parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

6. Основные черты строения океанического дна	171

3. Охарактеризовать строение и состав породных ассоциаций, выполняющих глубоководные желоба.

6.6. Зоны Беньоффа – Вадати – Заварицкого

Зона Беньоффа представляет собой погружающуюся на глубину до 700 км зону, в пределах которой концентрируются гипоцентры землетрясений. Она названа в честь В. Беньоффа, который в 1949 г. впервые подробно описал ее.

Зоны Беньоффа начинаются либо под современными системами островных дуг, либо под активными континентальными окраинами. Угол падения зон Беньоффа изменяется от 30 до 90°, в среднем составляя 45°. С позиций тектоники плит эта зона рассматривается как место поглощения литосферных плит, называемой зоной субдукции.

Глубокофокусные землетрясения в зоне Беньоффа происходят реже, чем мелкофокусные, но достигают большей мощности (М до 8).

Поперечные разрезы зоны Беньоффа иллюстрируют их разнообразие. В разрезе Алеутских островов (рис. 6.31, а) землетрясения концентрируются на глубинах менее 100 км и лишь отдельные гипоцентры наблюдались на максимальной глубине 400 км. В разрезе Идзу-Бонинской островной дуги (рис. 6.31, б) зона Беньоффа по гипоцентрам протягивается почти непрерывно до глубин 400 км. Зона Беньоффа под Новогебридской островной дугой (рис. 6.31, в) характеризуется сейсмическим разрывом, т.е. зоной отсутствия землетрясений размером от 100 до

350 км.

Изменения в расположении гипоцентров могут наблюдаться в конкретной зоне по ее простиранию. На северной окраине Идзу-Бонинской островной дуги гипоцентры образуют непрерывную искривленную поверхность. К югу в разрезе в расположении гипоцентров между глубинами 150 и 400 км обнаруживается сейсмический разрыв.

Анализ динамических характеристик гипоцентров показывает, что мелкофокусным землетрясениям вблизи желоба соответствуют импульсы растяжения. Они образуются при изгибании хрупкой литосферы. Землетрясения, соответствующие субдукции одной плиты под другую, преобладают на глубинах около 100 км. На глубинах от 100 до 300 км землетрясения обусловлены как сжатием, так растяжением. Глубже 300 км преобладает механизм сжатия, что частично можно объяснить явлениями фазовых переходов.

172	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Глубина, км

		T						V																				T									V
0																								0
100																								100
																					км			200
200
																								300
																					,
300																					Глубина			400
400					а																			500							б
																								600
500
																								700
0					100				200			300				400											0				100			200			300			400			500			600
					Расстояние, км																													Расстояние, км
													T							V
									0
									100
								км	200
									300
								Глубина,
									400
									500							в
									600
									700
												0				100				200				300			400				500			600			700

Расстояние, км

Рис. 6.31. Вертикальные поперечные разрезы распределения гипоцентров землетрясений под современными системами островная дуга – желоб, по К. Конди (1982). T – ось желоба, V – цепь действующих вулканов. Расстояние (в км) измеряется по горизонтали от оси желоба

В ряде случаев распределение гипоцентров в погружающихся пластинах указывает на существование крупных разломов, простирающихся поперек островодужных систем и смещающих их на поверхности.

6. Основные черты строения океанического дна	173

Для объяснения характера распределения очагов землетрясений в зоне Беньоффа Дж. Оливер и др. в 1973 г. предложили модель «хрупкой пластины» (рис. 6.32). На стадии «а», когда пластина входит в астеносферу низкой прочности, напряжения в плите обусловлены действием сил, приложенных к пластине.

a

b

c

d

Низкая прочность Увеличение прочности Высокая прочность

Рис. 6.32. Модель распределения напряжений в погружающейся литосфере, по Дж. Оливеру и др. (1973). Чёрные кружки – растягивающие напряжения, светлые – сжимающие напряжения. Размер кружка качественно отражает сейсмическую активность

На стадии «b» пластина погружается в более прочную астеносферу и часть нагрузки продуцируется силами, действующими снизу. Это создает в центре пластины вследствие равнодействия очень малые напряжения – гипоцентры землетрясений здесь отсутствуют.

