parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

6. Основные черты строения океанического дна	131

Ю

а

2

3

4

5

0

5

	б
	N13	1
	м	2	С
		3
	2000	4	2
		5
		6	3
		7
			4
			5
10	15	20 км

Рис. 6.13. Схематический профиль северного трансверсивного хребта разлома Романш в районе поднятия D, по Ю.Н.Разницыну (2004): 1 – палеоцен-эоценовые кварциты; 2 – нижнемеловые известняки; 3 – осадок; 4 – базальты; 5 – габбро; 6 – серпентиниты; 7 – надвиги

Особый интерес вызывает разлом Сан-Андреас в Калифорнии, смещение по которому оценивается в 725 км. Ранее он определялся как трансформный, но геометрия движения по нему, хотя он и считается правосторонним сдвигом, отлична от трансфомных разломов. Предполагается, что это межплитная граница нового типа.

Морфология трансформных разломов. Трансформные разломы типа хребет-хребет нарушают региональный рельеф дна, изобаты которого обычно параллельны простиранию срединно-океанического хребта. При этом трансформные разломы обнаруживают большое разнообразие в рельефе. Некоторые зоны трансформных разломов, развивающиеся при небольшой скорости спрединга, характеризуются большими смещениями и выражены в виде глубоких протяженных ущелий с поднятыми плечам. Другие выражены в виде цепочек округлых вулканов, хребтов или перемычек, линий кулисообразно расположенных вулканов. Троговые долины трансформных разломов обычно имеют ширину до 10 км. Выделяются эшелонированные элементы рельефа, косоориентированные к простиранию трансформных разломов. Они интерпретируются как кулисообразные трещины растяжения, возникающие при сдвиге (риделевские трещины).

132В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Вместах пересечения осей спрединга и трансформных разломов обычно наблюдается повышенная глубина дна, даже в случае отсутствия долины. Это явление оказывается более сильно выраженным при низкой скорости разрастания и больших амплитудах смещения хребта. Приразломные ущелья в Центральной Атлантике и в Индийском океане на своем окончании могут трансформироваться в вулканические хребты зон разломов (рис. 6.14). Это в настоящее время неактивные продолжения

60° 70°

	1
	2	30°
	3

4

5

6

7

20°

20°

10°

10°

50°

60°

70°

Рис. 6.14. Строение системы разрывных нарушений трансформного разлома Оуэн в Индийском океане, по Г.Н. Савельевой (1981): 1 – срединно-океанический хребет; 2 – система разлома Оуэн (хребты: Мр – Мерей, Чн – Чейн); 3 – разломы и направления смещения по ним (разломы: Чм – Чаманский, О – Орнач-Нал); 4 – магнитные аномалии и их номера; 5 – офиолитовые аллохтоны (Б – Бела, К – Квета, Мб – Мус- лим-Бах, См – Семайл); 6 – скважины и их номера; 7 – пункты драгировок

6. Основные черты строения океанического дна	133

трансформных разломов, которые выявляются на древней океанической коре. Хребты развиты в пределах узких (100 – 200 км) полос и имеют протяженность до 4000 – 5000 км в Тихом океане. Здесь известны хребты, связанные с трансформными разломами – Мендосино, Пайонир, Марри, Молокаи, Кларион, Клиппертон и др. Понижения в рельефе, пронизывающие срединно-океанические хребты, способствуют перетеканию через них огромных масс умеренно глубинных или глубинных вод. Океанографы еще задолго до эхолотирования подтверждали существование таких проходов для водообмена через срединно-океаниче- ские хребты по наличию антарктической придонной воды в экваториальной части Атлантики.

