 |
| рис.6.1. Разломные зоны Центральной Атлантики. Белыми прямоугольниками показаны рифтовые зоны. 1 - 7 - разломы: 1 - Зеленого Мыса, 2 - Марафон, 3 - Меркурий, 4 - Вима. 5 - Архангельского, 6 - Долдрамс, 7 - Вернадского; 8 - уступ Кабо Верде; 9 - горы Батиметристов; 10 - Гвинейское плато; 11 - острова Зеленого Мыса; 12 - 13 - котловины: 12 - Зеленого Мыса, 13 - Сьерра-Леоне. Основа - спутниковая альтиметрия, по: (Sandwell, Smith, 1992) |
 |
| рис.6.2. Трехмерное изображение Срединно-Атлантического хребта между 7 и 5о с.ш., иллюстрирующее соотношение разрывов или зон поперечных нарушений сплошности осевой части ("discontinuity") и рифтовой долины. Координаты - десятичные (градус и доля градуса). Материалы съемки многолучевым эхолотом на НИС <Академик Николай Страхов> |
 |
| рис. 6.3. Принципиальная схема соотношения рифтовых зон и трансформных разломов. ЗТР - зона трансформного разлома, ВУП - внешнее угловое поднятие, ВП - внутреннее угловое поднятие, НВ - нодальная впадина, ПХ - поперечный хребет, РЗ - рифтовая зона, НХ - неовулканический хребет, РГ - рифтовые горы |
 |
| рис.6.4. Активная часть трансформного разлома Богданова. Атлантический океан. Данные 22-го рейса НИС <Академик Николай Страхов> |
 |
| рис.6.5. Медианные хребты в разломе Долдрамс. Атлантический океан. Данные 9-го рейса НИС <Академик Николай Страхов>. Разрез получен в сейсмическом отряде под руководством В.Н. Ефимова |
История открытия трансформных разломов была приведена выше (см. Глава 2). Трансформный разлом (от англ. transform fault), представляет собой область сдвиговых перемещений, по которой один структурный элемент резко преобразуется в другой. Трансформные разломы могут называться в соответствии с теми структурными элементами, которые они соединяют (например, трансформный разлом типа дуга - дуга). Согласно этой классификации могут быть выделены трансформные разломы типа желоб - желоб, желоб -ороген, хребет - дуга, хребет - желоб, хребет - ороген и т.д.
Разлом типа хребет - хребет широко известен в океане и ему посвещено большинство публикаций. Он представляет собой в рельефе дна депрессию (желоб), которая трассируется на сотни километров от оси хребта. Зона разлома имеет ширину до десятков км. Она отражена в рельефе дна океана и в акустическом фундаменте не только отрицательными, но и положительными формами (уступы, системы хребтов). Части разломов, расположенные между рифтовыми долинами, называются активными. С ними связаны наибольшие глубины, а также эпицентры землетрясений, имеющих сдвиговую компоненту. На флангах срединно-океанических хребтов и в пределах абиссальных котловин разломы как формы подводного рельефа имеют меньшие амплитуды или исчезают. Это связано с тем, что в ходе эволюции срединно-океанического хребта, согласно теории плитной тектоники, трансформный разлом из-за остывания литосферы погружается, заполняется осадками и "отмирает". Эти части разломов называются пассивными. Вместе с тем, по геолого-геофизическим данным и, прежде всего альтиметрии, океанские разломы прослежены на расстояние до первых тысяч км. Морфоструктура разломов зависит от скорости и направления спрединга (трансформные разломы быстрого и медленного смещения, с растяжением и сжатием). Как в активных, так и пассивных частях трансформных разломов отмечается уменьшение мощности коры и подъем вещества более глубинных горизонтов. К настоящему моменту, по данным Газеттира ГЕБКО, в Мировом океане известно около 160 разломов с собственными названиями (например, разлом Оуэн в Индийском океане, Кейн - в Атлантическом и др.). Однако их общее число специально не подсчитывалось и может составлять, судя по данным альтиметрии, несколько сотен (рис. 6.1).