На стадии «с» пластина опускается в мезосферу, где она повсюду испытывает сжатие, так как вся ее нагрузка поддерживается силами, действующими снизу – гипоцентры землетрясений распространяются по всей длине опускающейся пластины.

На стадии «d» часть пластины откалывается, и в этом случае появляется сейсмический разрыв на глубине. Угол наклона зоны Беньоффа находится в зависимости от скорости спрединга морского дна. Ведущий край медленнодвигающейся плитыпогружается глубжеиподбольшимуглом.

Контрольные вопросы

1.Что подразумевается под «зоной Беньоффа», её отличительные особенности.

2.Охарактеризовать особенности локализации очагов землетрясений

впределах различных зон Беньоффа.

3.Какие существуют объяснения особенностей распределения очагов землетрясений в погружающейся плите?

174В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

6.7.Абиссальные равнины

Абиссальные равнины являются преобладающим по площади элементом океанического ложа, занимая пространство между СОХ и континентальными подножиями. Они имеют глубину от 4 до 6 км и подстилаются корой океанического типа с осадочным чехлом, мощность которого увеличивается по мере приближения к островным дугам или континентам. Против устьев крупных рек (Амазонки, Нигера, Конго, особенно Ганга и Брахмапутры и др.) на океаническую кору накладываются мощные конуса выноса – дельты и авандельты, мощность осадочных накоплений которых может достигать нескольких километров.

Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах, обладают почти плоским рельефом, сглаженным мощным слоем рыхлых осадков. В Тихом океане абиссальные равнины характеризуются холмистым рельефом, отражающим неровности кровли базальтового слоя. Во всех океанах среди равнин возвышаются тысячи подводных вулканических гор, некоторые из которых выступают над поверхностью океана в виде вулканических островов (остров Реюньон в Индийском океане). Достаточно часто в океанических абиссальных равнинах на глубине до 2 километров встречаются потухшие плосковершинные вулканы – гийоты, которые были срезаны морской абразией, затем перекрыты мелководными осадками, нередко рифами, а впоследствии погрузились ниже уровня океана.

Абиссальные равнины распадаются на отдельные котловины, разделённые крупными подводными хребтами и возвышенностями. Котловины имеют обычно округло-овальную форму размером до 1000 км в поперечнике. В Атлантическом океане (см. рис. 6.9) к западу от СОХ выделяются Северо-Американская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская, а к востоку – Иберийская, Канарская, Гвинейская, Ангольская, Капская котловины; в Индийском океане на западе – Мадагаскарская, Мозамбикская, Маскаренская, Крозе, на востоке – Бенгальская, Уортон, Северо-Австралийская, Перт; в Тихом океане к западу от СОХ – Севе- ро-Западная, Центральная, Южная, Северо-Восточная, к востоку – Гватемальская, Кокосовая, Перуанская, Наска, Чилийская котловины, а к югу – котловина Беллинсгаузена.

Акустическая поверхность фундамента абиссальных равнин нарушена структурами сжатия в широтном и меридиональном направлени-

6. Основные черты строения океанического дна	175

ях. Подобная структура с движением масс в сторону оси САХ картируется на восточной периферии Бразильской котловины (рис. 6.33). Сейсмические профили обнаруживают здесь обширные зоны тектонического дробления, чешуйчатое строение фундамента с широким развитием взбросов, надвигов и сбросов. Расстояние между отдельными литопластинами и блоками измеряется от 1 до 10 км, амплитуда смещения достигает нескольких сотен метров, а углы наклона разрывных нарушений варьируют от 10 до 45°.

