniu tych megabrekcji brały udział szybkie procesy depozycyjne.

Wydaje się, że wiele zjawisk geologicznych mających miejsce w przeszłości nie zostało w sposób wystarczający wyjaśnionych w kontekście procesów zachodzących obecnie na powierzchni Ziemi. W niektórych przypadkach trudno jest wyobrazić sobie mechanizm, który mógłby je szczegółowo objaśniać. Wśród tych problematycznych obszarów w dziedzinie geologii od dawna wiodące miejsce zajmuje wyjaśnienie pochodzenia, sposobu przemieszczania i osadzania megabrekcji. Coraz większa liczba geologów (tak zwanych „neokatastrofistów”) dostrzegła potrzebę uwzględnienia sił o ogromnej mocy, które obecnie nie mają miejsca, w celu wyjaśnienia obserwacji zapisu geologicznego. Jedna z tych osób, Derek Ager, w swojej książce „The Nature of the Stratigraphical Record” rozpatrywał katastroficzne implikacje megabrekcji¹. W niniejszym artykule zajmiemy się bardziej wszechstronnym spojrzeniem na megabrekcje oraz podejmiemy próbę przedstawienia dokonanych obserwacji, aby odnieść się do większego problemu zrozumienia historii Ziemi.

Megabrekcje to złoża pochodzenia osadowego, w których widoczne są kanciaste fragmenty skał o średnicy powyżej jednego metra (ryc. 1). Takie złoże może zawierać wiele innych klastów (geol. okruchy skał – przyp.tłum.) o rozmiarze mniejszym niż jeden metr, które mogą być kanciaste lub nie. Ta definicja, będąca modyfikacją tej, którą stworzyli Cook i wsp.², jest czysto opisowa, a zatem obejmuje zarówno osady subaerialne (lądowe), jak i podwodne, które mają powyższe cechy.

Zdarzenia subaerialne mają na ogół charakter bardziej lokalny niż podobne procesy zachodzące pod wodą. Zarówno wielkość transportowanych klastów, jak i pokonywane odległości są ograniczone przez dużą różnicę gęstości powietrza i skał. W przeciwieństwie do nowszych danych, bardzo niewiele przedplejstoceńskich megabrekcji można uznać za ściśle subaerialne.

Uważa się, że zdecydowana większość megabrekcji ma pochodzenie podwodne. Skała o objętości jednego metra sześciennego może ważyć trzy tony, a większość klastów megabrekcji charakteryzuje się większym rozmiarem. W związku z tym transport megabrekcji do miejsca ich depozycji staje się poważnym problemem. Wyporność zapewniana przez czystą wodę może obniżyć ciężar o 1/3 lub więcej, a także znacznie zmniejszyć tarcie. Przekonamy się, że w odpowiednich warunkach wypór i inne czynniki mogą być w znacznym stopniu modyfikowane przez zmiany ośrodka transportowego, tak aby można było przemieszczać skały o naprawdę ogromnych wymiarach.

Rozważone zostaną trzy kategorie podwodnych procesów osadzania, które powodują powstawanie megabrekcji: prądy zawiesinowe, spływy rumoszowe oraz osuwiska i ześlizgi grawitacyjne. Dwie ostatnie kategorie nie są od siebie wyraźnie rozróżnione. W każdym przypadku zdefiniujemy proces, opiszemy jego działanie, nakreślimy zasięg tych osadów i omówimy ich znaczenie.

Prądy zawiesinowe. Prądy zawiesinowe występują, gdy nieskonsolidowany osad zostaje ponownie zawieszony w wodzie, tworząc ciecz o dużej gęstości. Przepływ takiej zawiesiny wprowadza turbulencje, które uniemożliwiają osiadanie zawieszonego materiału, utrwalając tym samym różnicę gęstości i przedłużając ruch prądu zawiesinowego. Taki prąd może płynąć w dół, poziomo, a nawet pod górę, jeśli ma wystarczający pęd. W miarę zmniejszania się prędkości w strefie znajdującej się za postępującym frontem, osadza się materiał w zawieszeniu, rozpoczynając od najgrubszych frakcji. Powstały osad zwykle wykazuje normalne uziarnienie, z większymi ziarnami u podstawy i drobniejszym materiałem u góry.

