Амплитуда смещения осевых частей срединно-океанических хребтов по этим разломам достигает 1000 км, а иногда и превышает эту величину. Они обычно представлены крупными зонами - серией параллельных разломов. Высота уступов достигает 1 км и более, глубина ущелий в гребневой части составляет до 1,5 км. Иногда ущелья вдоль таких разломов имеют значительную ширину и глубину и представляют собой своеобразные внутриплитные желоба, один из них, желоб Романш в Атлантике имеет глубину 7728 м. Проявление механизма растяжения в подобных желобах может даже сопровождаться спрединговыми процессами, как это имеет место, по мнению В. Хаина, в Азоро-Гибралтарском разломе.
В уступах иногда обнажаются представительные разрезы пород, слагающих океаническую кору и даже образования, которые могут быть отнесены к верхним частям мантии. К разломам этого типа приурочены вулканические проявления, признаки гидротермальной деятельности, внедрения серпентинизированных пород мантии.
Вероятно, трансокеанические разломы не следует в полной мере уподоблять трансформным, поскольку они имеют более длительную и сложную историю формирования и возникновение их не обусловлено процессами спрединга, а скорее наоборот - они во многом определяют эти процессы.
Характерная особенность этих разломов заключается в том, что некоторые из них прослеживаются на континентах. Из примеров, приведенных В.В. Белоусовым (1989), можно указать следующие. На продолжении разлома Мендосино вся система Кордильер пересекается полем развития плиоценовых лав. Разлом Кларион в Мексике прослеживается крупным тектоническим разрывом, отделяющим выходы палеозойских метаморфических пород на юге от области развития молодых вулканических пород на севере. На простирании Китового хребта - в Африке фиксируются вулканы со щелочными лавами, а еще далее - грабен Лукана с интрузиями основных пород и кимберлитов.
Подобные примеры свидетельствуют о сложной истории формирования охарактеризованных структур и о том, что природа их далеко не расшифрована. Очевидно также, что зоны трансокеанических разломов обладают отличными от других структур океана металлогеническими особенностями. Эти проблемы в настоящее время практически не изучены.
Переходные зоны между континентами и океанами
Переходные области между континентами и океанами представляют собой особый тип структур, разграничивающих плиты континентальной и океанской коры. Эти области называются континентальными окраинами, занимают более 20% площади океанов - в их пределах накапливается основная масса осадков и вулканитов, проявляются интенсивные деформации. Переходные области делятся на два основных типа: активные и пассивные.
Активные окраины
Активные окраины почти полностью окружают Тихий океан; они подразделяются на два типа: приконтинентальный (восточно-тихоокеанский) и островодужный (западно-тихоокеанский или андский).
В первом типе зона субдукции фиксируется глубоководным желобом, крутой внутренний склон которого является одновременно континентальным склоном. За ним следует узкая полоса шельфа. Ширина всей зоны перехода составляет порядка 200 км. Вдоль приподнятого края континента проходит вулканоплутонический пояс. Типичным примером активной окраины этого типа является тихоокеанская окраина Южной Америки, вдоль которой протягивается горная цепь Анд.
Второй островодужный тип включает следующие элементы: 1) глубоководный желоб; 2) островную дугу; 3) котловину окраинного моря. Эти элементы нуждаются в более подробном рассмотрении, поскольку имеют важное металлогеническое значение.
Глубоководные желоба
Специфическими структурами Мирового океана являются глубоководные желоба. Это сильно вытянутые, узкие асимметричные прогибы, сопряженные с островными дугами. В плане они имеют как правило соответствующую дугообразную форму. Протяженность их составляет сотни, иногда несколько тысяч км, глубина 5-11 км. Максимальная глубина отмечена в Марианском желобе - 11022 м - это самая глубокая точка всего Мирового океана.
Типичные желоба обрамляют структуры Тихого океана с севера (Алеутский желоб) и с запада (Курило-Камчатский, Японский, Огасава, Волкано, Марианский).
Между 30? северной широты и экватором выделяются Филиппинский желоб и желоб Рюкю. Они расположены на западе окраинного Филиппинского моря - в окраинном море, а не на его границе с открытым океаном.
В юго-западной части океана выделяется желоб Витязь субширотного направления вблизи 10? южной широты. Южнее завершают систему желобов запада Тихого океана желоба Тонга и Кермадек. Эта система в том или ином виде описана еще в позапрошлом веке.