		З			В
5							5
		Чешуйчатое строение			Чешуйчатое строение
					фундамента
5,5		фундамента Осадочный чехол					5,5
6			5 км				6
	1		2	3	4
с							с

Рис. 6.33. Структуры сжатия в восточной периферийной части Бразильской Котловины, по К.И. Пилипенко (1993): 1 – поверхность акустического фундамента; 2 – постседиментационные взбросо-надвиги и сбросы (стрелками показано направление смещения по разломам); 3 – направление сжатия; 4 – направление омоложения фундамента

Сходные с Бразильской котловиной структуры сжатия описаны и в абиссальной котловине Зелёного Мыса (Сколотнев и др., 2009). Здесь тектонические процессы проявились в вертикальных перемещениях коры с амплитудой до нескольких километров и складчатостью.

Минерагения абиссальных впадин определяется наличием железомарганцевых конкреций, содержащих значительные концентрации никеля, меди и кобальта. Общие запасы железо-марганцевых конкреций в Мировом океане оцениваются в 350 – 1700 млрд т. Наиболее крупные скопления таких конкреций отмечаются в Тихом океане (80 % всех известных конкреций) на глубинах более 4000 м. В Восточно-Тихоокеан- ском сегменте располагаются поля Кларион-Клиппертон и Калифорнийское, для которых характерна никель-медь-марганцевая специали-

176	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

зация конкреций. Поле Кларион-Клиппертон располагается в центре Северо-Восточной котловины на глубине 5000 – 5200 м. Наибольшее число конкреций сосредоточено в западной части поля, где они покрывают дно на 20 – 50 % при плотности 14 – 22 кг/м2.

В Центрально-Тихоокеанском сегменте поля конкреций располагаются на глубинах 4800 – 5600 м.

Контрольные вопросы

1.Определить место абиссальных равнин в пределах океанического ложа.

2.Охарактеризовать строение, породные ассоциации и структуры абиссальных равнин.

3.Осветить основные минерагенические особенности абиссальных равнин.

6.8. Микроконтиненты

Кмикроконтинентам большинство исследователей относят часть внутренних поднятий океанов, которые подстилаются утонённой до 25

–30 км континентальной корой. Осадочный чехол в таких структурах несколько утолщён по сравнению с абиссальными равнинами, и в нём могут присутствовать отложения, предшествующие раскрытию данного океана.

В отдельных случаях отмечаются вулканические проявления, продукты которых обычно представлены бимодальными вулканическими сериями, характерными для континентальных рифтов. Возраст фундамента варьирует в широких пределах от раннедокембрийского и даже архейского на плато Роколл и на Мадагаскаре, до палеозойского к востоку от Австралии.

Кмикроконтинентам по В.Е. Хаину и М.Г. Ломизе (2005) в Атлантическом океане отнесено плато Роколл близ Британских островов, банка Орфан близ Ньюфаундленда, Ян-Майен к северу от Исландии; в Индийском океане – Мадагаскар с его южным подводным продолжением, а также Сейшельские острова; в Тихом океане – возвышенность Лорд-Хау, Норфолк к востоку от Австралии, а также Новая Зеландия с Новозеландским подводным плато (рис. 6.34), в Северном Ледовитом океане – хр. Ломоносова и, возможно, хребет Альфа – Менделеева.

6. Основные черты строения океанического дна	177

Рис. 6.34. Микроконтиненты в Тихом океане – будущие террейны

Поверхность микроконтинентов обычно располагается на глубине 2 – 3 км ниже уровня океана и характеризуется плоским рельефом. Вместе с тем, отдельные участки выступают в виде мелководных банок (плато Роколл или даже островов, которые могут иметь вулканическое происхождение (Лорд-Хау)).

178	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Происхождение микроконтинентов объясняется процессами раскола континентов на ранних стадиях раскрытия океана (Хаин, Ломизе, 2005). В последующем зона спрединга перескакивала в центральную часть современного океана. При этом некоторые из таких структур (Квинслендское плато) и сейчас отделены от континента рифтовыми грабенами, в которых ещё сохранилась утонённая континентальная кора. В последующем континентальный рифт может преобразиться в зону спрединга, что иллюстрируется историей трога Роколл, отделившего плато Роколл от Европы.

