М. Тарп в 2001



Современный вариант карты Б. Хизена и М. Тарп
Для увеличения кликнуть

Строение трансформной зоны Амстердам, Индийский океан   (J. Conder, 2000)

Морфологически выраженные разломные зоны встречаются в пределах океанского дна практически повсеместно, их влиянию подвержено около 20% площади океанской литосферы (Дубинин, 1987). Этот замечательный факт стал особенно очевиден после того, как американские исследователи Брюс Хизен и Мэри Тарп построили в 60 годах прошлого века подробную карту океанического дна, которой мы продолжаем с удовольствием пользоваться и сегодня. Большие отрезки трасс этих преимущественно сбросовых зон являются пассивными следами трансформных разломов, на этих отрезках сдвиговая компонента движений отсутствует. Активные океанские сдвиги приурочены к активным плитным границам и входят в состав продольно сегментированных спрединговых и субдукционых систем; лишь единичные сдвиговые зоны пересекают океанские сегменты плит целиком.

Классификация океанских сдвигов восходит к вилсоновской традиции: все они считаются трансформными (по динамике) разломами и подразделяются в соответствии с типами структур сжатия и растяжения, которым они обязаны своим развитием

Морфологические, динамические и эволюционные особенности океанских трансформ очень разнообразны. Основываясь на результатах огромного комплекса работ (см. список работ), можно считать установленным, что главными факторами, контролирующими их морфологические и структурные особенности, являются:

• динамический тип порождающих трансформу активных зон,
• скоростные характеристики зон разрастания и поглощения,
• реологические характеристики вмещающей трансформу литосферы и ее тепловой режим,
• изначальная длина активных трансформ,
• удлинение связанных трансформой спрединговых центров,
• перестройка кинематики литосферных плит по мере развития трансформы.

Основные факторы и механизмы нестационарности ОЕ трансформ по Лонсдейлу (Lonsdale, 1989

Трансформы типа хребет - хребет.

Океанские трансформы областей растяжения (ОЕ-трансформы) изучены в настоящее время наиболее подробно. Особого внимания заслуживают несколько динамических и кинематических характеристик ОЕ-трансформ.

(1) Большинство ОЕ-трансформ развиваются в режиме, близком к “чистому” сдвиганию. Опре­деленные из мгновенной глобальной кинематики плит векторы скоростей поперек трансформных разломов оказались для большинства разломных зон небольшими (Дубинин, 1987), хотя все же были выявлены трансформы, в которых предполагается локальное сжатие или растяжения, или даже неоднократная смена этих режимов (Bonatti et al., 1994, Разломные зоны Центральной Атлантики, 1995).

(2) Наблюдается корреляция строения и эволюции трансформ типа хребет – хребет с их первоначальной длиной и скоростью сдвигания. Согласно полученным в последние годы данным, в большинстве зон трансформных разломов помимо сдвигания происходит некоторое разрастание литосферы, хотя и не спредингового типа.

(3) По мере эволюции, трансформы могут менять линейные размеры (в том числе до нуля), продольно мигрировать и менять знак сдвиговых движений, располагаясь, тем не менее, вдоль одних и тех же линий. Это показывает, что ОЕ-трансформы могут быть долговременно устойчивыми образованиями (Garfunkel, 1986), существование которых связано не только с поперечной сегментацией СОХ.

(4) Зоны ОЕ-трансформ внутренне структурированы и движения по ним сопровождаются комплексом деформаций, сходных со сдвиговой тектоникой зон континентальных разломов. (5) И, наконец, чрезвычайно важным свойством ОЕ-трансформ является их нестабильность, морфологическая, пространственная и размерная, связанная с тремя главными факторами - перестройкой относительных движений дивергирующих плит, разрастанием окончаний связанных трансформой рифтовых хребтов и скоростной асимметрией в порождающих трансформу спрединговых центрах.