Расстояния между трансформными разломами по простиранию срединно-океанического хребта могут изменяться от первых десятков до первых сотен километров. Они могут находиться на значительном расстоянии друг от друга (одиночные разломы), быть сдвоенными, формировать системы разломов (полиразломные системы). Особой категорией нарушений являются различные разрывы или поперечные нарушения, известные в англоязычной литературе как "discontinuity" (рис. 6.2).
Крупные одиночные разломы выражены в рельефе желобами шириной в первые десятки миль. Они отделены от соседних сходных или более сложных разломных систем отрезками срединно-океанических хребтов протяженностью во многие десятки - сотни миль. Например, расстояние от разлома Страхова в Атлантическом океане до ближайшего к северу разлома Богданова составляет 365 км, а к югу (разлом Сан-Паулу) - 350 км. Эти образования могут иметь разное строение активных частей, в частности, морфологию и протяженность. Примерами могут служить такие разломы как Атлантис, Ошеанографер, Кейн, Зеленого Мыса, Страхова и другие. Сдвоенные разломы представлены двумя субпараллельными трогами, расстояние между которыми составляет первые десятки миль. Характерными примероми в Атлантическом океане могут служить системы разломов Марафон и Меркурий, а также Чарли Гиббс и Боде Верде. Полиразломные системы представляют собой серии субпараллельных желобов с общей шириной в первые сотни миль. Они образуют весьма сложные по своей морфологии участки океанского дна. Прежде всего они развиты в приэкаториальной части Атлантического океана (Романш - Чейн, Архангельского - Долдрамс - Вернадского и Сан-Паулу).
Разрывы или зоны поперечных нарушений сплошности срединно-океанического хребта ("discontinuity") представляют собой относительно пониженные области, с которыми могут совпадать изгибы рифтовых долин или иные аномальные явления. За пределами осевой части хребта они прослеживаются в виде трогов в той или иной степени заполненными осадочными породами сходными с трогами одиночных разломов.
В пределах срединно-океанических хребтов наиболее обстоятельно исследованы области рифтовых долин, активные части разломов, а также их соотношения. Основные морфоструктуры областей стыка рифт - трансформ показаны на рисунке 6.3.
Район срединно-океанического хребта, в котором происходит взаимодействие рифтов и трансформных разломов (т.е. зон растяжения и сдвигов) называется областью стыка (от англ. rift-transform intersection) рифт-разлом. В русскоязычной литературе для определения этой геологической ситуации применялись различные термины: соединение рифтовых и трансформных депрессий, зона сочленения. Иногда применяется прямое перенесение термина - интерсект, что на взгляд автора настоящего учебного пособия представляется не удачным.
Область стыка рифт-разлом (см. рис. 6.3) включает в себя следующие морфоструктурные элименты: прилегающие структуры рифтовой долины, поднятия внутреннего и внешнего углов, нодальную впадину, а также прилегающие части трансформного разлома. Строение и рельеф перечисленных объектов может существенно изменяться в зависимости от скорости спрединга.
При приближении к желобам разломов происходит постепенное погружение дна рифтовых зон и уменьшение мощности коры. В некоторых случаях могут формироваться многочисленные уступы перепендикулярные простиранию рифта. В более сложных ситуациях происходит продвижение неовулканических хребтов в сторону желоба трансформного разлома. В плане рифтовые долины, как правило, перпендикулярны простиранию разлома. Однако имеются и исключения. Известны примеры отклонения ритфовых долин (см. рис. 5.3) в сторону пассивной, а не активной части трансформного разлома (разлом Зеленого Мыса на 15о20' с.ш. в Атлантическом океане). В природе встречаются и более сложные случаи, чем модели. Так, в крупнейшей зоне разломов Романш (Атлантический океана, экватор) на западе активной части рифтовая долина практически перекрыта поперечным хребтом, а на востоке - не доходит до трансформного разлома. Все это свидетельствует о необходимости более детальной проработки геодинамических моделей, учитывающих особенности строения дна.