Prądy zawiesinowe o łatwych do wyobrażenia wymiarach są w stanie przenosić ogromne klasty. Kuenen³ oszacował, że w takich przepływach mogą się przemieszczać skały o wadze do 100 ton. Zainicjowanie przepływu prądu zawiesinowego prawdopodobnie występuje najczęściej w wyniku trzęsień ziemi, ale zaangażowane są również inne mechanizmy^4,5,6. Osad zdolny do utrzymania zawiesiny fragmentów skał o wszystkich wymiarach powstałych w pierwotnym zaburzeniu może być transportowany na duże odległości po najmniejszych zboczach^3,4,7.

Turbidyty, osady pozostawione przez prądy zawiesinowe, czasami zawierają megabrekcje. Klasty przekraczające metr średnicy są znane z pokładów w Nevadzie⁸, Arabii⁹, Nowych Hebrydach¹⁰ i innych miejscach⁷. Casshyap i Qidwai¹¹ donoszą o klastach przekraczających cztery metry w „diamiktycie” (geol. skała osadowa zdeponowana na kontynentach lub płytkich morzach, zawierająca fragmenty skał o różnych rozmiarach – przyp.tłum.) w Indiach. Autorzy postulują pochodzenie lodowcowe, ale prądy zawiesinowe wydają się być równie prawdopodobnym źródłem. Rigby¹² donosi o klastach, których średnica może osiągać do pięciu metrów w warstwach brekcji, interpretowanych jako produkt osadzania przez prądy zawiesinowe.

Nie ma wątpliwości, że prądy zawiesinowe zdolne do przenoszenia dużych klastów świadczą o katastroficznych wydarzeniach. Trzęsienia ziemi mogą wyzwalać prądy zawiesinowe o dużych wymiarach⁵, ale trudniej jest wyobrazić sobie proces zdolny do jednoczesnego tworzenia i transportu niszczonych, brekcjonowanych klastów. W następnej sekcji przekonamy się, że te problemy stają się bardziej złożone wraz ze wzrostem rozmiarów klastów.

Spływy rumoszowe. Spływy rumoszowe to termin używany przez Cooka i wsp.² do opisania osadów megabrekcji składających się z bardzo dużych klastów, które zostały przetransportowane w trakcie ruchów masowych, zwykle na znaczną odległość. Spływy rumoszowe, podobnie jak prądy zawiesinowe, nie wymagają stromego zbocza do ruchu, ale w przeciwieństwie do prądów zawiesinowych są mniej płynne i płyną wolniej. Wydaje się, że nie ma ograniczeń co do wielkości klastów, które można przenosić. Klasty są zwykle egzotyczne (bloki pochodzące ze źródła innego niż spoiwo) i zazwyczaj są osadzone w spoiwie ilasto-gliniastym.

Na przykład w Peru egzotyczne bloki o masie do 5000 ton (o średnicy 10-15 m) występują w warstwach eocenu daleko od miejsca pochodzenia¹³. W Teksasie płyty egzotycznych skał o długości ponad 30 m znajdują się w paleozoicznych mułowcach, najwyraźniej pochodzących ze źródła odległego o wiele kilometrów^14,15,16. W kalifornijskich górach Klamath klasty o długości ponad  100 m występują co najmniej 5 km od obszaru źródłowego¹⁷.  Egzotyczne głazy w warstwach Pensylwanii we wschodniej Oklahomie przekraczają 100 m długości^18,19,20. Wśród tych klastów są gigantyczne bloki łupków o podobnej długości i być może grubości 20 m lub więcej²¹. Skały te zostały przetransportowane na ponad 30 km. We wczesnych trzeciorzędowych warstwach w złożu podwodnym w Wenezueli występują egzotyczne „głazy” skał mezozoicznych o długości ponad 100 m i grubości 30 m, które musiały przesunąć się co najmniej 40 km od obszaru źródłowego. Jedna płyta wapienia kredowego w tych warstwach ma ponad 1 km długości i ponad 100 m grubości²².