Особый интерес представляет нестабильность ОЕ-трансформ в связи с асимметричным спредингом, которая сопровождается удивительным и пока слабо изученным кинематическим поведением трансформ.
Большинство срединно-океанических хребтов мигрируют относительно "фиксирован­ной" системы горячих точек, однако общая миграция всей спрединговой системы на судьбе отдельных трансформ заметно не отражается. Гораздо важнее локальная скоростная асимметрия спрединговых центров, которая вызывается их взаимодействием с разномасштабными горячими точками, которые заякоривают одну из плит. Как только хребет попадает в зону влияния горячей точки, в ближайшем спрединговом сегменте появляется локальная скоростная асимметрия и он начинает как бы "притягиваться" к горячей точке (NB!) обгоняя в латеральном дрейфе соседние сегменты и удлиняя связывающие их трансформы. Достигнув горячей точки, спрединговый центр может оказаться надолго заякоренным и смежные сегменты рано или поздно его догоняют, уменьшая длину трансформ практически до нуля; если же он все-таки вместе со всем хребтом проходит горячую точку, его локальная скоростная асимметрия меняется на противоположную и он начинает отставать от соседних сегментов, так что связывающие их трансформы снова начинают удлиняться, но имеют, разумеется, противоположный знак движений по сравнению с первоначальными.
Эта идеальная схема в реальных условиях осложняется тем, что

с горячей точкой только в редких случаях взаимодействует единственный сегмент срединноокеанического хребта;

дрейф срединноокеанического хребта и его взаимодействие с горячими точками практически всегда сопровождается перестройками конфигурации и структуры рифт-трансформной системы.

Трансформы типа дуга-дуга

Трансформные разломы типа дуга - дуга распространены в значительно меньшей степени. Они включают по крайне мере три группы структур, различающихся по морфологии и строению – это:

• окончания субдукционных дуг малой кривизны;
• длинные трансформы сжатых дуг;
• короткие междуговые трансформы.

Очевидной и общепринятой причиной развития сдвиговых структур в субдукционных комплексах является косое схождение плит (Woodcock, 1986, Mac­Caffre, 1996). Окончания субдукционных дуг малой кривизны в большинстве островных дуг представлены отрезками конвергентных границ, простирание которых близко совпадает с вектором движения субдуцирующей плиты (Западно-Алеутская, Западно-Яванская и др.). Поскольку обстановки чистого подо­двига­ния и сдвигания на внутри­океанических и океанско-континенталь­ных конвергентных границах встречаются редко, здесь обнаруживается весь спектр транспрессивных структурных форм.

Трансформные ограничения сжатых островных дуг представляют малочисленную, но крайне интересную группу рассматриваемых трансформ. Таких дуг всего три – Малая Антильская дуга, дуга Скоша и дуга моря Банда. Их главной структурной особенностью является встречная субдукция на противоположных флангах трансформных зон (Forsyth, 1975, Barker, Burrell, 1977, Ludwig, Rabinovitz, 1982, Дубинин, 1987, Pelayo, Wiens, 1989, Algar, Pindell, 1993, Russo et al., 1993, и др.). Эти трансформные зоны нестабильны, и в ходе эволюции увеличиваются в длине, растягиваются, что справедливо предполагалось еще в вилсоновской модели. Заметим, что режим растяжения вдоль этих трансформ существует реально, а не является чисто геометрическим описанием изменения их длины. Он результируется в образовании линейных впадин пулл-апартового типа и коротких поперечных спрединговых центров, и отчетливо проявлен в параметрах современной сейсмичности.

Наиболее многочисленную группу трансформ типа дуга-дуга образуют относительно небольшие структуры, соединяющие отдельные сегменты желобов или целых субдукционных систем , особенно характерные для конгломератов плит западной и восточной Пацифики. В большинстве случаев сочленяемые трансформой субдукционные зоны моновергентны, так что трансформа по мере эволюции системы может продольно мигрировать, не меняясь в длине. Довольно редким случаем ОС-трансформ являются трансформы схлопывающиеся, сочленяющие наклоненные друг от друга (антивергентные) зоны субдукции – типа разломной зоны Сорол, ограничивающей с севера Каролинскую плиту (Seno et al., 1993).

Трансформы типа хребет-дуга

Океанские трансформы смешанного типа, сочленяющие спрединговые хребты с зонами субдукции, довольно редки в современных океанических бассейнах. Они включают по крайней мере три группы морфологически и тектонически различных образований:

(1) относительно короткие, поперечные к континентальным плитным окраинам трансформные границы малых плит, развитые преимущественно на западной периферии Тихого океана;
(2) продольные к континентальным плитным окраи­нам длинные трансформы со смешанной (поддвиго-сдвиговой) кинематикой;
(3) длинные, иногда ремобилизованные трансформы, переходящие по простиранию в суб­дук­ци­онные (или коллизионные) зоны.