Подводные течения, проходящие по приразломным зонам, могут перераспределять донные осадки. По обе стороны трансформного разлома океаническая кора обычно имеет различный возраст, что свидетельствует о разной скорости её опускания (до 2 мм/год) вблизи пересечения оси спрединга со срединной долиной

Для океанических трансфорных разломов характерна активная сейсмичность (рис. 6.15), более высокая, чем для осей спрединга. Если землетрясения в осях спрединга происходят в виде роев без главного толчка,

Землетрясения

Хребты Зоны разломов

Рис. 6.15. Очаги землетрясений в зоне Срединно-Атлантического хребта (в рифтовой зоне и трансформных разломах), по А.Коксу и Д. Харту (1989)

134	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

то вдоль зон ТР вслед за главным толчком обычно следует ряд менее сильных афтершоков. Энергия землетрясений в зонах ТР обычно на 2,5 порядка больше той же энергии на осях спрединга (на единицу длины).

Подвижки вдоль активной части трансформного разлома проявляются до глубины 10 км, а плиты движутся прерывисто толчками примерно через 13 лет. Зоны разрушения, возникающие при каждом крупном толчке, имеют длину до 60 – 80 км. Временной прерывистый характер землетрясений и подвижек увязывают с прерывистым подъемом магмы в осевых зонах срединно-океанических хребтов, играющим роль спускового механизма для сейсмических событий. Сейсмичность затухает, когда накопившиеся напряжения сбрасываются в ограниченной части разлома.

Строение вулканических хребтов Романш, Горриндж и Зелёного Мыса в Атлантическом океане было изучено Ю.Н. Разнициным (2004), который показал их сложную покровно-надвиговую структуру (см. рис. 6.13).

Хребет Горриндж расположен юго-западнее Иберийского полуострова, простирается в северо-восточном направлении на 200 км при ширине около 80 км и возвышается над прилегающими котловинами Хосшу и Тагус почти на 5 км. Крутой южный склон восточной вершины хребта (г.Ормонд) сложен типичными породами океанской коры – базальтами и габбро, а сама вершина перекрыта толщей щелочных вулканитов (силлы и потоки фонолитов) мощностью до 1,5 км. Возраст щелочных пород палеоценовый (50 – 60 млн лет), габброидов – раннемеловой (135 млн лет). Габброиды метаморфизованы в условиях высокого стресса вплоть до амфиболитовой фации. Предполагается, что хребет состоит из четырёх литопластин, надвинутых друг на друга. Движение пластин происходило по серпентинитам, которые по надвиговым зонам неоднократно выжимались на поверхность хребта.

Сходное строение имеет вулканический хребет островов Зелёного Мыса. Эта структура развивалась на океанической коре. Наиболее древние верхнеюрские образования острова Маю представлены тектонизированными пилллоу-лавами толеитовых базальтов и гиалокластитами, перекрытыми верхнеюрско-альбскими терригенно-карбонатными породами, сопоставляемыми соответственно со вторым и первым слоями океанической коры. Разрез надстроен туфопесчаниками и туфоконгломератами альба-сеномана, которые несогласно перекрыты эффузивами среднемиоценового-четвертичного возраста и прорваны щелочным интрузивным комплексом. Породы океанической коры претерпели не-

6. Основные черты строения океанического дна	135

однократные пликативные и дизъюнктивные деформации и слагают зону тектонических чешуй, надвинутых по надвигам под углом около 45° на интрузивные образования.

Трансформные разломы обладают собственным магматизмом, который проявляется в образовании подводных вулканов на днище впадин разломов с широким спектром основных и ультраосновных пород. Скалы острова Сан-Паулу (Атлантический океан) сложены ультраосновными породами, достигающими уровня моря. Магматизм, в целом, имеет или щелочной характер, или представлен толеитами, обогащенными оксидами калия, натрия, титана и фосфора. Нередко характер магматизма трансформных разломов по разные стороны от СОХ несколько различается. На хребте Кларион восточнее СОХ выявлены пиллоу-лавы щелочных оливиновых базальтов, содержащие до 10 % нормативного нефелина, а западнее – трахибазальты и тефритовые базаниты, в составе которых присутствует даже нормативный кварц (Когарко, Рудченко, 1991). Породы, слагающие борта трансформных разломов, близки по составу к толеитовым базальтам прилегающих участков рифтовых зон.