Newell²³ donosi o egzotycznych blokach wapienia rafowego o długości ponad 100 m i i prawdopodobnej grubości wynoszącej 20 m w Meksyku. W skałach ordowiku w Nowej Funlandii występują egzotyczne klasty o długości kilkuset metrów²⁴. Zgłoszono, że w osadach mioceńskich na wyspie Timor egzotyczne bloki osadów paleozoicznych i mezozoicznych o średnicy do 800 m zostały przetransportowane dziesiątki kilometrów od sugerowanego obszaru źródłowego²⁵. Rigby¹² przytacza przykłady klastów o długości 300 m oraz wielu innych dużych bloków, które zostały przetransportowane na kilka kilometrów po bardzo płytkich zboczach. W trzeciorzędowych warstwach Szwajcarii znane są egzotyczne bloki i „klify” o długości do 500 m, niektóre wywrócone. W przypadku tych bloków zakłada się pokonanie kilkudziesięciu kilometrów²⁶. Mountjoy i wsp.²⁷ wykazują również inne, liczne przykłady, w tym klasty o wymiarach do 1 km przemieszczane na dziesiątki kilometrów.

Można przytoczyć inne przykłady, ale prawdopodobnie wystarczy jeden. Wilson⁹ informuje o egzotycznych blokach wapienia jurajskiego w radiolarytach wieku kredowego w Arabii. Największy taki blok zajmuje powierzchnię 1600 km² i ma 1000 m grubości. Zakłada się, że ten i inne podobne klasty górskie przemieściły się na odległość dziesiątek kilometrów względem swojego obecnego miejsca!

Podjęto próby opracowania niekatastroficznego wyjaśnienia obecności egzotycznych bloków w megabrekcjach. Niektórzy sugerują transport lodowcowy. Inni doszli do wniosku, że skały osunęły się na swoje obecne miejsce z odległych wyżyn¹⁹. Takie próby generalnie nie zadowalały tych, którzy dokładnie zbadali okoliczności. Na przykład głazy „lodowcowe” są zlokalizowane w warstwach, które skądinąd reprezentują ciepły klimat umiarkowany¹⁹, a skały, o których przypuszcza się, że osunęły się na swoje obecne pozycje, nie wskazują na to, by tak się z nimi stało. Z tego, co ustaliłem, nie ma udokumentowanego przypadku zakłócenia w deponowaniu materiału, takiego jak powstałby w śladzie po skale poruszającej się po nieskonsolidowanej powierzchni. Wręcz przeciwnie, jedyne zaburzone warstwy występują bezpośrednio pod klastem¹², co wskazuje na zagęszczenie poniżej klasta w następstwie jego ruchu (ryc. 2). Ponieważ konieczne byłoby ciągłe, szybkie przemieszczanie się, aby zapobiec osiadaniu klastów podczas transportu, musiały one być transportowane przez jakiś mechanizm ruchów masowych. Jak podkreślili Mountjoy i wsp.²⁷, współczesny model takiego procesu nie istnieje. Trudno jest nie tylko wymyślić mechanizm transportowy, ale także wyobrazić sobie działające siły, które utworzyły klasty tej wielkości.

Proces powstawania i osadzania się tych megabrekcji reprezentuje katastrofy o ogromnych rozmiarach, o czym świadczy zarówno wielkość klasta, jak i wymóg szybkiego przemieszczania się po łagodnym lub płaskim terenie przez wiele kilometrów. Wilson⁹, oceniając skalę problemu, wezwał do rozważenia „poważnych zakłóceń pochodzących spoza układu planetarnego”, które mogły wpłynąć na prędkość obrotową Ziemi i obieg Ziemi wokół Słońca. Biorąc wszystko pod uwagę, takie stwierdzenie nie może być zbyt dalekie od prawdy!