Контрольные вопросы

1.Что понимается под термином «микроконтинент»?

2.Осветить особенности строения микроконтинентов. Примеры.

3.Привести и охарактеризовать существующие гипотезы образования микроконтинентов.

6.9. Пул-апарт-бассейны

Термин пул-апарт-бассейны (pull-apart basins (англ.) – растянутый в стороны сдвиго-раздвиг), или структуры присдвигового растяжения, был предложен Б. Берчфилом и Дж. Стюартом (1966). На поверхности такие структуры проявляются в виде впадин на участках изгиба или кулисного перекрытия активных сдвигов (рис. 6.35). Под пул-апарт структурами в настоящее время понимают короткие (протяженностью десятки километров) зоны спрединга (растяжения), связанные с трансформными разломами. За последние десятилетия в разных районах мира обнаружены сотни современных и древних структур этого типа. Они играют важную роль в тектонической эволюции латеральных границ разномасштабных литосферных блоков. Предполагается, что крупнейшие пул-апарт-бассейны, приуроченные к границам литосферных плит и микроплит, могут со временем развиваться в магматические рифты. Эти геодинамические обстановки представлены короткими системами спрединга в троге Кайман, в Калифорнийском заливе, в Северо-Фиджий- ском бассейне, в Андаманском море и в других местах.

Пул-апарт-системы, по-видимому, могут возникать в следующих обстановках:

1. На дне океана на трансформных разломах типа дуга-дуга (Кайманский трог), на трансформных разломах хребет-хребет, где возникают зоны растяжения.

6. Основные черты строения океанического дна	179

2.В переходной зоне океан – континент на трансформных разломах хребет-хребет (Калифорнийский залив).

3.На континентальной коре на трансформных разломах хребет – дуга или дуга – дуга (впадина оз. Иссык-Куль)

Рис. 6.35. Схема строения сдвигового бассейна Данган, расположенного к востоку от полуострова Малайзия (изолиниями показана поверхность дотретичного фундамента)

180	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Локальные центры спрединга или пул-апарт-бассейны должны были проявляться на поверхности Земли депрессиями, локальным и спорадическим вулканизмом от щелочно-базальтового до бимодального состава и повышенным тепловым потоком. На континентальной коре по приводимым параметрам они сходны с рифтогенными.

К месторождениям, сформированным в пул-апарт-бассейнах, отнесены скарноидное шеелитовое месторождение Фельберталь (Австрия), стратиформное вольфрам-молибденовое месторождение Тырныауз (Кавказ), стратиформное пирротин-касситеритовое месторождение Кливленд (Западная Тасмания), возможно Карышская группа медно- вольфрам-молибденовых месторождений в Хакасии и др.

Минерагения. Интерес к пул-апарт-бассейнам объясняется тем, что в их пределах на океанской коре формируются стратиформные эксгаля- ционно-осадочные редкометальные (U, Mo, Sn) и железорудные месторождения с крупными концентрациями редких и редкоземельных элементов.

Контрольные вопросы

1.Что понимается под термином «пул-апарт-бассейны»?

2.Где могут возникать пул-апарт-бассейны?

3.Охарактеризовать минерагению пул-апарт-бассейнов. Привести примеры.

6.10.Окраинные моря (задуговые и междуговые бассейны)

Окраинные моря, островные дуги и глубоководные желоба представляют собой триаду структур активных окраин западно-тихоокеан- ского типа. К окраинным морям относятся прибрежные акватории, которые отделены от океанских плит глубоководными желобами, зонами субдукции и островными дугами (Богданов, 2000). Этим они отличаются от шельфовых и краевых морей и внутренних морских бассейнов, которым присущи не столь яркие признаки проявления современной активной тектоники.

Среди окраинных морей выделяется три типа, отличающиеся механизмом образования, тектоническими режимами и особенностями магматизма. Первый тип окраинных морей располагается на краю океанической плиты, в пределах которой за островными дугами происходят