Минерагения. Рудная минерализация в трансформных разломах обусловлена магматическими, метаморфическими и гидротермальными процессами. В зоне трансформных разломов создаются области повышенной трещиноватости, обладающие высокой проницаемостью для морской воды. В этих зонах осуществляется тепловой и химический обмен, происходит обогащение водных растворов металлами путём их выщелачивания из пород океанической коры.

Металлоносные гидротермальные образования установлены в трансформных разломах Атлантического и Индийского океанов. В Атлантическом океане со склонов разлома Романш с широтного хребта, возвышающегося на 100 – 500 м над дном долин, были драгированы обломки габбро, метагаббро, серпентинизированные перидотиты и галька литифицированных глины и мела, а также стяжения размером до нескольких сантиметров в поперечнике. Последние состоят из мелкозернистого пиритового ядра, окруженного оторочкой гидроокислов железа. Первично пиритовые стяжения на дне полностью замещены окислами железа. В стяжениях обнаружены титан, алюминий, марганец, никель, хром, медь, цинк и лантаноиды в количестве до 1,24 %. В пользу гидротермального происхождения свидетельствуют текстуры стяжений, химический состав, распределение РЗЭ и изотопия серы. Здесь же в ульт-

136	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

раосновных породах обнаружены повышенные содержания хрома, никеля и кобальта.

В Индийском океане в разломах Оуэн, Арго, Вима, Мария-Целеста и др. драгированием подняты толеитовые и щелочные базальты, перидотиты, дуниты, серпентиниты, тальк-актинолитовые породы с хромшпинелидами. В активных участках трансформных разломов обнаружены повышенные содержания ртути (Дубинин, 1985).

Контрольные вопросы

1.В чём заключается отличие трансформных разломов от классических поперечных разломов-сдвигов?

2.Перечислить морфометрические характеристики трансформных разломов.

3.Назвать основные типытрансформных разломов. Привести примеры.

4.Охарактеризовать сейсмичность трансформных разломов.

5.Назвать основные типы магматических пород, встречающихся в трансформных разломах.

6.Отметить минерагенические особенности, присущие трансформным разломам.

6.3. Вулканические островные дуги

Островные дуги представляют собой дугообразные цепочки вулканических островов, к которым прилегают параллельные глубоководные желоба.

Большая часть систем островных дуг расположена на западной окраине Тихого океана (рис. 6.16).

Почти непрерывная цепь дуг начинается с Алеутской островной дуги, затем переходит в Курильскую и Японскую дуги, после чего раздваивается. Южное направление включает Идзу-Бонинскую и Марианскую дуги, дуги Яп и Палау. Юго-западная ветвь состоит из Манильской и Филиппинской островных дуг и дуги Рюкю. Восточнее и южнее Новой Гвинеи расположены островные дуги – Новогвинейская, Манус, Новобританская, Южных Соломоновых островов, Витязь, Новогебридская, Тонга и Кермадек.

К другим хорошо выраженным системам относятся Суматро-Яван- ская, или Зондская дуга, дуга Скоша между Южной Америкой и Антарктидой и Малая Антильская дуга в Карибском бассейне.

6. Основные черты строения океанического дна	137

1

2

3

Рис. 6.16. Островные дуги и глубоководные желоба западной части Тихого океана, по У.Дж.Швеллеру (1991): 1 – глубоководный желоб, 2 – островная дуга, 3 – хребет фронтальной дуги

У восточного побережья Тихого океана активные желоба прилегают непосредственно к континентальным окраинам, и поэтому островные дуги там отсутствуют, а структуры носят название активных континентальных окраин.

138В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Взависимости от степени зрелости литосферы надвигаемой плиты выделяются:

1. Внутриокеанические дуги (Тонга-Кармадокская, Идзу-Бонинская, Марианская и др.) – энсиматические.