Osuwiska oraz ześlizgi grawitacyjne. Jeśli masa osadu zostanie osadzona na pochyłej powierzchni lub zostanie podniesiona nierównomiernie, tak że powstanie zbocze, osad będzie miał tendencję do przemieszczania się w dół. Tendencji tej przeciwdziała tarcie wewnętrzne, które jest znacznie większe w przypadku osadów scementowanych lub zagęszczonych. Gdy ruch zostanie zainicjowany przez siły zewnętrzne lub wewnętrzne, osad przesunie się w dół zbocza całościowo, tworząc osuwisko lub ześlig grawitacyjny. Nieskonsolidowane osady będą miały tendencję do tworzenia fałdów^28,29,30, ale gdy osady różnią się właściwościami (odpornością na przepływ lub wewnętrzne ścinanie), im bardziej dane elementy będą miały tendencję do fragmentacji i tworzenia megabrekcji w spoiwie, tym mniej tych elementów znajdziemy.

Osuwiska o ogromnych wymiarach z towarzyszącymi im megabrekcjami są spotykane w wielu częściach świata. Trzeciorzędowe warstwy Apeninów we Włoszech zawierają megaklasty o zasięgu do wielu kilometrów sześciennych. W niektórych przypadkach bloki te pokonały do 100 kilometrów od swojego obszaru źródłowego. Jedna płyta wapienia, o której mówi się, że jest odwrócona, zajmuje powierzchnię ponad 200 km²!^31,32 W pobliżu Grecji występują podobne osady późnego trzeciorzędu zawierające bloki o długości od kilkuset metrów do kilku kilometrów i wiele z nich jest również wywróconych. Uważa się, że osady te przemierzyły od 100 do 500 km od swoich źródeł do miejsca ich osadzania³³. Dalej na wschód, w Turcji, osady późnokredowe zawierają bloki skalne sięgające aż po wychodnie skalne „rozmiarów wzgórz”, które przypuszczalnie pochodzą z wielu kilometrów na północ²⁴. W Appalachach we wschodnich Stanach Zjednoczonych masy górskie poruszane przez „naprężenia grawitacyjne” zsuwały się do 80 kilometrów po bardzo łagodnie nachylonej lub płaskiej powierzchni³⁵. Liczne inne przykłady osunięć i ześlizgów wywołanych grawitacją są opisywane przez innych autorów^36,37.

Katastroficzna interpretacja tych osadów zależy w pewnym stopniu od ram czasowych, w jakich są one zawarte. Jeśli przemieszczanie się klasta górskiego na odległość ponad 100 kilometrów odbywa się w tempie milimetra rocznie, trudno uznać to zjawisko za zdarzenie katastroficzne. Jeśli klast przemieści się na tę samą odległość w ciągu kilku godzin lub dni, oznacza to katastrofę o wstrząsających rozmiarach. Jak szybko przesuwają się osuwiska? Autorzy większości artykułów albo nie stawiają czoła w sposób bezpośredni temu pytaniu, albo po prostu zakładają bardzo wolne tempo ruchu.

Tempo przesuwania się osuwisk zależy w pewnym stopniu od nachylenia podłoża. Wielu autorów przytacza wartość około 3º dla nachylenia, po którym przemieszczały się osady ślizgowe^36,38. Liczba ta została wybrana, ponieważ niższe nachylenie prawdopodobnie nie sprzyjałoby ruchowi, a bardziej strome zbocze wymagałoby, aby obszar źródłowy oddalony o wiele kilometrów miał wysokość kilku kilometrów.  Chociaż nie można być pewnym nachylenia przeważającego w czasie ruchu, można bezpiecznie zasugerować, że 3° to wartość minimalna.