Активная часть трансформного разлома (трансформ или трансформный разлом) (от англ. active part of the transform fault), представляет собой область сдвиговых перемещений краев плит в срединно-океаническом хребте с активной сейсмичностью, сформированной в результате спрединга. В рельефе дна океана она выражена желобом (рис. 6.4), расположенным между двумя рифтовыми долинами. Ее протяженность может достигать первых сотен км при ширине до первых десятков км. Желоб активной части разлома, как правило, не заполнен осадочным чехлом или мощности осадков находятся на пределе обнаружения высокочастотными и одноканальными методами сейсмического профилирования. Строение может осложняться медианными хребтами или депрессиями. Собственно перемещение происходит по зоне главного трансформного смещения, которое проявлено разрывами, пересекающими желоб разлома под небольшим углом.
В районе сочленения океанских разломных зон и рифтов срединно-океанических хребтов расположены нодальные впадины (от англ. nodal центральный, узловой). Эти формы рельефа океанского дна представляют собой очень глубокие (до 6000 м) понижения рельефа (см. рис. 6.4), которые развиты, в основном, в пределах хребтов с медленными скоростями. В Атлантическом океане они образуют несколько типов. Простейший по своему строению тип, представляет собой относительно неглубокие (200 - 400 м) понижения океанского дна на пересечении рифтовой долины и небольших трансформных разломов. В других обстановках они могут быть вытянуты в сторону рифта на расстояние до 20 км или иметь изометричные очертания. Широко известны нодальные впадины, которые тесно сопряжены с "поднятиями внутреннего угла". Они имеют в плане форму, близкую к трехугольной. Ряд впадин имеет более сложную форму и может вдвое превышать по размерам предыдущие. Их максимальные глубины могут достигать 5500 м. Известны случаи, когда наиболее глубокие части нодальных впадин вытягиваются вдоль простирания активной части разломов (протяженность 50 - 60 км, ширина - 10 - 15 км). Наконец, сложные нодальные впадины могут образовывать ряд депрессий (максимальные глубины до 4500 - 5000 м), которые разделены неовулканическими хребтами.
Характерной особенностью областей стыка рифт - разлом можно считать поднятия внутреннего угла (от англ. high inside corner). Эти объекты (см. рис. 6.4) располагаются на стыке активной части трансформного разлома и рифтовой долины. Как правило, они образуют крупные подводные пики с минимальными глубинами в пределах всего срединно-океанического хребта. Согласно теории литосферных плит, возникновение этих морфоструктур связано с вертикальными движениями, которые были обусловлены неравномерным разогревом или охлаждением (поднятием или опусканием соответственно) тех или иных частей новообразованной океанической литосферы. На взгляд автора настоящего учебного пособия, сейчас мы не можем однозначно считать это положение доказанным. В частности, в Атлантическом океане известны поднятия внутреннего угла (гора Пейве в разломе Вернадского), которые сложены габброидами (образования магматических камер). Но есть и подводные сооружения (гора Ферсмана в разломе Марафон), основания которых сложены деформированными и метаморфизованнными породами средних частей океанической литосферы. Выше их были драгированы только свежие базальты, что свидетельствует о двух, как минимум, этапах формирования поднятий внутреннего угла. Наконец, известны ситуации, при которых поднятия внутреннего угла слагаются серпентинизированными гипербазитами, что требует создания новых моделей их формирования.
Поднятия внешнего угла (от англ. high outside corner) изучены хуже. Это отчетливо выраженные поднятия океанского дна в областях взаимодействия рифтовых долин и пассивных частей трансформных разломов (см. рис. 6.4). Они имеют большие глубины, чем поднятия внутреннего угла.