В восточной части Тихого океана сравнительно недавно на картах стала выделяться система желобов вдоль побережий Американских континентов. Это Центрально-Американский желоб вдоль берегов Мексики, Перуанский и Чилийский желоба вдоль побережья Южной Америки. Глубина океана в этих желобах существенно меньше, чем в западных. Максимальные глубины в них не достигают 7 км.
В Индийским океане вдоль западного побережья островов Суматра и Ява прослеживается Зондский желоб. Максимальные глубины в нем местами превышают 7 км. На западе океана желобов нет.
Практически нет желобов и в Атлантике. Единственный небольшой желоб Пуэрто-Рико обрамляет с внешней стороны южную часть Больших Антильских и восточную ветвь Малых Антильских островов.
Желоба рассматриваются как выраженные в рельефе области субдукции. Их глубина зависит от скорости субдукции и особенностей состава и строения погружающейся плиты.
Глубина желобов относительно смежного краевого вала субдуцирующей плиты достигает 4000 м. Ширина желобов обычно не превышает 50-100 км. В поперечном сечении желоба имеют V-образную форму с заметно выраженной асимметрией: внутренний склон, примыкающий к дуге - крутой, до 10 и даже 20?, внешний - пологий (около 5?). Желоба трассируют линии активного контакта взаимодействующих при субдукции литосферных плит. С осью желоба совпадает выход на поверхность сейсмофокальной зоны Беньофа-Заварицкого.
Желоба - шовные структуры, разделяющие блоки с субконтинентальной корой (со стороны островных дуг) и океанической (со стороны океана). Мощность базальтового слоя под осью желобов небольшая. По данным В. Белоусова, под желобом Кермадек толщина коры 4,5 км, в Японском желобе - 9 км, в Идзу-Бонинском - 7 км, в Перу-Чилийском - 5-10 км.
На дне желобов накапливаются осадки флишоидного облика. Они как правило имеют молодой возраст (плейстоценовый и голоценовый), почти горизонтальное залегание и небольшую мощность обычно не превышающую нескольких сотен метров. Это обстоятельство и породило более чем сомнительное предположение о том, что рыхлые осадки затягиваются в зону субдукции вместе с погружающейся плитой океанической коры (Хаин, Ломизе, 1995). На островной или континентальной стороне желобов мощность осадков увеличивается благодаря сносу материала с прилегающих участков суши и явлениям гравитационного оползания*).
Согласно мобилистским построениям, вероятность проявлений магматизма в желобах весьма невелика, и они являются структурами амагматичными. На самом деле в ряде желобов зафиксированы проявления молодого вулканизма. Это базальты в Перуано-Чилийском, Центральноамериканском желобах, в желобе Яп, Марианском и других. Рудогенная роль этих образований пока остается неясной.
В металлогеническом отношении глубоководные желоба изучены недостаточно. Пока можно констатировать лишь отсутствие признаков гидротермальной и экзогенной рудной минерализации, что оправдывает довольно скептическую оценку возможностей формирования в этих структурах рудных месторождений.
*) - В Японском желобе в его приостровной части на глубине порядка 1500 м на траверзе порта Ногоя в процессе изысканий трассы глубоководного оптико-волоконного кабеля связи были обнаружения формы рельефа, характерные для речной долины: меандрирующее русло и надпойменные террасы. Глубже, вблизи осевой части желоба на глубине около 6200 м также прослежен фрагмент поверхности дна, соответствующий по морфологии строению речной долины с меандрирующим руслом, террасами, островами, протоками (ериками), притоком. Эти наблюдения В.В. Круглякова не укладываются в рамки привычных мобилистских представлений и в известной степени подтверждают данные о широком развитии на океанском дне мелководных фаций различного возраста (<Океанизация >, 2004).
Активные окраины Островные дуги
Островные дуги представляют собой важнейший структурный элемент активных окраин континентов. Согласно современным геодинамическим построениям островные дуги возникают в связи с явлениями субдукции. Для активных окраин характерен латеральный ряд структур, в котором начиная от глубоководного желоба, связанного с выходом на поверхность сейсмофокальной зоны, следуют внешняя невулканическая островная дуга, - преддуговый бассейн, - вулканический пояс внутренней островной дуги, - задуговый бассейн или окраинное море. В некоторых случаях внешняя островная дуга отсутствует, а на ее месте наблюдается резкий перегиб подводного рельефа у бровки глубоководного желоба.