Dostępnych jest kilka raportów dotyczących ostatnich załamań i osuwisk na morzu, które można porównać ze złożami trzeciorzędowymi. Jedno z nich, osuwisko w Grand Banks z 1929 roku, ma charakter historyczny. W dwóch przykładach autorzy przytaczają korzystne porównania między ostatnimi osuwiskami a tymi z warstw trzeciorzędowych, o których mowa powyżej^6,38. W każdym przypadku osuwiska poruszały się po zboczach nachylonych pod kątem około 3º na kilka kilometrów, a ruch ten jest znany⁵ lub wywnioskowany^6,38 jako wynik katastrofy. Chociaż nie możemy być pewni, że tak było w przypadku skamieniałości, w podobnych okolicznościach trudno jest wyobrazić sobie, że taki ruch był powolny.

WNIOSKI

Obecność w profilu geologicznym różnego rodzaju megabrekcji, ukazujących w niektórych przypadkach transport ekstremalnie dużych klastów, wskazuje na poziomy energetyczne przekraczające nasze wyobrażenie. Ich częste występowanie w dużych fragmentach profilu geologicznego niektórych miejscowości wskazuje na znaczną katastroficzną aktywność w przeszłości, której nie da się łatwo wyjaśnić współczesnymi procesami.

Bibliografia

1. Ager, Derek V. 1973. The nature of the stratigraphical record. John Wiley & Sons, New York.
2. Cook, H.E., P.N. McDaniel, E.W. Mountjoy and L.C. Pray. 1972. Allochthonous carbonate debris flows at Devonian bank (’reef’) margins, Alberta, Canada. Bulletin of Canadian Petroleum Geology 20:439-497.
3. Kuenen, Ph.H. 1950. Turbidity currents of high density. Reports of the 18th International Geological Congress, London 1948, part 8, pp. 44-52.
4. Kuenen, Ph.H. 1953. Significant features of graded bedding. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 37:1054-1066.
5. Heezen, B.C. and C.L. Drake. 1964. Grand Banks slump. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 48:221-233.
6. Moore, T.C., Jr., TJ.H. Van Andel, W.H. Blow and G.R. Heath. 1970. Large submarine slide off northeastern continental margin of Brazil. American Association of Petroleum Geologists 54:125-128.
7. Dott, R.H., Jr. 1963. Dynamics of subaqueous gravity depositional processes. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 47:104-128.
8. Morgan, T.G. 1974. Lithostratigraphy and paleontology of the Red Hill area, Eureka County, Nevada. University of California, Riverside. Unpublished M.A. Thesis.
9. Wilson, H.H. 1969. Late Cretaceous eugeosynclinal sedimentation, gravity tectonics, and ophiolite emplacement in Oman Mountains, southeast Arabia. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 53:626-671.
10. Jones, J.G. 1967. Clastic rocks of Espiritu Santo Island, New Hebrides. Geological Society of America Bulletin 78:1281-1288.
11. Casshyap, S.M. and H.A. Qidwai. 1974. Glacial sedimentation of late Paleozoic Talchir diamictite, Pench Valley coalfield, Central India. Geological Society of America Bulletin 85:749-760.
12. Rigby, J.K. 1958. Mass movements in Permian rocks of Trans-Pecos Texas. Journal of Sedimentary Petrology 28:298-315.
13. Dorreen, J.M. 1951. Rubble bedding and graded bedding in Talara Formation of northwestern Peru. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 35:1829-1849.
14. Hall, W.E. 1957. Genesis of „Haymond Boulder Beds,” Marathon Basin, West Texas. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 41:1633-1641.
15. King, P.B. 1958. Problems of boulder beds of Haymond Formation, Marathon Basin, Texas. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 42:1731-1735.
16. McBride, E.F. 1975. Characteristics of the Pennsylvanian lower-middle Haymond delta-front sandstones, Marathon Basin, West Texas: discussion. Geological Society of America Bulletin 86:264-266.