Трансформные зоны первого типа ограничивают малые плиты восточной Пацифики. По современным данным, все они развиваются в быстро меняющихся тектонических условиях, которые обусловлены постепенным сближением Восточно-Тихоокеанского поднятия с западно-американскими субдукционными зонами, сегментацией промежуточной области и переориентировкой движений составляющих ее микроплит (Atwater, 1970, Crowell, 1979, Lonsdale, 1989, Bird, Naar, 1994, Kruse et al., 1996, и мн. др.). Векторы движений и современных плит, и палеоплит этого региона веерно разворачиваются вдоль Американской континентальной окраины, поэтому их латеральные (трансформные) границы развиваются в транстенсивной обстановке. Они представлены сочетаниями коротких сдвигов, более или менее параллельных вектору движения микроплиты, и пулл-апартовых впадин или коротких спрединговых центров. Ввиду указанной выше кинематики плит, трансформы со временем уменьшаются в длине. Многочисленными работами установлено, что продолжения современных и древних трансформ заметно влияют на строение субдукционных орогенных областей, во многом определяя их поперечную зональность.

Наиболее изученным примером второй группы смешанных трансформ является разломная зона Королевы Шарлотты, которая протягивается вдоль западного побережья Канады от одноименного тройного сочленения до субдукционных структур Аляски (Hyndman, Hamilton, 1993), и которая фактически является океанским двойником разлома Сан-Андреас. Разломная зона расположена большей частью в основании континентального склона и морфологически выражена линейной впадиной, которая отделена от параллельного глубоководного трога небольшим поднятием (террасой). Со стороны континента над разломной зоной расположен одноименный хребет, а далее вглубь континента – морская впадина (Lowe, Dehler, 1995). Разломная зона имеет длительную историю. Развиваясь в течении всего кайнозоя, она неоднократно меняла свои динамические характеристики. Движения по ней были чисто поддвиговые (плиоцен), чисто сдвиговые (эоцен – ранний миоцен), комбинированные сдвиго-поддвиговые (поздний миоцен – квартер).

Хорошо изученными примерами длинных, трансокеанических ОМ-трансформ являются разломные зоны Маккуори, Барракуда, Оуэн и Азоро-Гибралтарская. Все они наращивают по простиранию активные ОЕ-трансформы и отчетливо сегментированы (Дубинин, 1987, Harrison, Ball, 1973, Searle, 1980 и др.). Каждая из них включает нескольких отрезков различного простирания, которые развиваются в различных динамических условиях. Например, Азоро-Гибралтарская разломная зона является трансформным лучом трой­ного сочленения и протягивается от Азорских островов до Гибралтара. С запада на восток она включает сегменты:

• транстенсивного динамического режима вблизи Азорской горячей точки;
• чистого скольжения (разломная зона Глория);
• транспрессивного режима - Горинге-Альборанская тектоническая зона, в которой новейшие структуры, распределение сейсмичности и фокальные механизмы указывают на косую плитную конвергенцию и наличие транспрессивной зоны шириной в 50-100 км (Morel, Meghraoui, 1996).

Рассмотренные десять групп океанских трансформ имеют разное распространение, разную тектоническую роль и различное кинематическое поведение. По условиям формирования и развития собственно вилсоновскими сдвигами могут считаться только трансформы типа хребет-хребет. С трансформам типа дуга-дуга ситуация менее определенна, поскольку общепринятых представлений о сути механизмов, управляющих субдукционными процессами, до сих пор нет. Некоторые модели предполагают преимущественно гравитационной контроль субдукционных процессов (Arvin, Robinson, 1994, Howie, 1993, Wiens, 1993 и др.), т.е. рассматривается вариант, когда литосферные пластины теряют устойчивость в ослабленных (главным образом трансформных) зонах, и просто тонут в них, причем погружение с определенного этапа поддерживается фазовым уплотнением нижнего края слэба. В таком представлении вилсоновская схема сдвигообразования будет адекватной и для трансформ типа дуга-дуга. Океанские трансформы типа хребет-дуга включают сдвиговые зоны разных динамических групп, и, в целом, являются элементами систем более сложных, нежели просто трансформные