2. Периферийно-океанические дуги (Алеутско-Аляскинская, Малая Антильская, Японская, Курило-Камчатская, Фиджийская и др.) – энсиалические.

Есть несколько другая, более дробная классификация О.А. Богатикова и А.А. Цветкова (1988):

1. Юные дуги (Тонго-Кармадек-Новозеландская, Мариано-Идзу- Бонинская, Южно-Сандвичева) – энсиматические.

2. Развитые дуги (Алеутско-Аляскинская, Курило-Камчатская, Фиджийская, Новогебридская), формирующиеся на энсиматическом и энсиалическом основаниях;

3. Зрелые дуги (Японская, Новогвинейская, Индонезийская, Липарская, Эгейская) – энсиалические, отличающиеся наличием мощного гранитно-метаморфического слоя.

Островные дуги по простиранию могут сменяться активными окраинами континентов (Курилы – Камчатка) (рис. 6.17).

Строение островных дуг. Все островные дуги и желоба имеют дугообразную форму и обращены своей выпуклостью в сторону погружающейся плиты. Это является их характерной особенностью в глобальном масштабе.

С геометрической точки зрения эту особенность можно объяснить как результат пересечения косо погружающегося блока земной коры со сферической поверхностью Земли. При этом существует связь между кривизной дуги и углом падения зоны субдукции. Сильно искривленным дугам соответствуют пологопадающие зоны субдукции, а слабо искривленные и почти прямолинейные островные дуги указывают на крутое падение этих зон. Установленные закономерности хорошо проявляются в случае крупных дуг (Алеутская, Курильская, Яванская). Природа небольших сильно искривленных дуг (Пуэрто-Рика, Тонга, Марианская) объясняется наличием сильных деформаций, которые проявляются в виде разрывов, сдвиговых деформаций и зон скалывания.

Системы островных дуг представлены следующими физико-геогра- фическими элементами, располагающимися в определенном порядке

(рис. 6.18).

6. Основные черты строения океанического дна	139

Рис. 6.17. Схема пространственного расположения четвертичных вулканов Курильской островной дуги, по Г.П.Авдейко и др. (1987): 1 – наземные вулканы: активные (а), потухшие (б); 2 – подводные вулканы; 3 – вулканические хребты и цепочки вулканов, включая поперечные вулканические зоны; 4 – фронт вулканической дуги; 5 – условная линия, разделяющая фронтальную и тыловую части вулканической дуги: 6 – ось Курило-Камчатского желоба

	1
	2
	3
	4
	5
	6
0	40 км

140	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Рис. 6.18. Морфологические и тектонические формы в системе островной дуги, по У.Дж. Швеллеру (1991). Вертикальный масштаб в 5 раз больше горизонтального

Нижний или, внутренний, склон желоба, или аккреционная призма

поднимается от основания желоба под сравнительно крутыми углами 9

– 10°, иногда до 30° и более, что резко контрастирует с плоским дном желоба. Здесь отмечаются пологопадающие в сторону островной дуги надвиги, разделяющие пластины хаотически нарушенного осадочного и вулканического материала. Эти зоны надвигов ограничивают линейные хребты протяженностью до десятков километров, которые простираются вдоль нижнего склона параллельно или близкопараллельно оси желоба. За этими хребтами образуются небольшие бассейны, где скапливаются осадки мутьевых потоков.

Бурением в составе пластин нижнего склона вскрыты гемипелагические и терригенные отложения, которые накопились в осевой части желоба. Они тектонически были включены в состав породных комплексов нижнего склона (дуги Сикоку и Алеутская). Модель формирования аккреционной призмы приведена на рис. 6.19 и 6.20.

Нередко сам нижний склон и осадки осевой зоны желоба бывают перекрыты турбидитами, что обусловлено высокими темпами седиментации в данном регионе.

На островной дуге с незначительными темпами седиментации при драгировании некоторых крутых участков нижнего склона на поверхность были подняты мафические и ультрамафические породы (желоб