17. Cox, D.P. and W.P. Pratt. 1973. Submarine chert-argellite slide-breccia of Paleozoic age in the southern Klamath Mountains, California. Geological Society of America Bulletin 84:1423-1438.
18. Dixon, E.E.L. 1931. The Ouachita Basin of Oklahoma vis-a-visthe Craven Lowlands of Yorkshire. The Geological Magazine 68:337-344.
19. van der Gracht, W.A.J.M van Waterschoot. 1931. The pre-Carboniferous exotic boulders in the so-called „Caney Shale” in the northwestern front of the Ouachita Mountains of Oklahoma. Journal of Geology 30:697-714.
20. Moore, R.C. 1934. The origin and age of the boulder-bearing Johns Valley shale in the Ouachita Mountains of Arkansas and Oklahoma. American Journal of Science 27:432-453.
21. Miser, H.D. 1934. Carboniferous rocks of Ouachita Mountains. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 18:971-1009.
22. Renz, O., R. Lakeman, and E. van der Meulen. 1955. Submarine sliding in western Venezuela. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 39:2053-2067.
23. Newell, N.D. 1957. Supposed Permian tillites in northern Mexico are submarine slide deposits. Geological Society of America Bulletin 68:1569-1576.
24. Horne, G.S. 1969. Early Ordovician chaotic deposits in the central volcanic belt of northeastern Newfoundland. Geological Society of America Bulletin 80:2451-2464.
25. Audley-Charles, M.G. 1965. A Miocene gravity slide deposit from eastern Timor. Geology Magazine 102:267-276.
26. Quereau, E.C. 1895. On the cliffs and exotic blocks of north Switzerland. Journal of Geology 3:723-739.
27. Mountjoy, E.W., H.E. Cook, L.C. Pray, and P.N. McDaniel. 1972. Allochthonous carbonate debris flows worldwide indicators of reef complexes, banks or shelf margins. Reports of the 24th International Geological Congress, Montreal 1972, section 6, pp. 172-189.
28. Jones, O.T. 1937. On the sliding or slumping of submarine sediments in Denbighshire, North Wales, during the Ludlow period. Quarterly Journal of the Geological Society of London 93:241-283.
29. Jones, O.T. 1939. The geology of the Colwyn Bay district: a study of submarine slumping during the Salopian period. Quarterly Journal of the Geological Society of London 95:335-382.
30. Jones, O.T. 1946. The geology of the Silurian rocks west and south of the Carneddau Range, Radnorshire. Quarterly Journal of the Geological Society of London 103:1-36.
31. Maxwell, J.C. 1953. Review of: Geology of the northern Apennines, by Giovanni Merla; Composite wedges in orogenesis, by Carlo I. Migliorini. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 37:2196-2206.
32. Maxwell, J.C. 1959. Turbidite, tectonic and gravity transport, northern Apennine Mountains, Italy. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 43:2701-2719.
33. Elter, P. and L. Trevisan. 1973. Olistostromes in the tectonic evolution of the northern Apennines. InDe Jong, K.A. and R. Scholten, eds. Gravity and Tectonics, pp. 175-188. John Wiley & Sons, New York.
34. Rigo de Righi, M. and A. Cortesini. 1964. Gravity tectonics in foothills structure belt of southeast Turkey. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 48:1911-1937.
35. Dennison, J.M. 1976. Gravity tectonic removal of cover of Blue Ridge anticlinorium to form Valley and Ridge province. Geological Society of America Bulletin 87:1470-1476.
36. de Sitter, L.U. 1954. Gravitational gliding tectonics: an essay in comparative structural geology. American Journal of Science 252:321-344.
37. van Bemmelen, R.W. 1950. Gravitational tectogenesis in Indonesia. Geologie en Mijnbouw 12:351-361.
38. Normark, W.R. 1974. Ranger submarine slide, northern Sebastian Vizcaino Bay, Baja California, Mexico. Geological Society of America Bulletin 85:781-784.