На срединно-океанических хребтах с высокими скоростями спрединга формируются поднятия пересечения (от англ. intersection hight). Это обширные топографические поднятия с аномально мелкими глубинами в районе сочленения осевой части хребта и трансформного разлома, которые до сих пор не получили однозначной интерпретации. Они встречены в ряде крупных трансформных разломов Тихого океана (например, разлом Клиппертон).
Характерной чертой многих разломов в океане представляются медианные хребты (от англ. median ridge), расположенные в желобах трансформных разломов. В Атлантическом океане они известны в разломах Чарли Гиббс, Атлантис, Кейн, в Индийском - Атлантис II, в Тихом - Томайо и Клиппертон. Медианные хребты представляют собой (рис. 6.5, см. рис. 7.5) положительные формы рельефа, протяженностью во многие десятки километров при относительной высоте в первые сотни метров. Они могут располагаться в любой части как активных, так и пассивных частей желобов трансформных разломов. При этом их может быть несколько. Медианные хребты могут быть обнаружены как вдоль оси разломных зон, так и примыкать к бортам разломных желобов. На настоящий момент нет ни одной универсальной модели, которая бы объяснила их происхождение. С этих морфоструктур были подняты все типы пород океанической коры в различных пропорциях - от только серпентинитов или гипербазитов до свежих базальтов. Примечательно, что почти со всех медианных хребтов были подняты тектонические или осадочные брекчии. Типичный медианный хребет (протяженность около 14 км, ширина 15 - 20 км, высота порядка 100 м) известен в разломе Атлантис, где он расположен на востоке активной части. Его происхождение связывают с результатом действия сжатия при сдвиговых напряжениях в трансформе, в результате которого были образованы поднятые блоки серпентинизированного материала, ограниченные разломами. Наиболее вероятно, что медианные хребты формируются в результате разных причин. Они могут быть созданы тектоническими процессами или иметь вулканогенную или протрузивную природу. В заключение отметим, что эти объекты изучены плохо и их истинная природа еще ждет своего объяснения.
В некоторых трансформных разломах (например, Вима и Романш, приэкваториальная часть Атлантического океана) над дном возвышаются протяженные (до 1000 км и узкие - порядка 50 км) асимметричные хребты. В англоязычной литературе они обозначаются как , а в русскоязычной - нет общепринятого термина. Чаще всего их называют поперечными хребтами. Они имеют минимальные глубины от 500 до 1000 м и возвышаются над прилегающими частями дна океана на 1000 - 8000 м. В редких случаях вершины хребтов выходят выше уровня моря (скалы Св. Петра и Павла (см. рис. 2.4). Они сложены мантийными породами. Известны ситуации (разлом Романш), когда на абразионных поверхностях хребтов происходило формирование мелководных карбонатных платформ. В настоящее время они погружены на глубину в первые сотни метров. С поперечных хребтов был драгирован полный набор пород океанической коры (от гипербазитов до базальтов).
Заканчивая обсуждение строения срединно-океанических хребтов, отметим, что они представляют собой протяженные подводные горные сооружения, осевая часть которых характеризуется повышенной сейсмичностью и активным магматизмом. В зависимости от скорости спрединга они меняют свою морфологию. В осевых частях срединно-океанических хребтов присходит образование (аккреция) новой океанической коры. Хребет сегментирован - вдоль его простирания отмечается изменение рельефа, геофизических полей и составов как мантийных, так и коровых пород. Границы сегментов приурочены, как правило, к трансформным разломам. Последние могут значительно отличаться по своему строению. Зоны стыка разломов и рифтовых зон могут существенно видоизменяться по набору морфоструктур.
Контрольные вопросы:
1. Трансформный разлом - определение термина, типы, происхождение
2. Область стыка рифт - разлом - основные элементы
3. Активная часть трансформного разлома - определение, особенности строения
4. Нодальные впадины - определение, особенности строения
5. Поперечные хребты - определение, особенности строения. Примеры
6. Медианные хребты - определение, особенности строения
7. Поднятия внутреннего и внешнего углов
|