Вулканические дуги протягиваются параллельно глубоководным желобам на 200-300 км, ширина активной вулканической зоны составляет при этом около 50 км.
Наиболее типичные островные дуги известны в северной и западной частях Тихого океана. Это Алеутская, Курило-Камчатская, Японская, Суматра и Ява. Далее следуют Идзу-Бонинская, Марианская, Яп, Рюкю, Манильская, Филиппинская, Новобританская, Соломон, Новогебридская, Тонга, Кермадек, Новозеландская. В Индийском океане - Зондская. К подобным системам относится Антильско-Карибская область и область моря Скотия.
Выделяются два типа островных дуг: энсиалические, образованные на мощной (до 40 км) коре континентального типа, испытавшей длительное полициклическое развитие, и энсиматические, которые подстилаются маломощной океанической корой. Островные дуги первого типа образованы, как правило, крупными островами - Японские, Филиппинские, Новая Гвинея, Новая Зеландия и др. Дуги второго типа представлены цепочками мелких островов - Алеутские, Курильские, Малые Антильские, Новые Гебриды и др. Некоторые из них частично расположены на континентальной коре.
В строении земной коры островных дуг выделяются собственно островодужный комплекс и фундамент. В энсиалических дугах фундаментом служат древние комплексы, возникшие на месте длительно развивавшихся подвижных поясов. Энсиматические дуги закладываются на фемической коре мощностью до 20 км и подстилаются офиолитовыми комплексами.
Островодужный комплекс энсиматических дуг сложен толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних этапах образуются андезито-базальты, андезиты; более кислые магмы встречаются редко.
Среди вулканитов энсиалических дуг преобладают андезиты, обычными являются дациты, риолиты. На поздних стадиях развития вулканизма повышается щелочность пород.
В основании вулканических дуг нередко образуются гранитоидные плутоны: диориты, тоналиты и гранодиориты в энсиматических дугах, нормальные граниты - в энсиалических. Вмещающие породы претерпевают региональный метаморфизм зеленосланцевой и амфиболитовой фаций.
Значительная часть разрезов островных дуг обнажается на суше, в том числе иногда на поверхность выходят и породы фундамента. Поэтому степень изученности геологических формаций этих структур наиболее высокая.
Островные дуги сложены разнообразными геологическими формациями: вулканогенными, вулканогенно-осадочными, осадочными, интрузивными, последовательность образования которых отражает этапы развития этих структур. Среди формаций присутствуют глубоководные, мелководные и наземные. Вулканогенные формации в процессе развития островных дуг эволюционируют от подводных базальтовых и базальт-бонинитовых к мелководным и наземным - базальт-андезибазальтовым, базальт-дацитовым, - и наземным островным формациям с большими объемами средних и кислых пород, в том числе пород повышенной щелочности. Изменяется и характер вулканизма: трещинные и щитовые вулканы базальтовых формаций сменяются стратовулканами, осложненными кальдерами, экструзивными структурами и т.д. В строении стратовулканов существенную, иногда преобладающую роль играют пирокластические породы.
Наряду с вулканогенными комплексами и формациями образуются комагматичные им интрузивные комплексы. Среди них наиболее широко распространены габбро-плагиогранитовые, габбро-диорит-тоналит-плагиогранитовые трондьемитовые, габбро-монцонит-сиенитовые. Реже встречаются комплексы кварц-гранодиорит-гранитовой формации.
Интрузивные комплексы комагматичные вулканитам, являются различными фациями единых долгоживущих магматических систем. Интрузивные породы формируются, завершая отдельные этапы вулканической деятельности, в поздние стадии развития очаговых зон. Более длительная дифференциация магмы в очаговых зонах определяет большее количество кислых и средних интрузивных пород по сравнению с вулканитами. Интрузивный магматизм сопровождается интенсивной гидротермальной деятельностью, результатом которой является формирование эндогенных месторождений.
На завершающих этапах развития островных дуг проявляется ареальный базальтовый вулканизм, сменяющийся часто щелочным - оливин-базальтовым или шошонитовым.
Таким образом, островодужный вулканизм в большинстве случаев эволюционирует от однородных толеит-базальтовых формаций к дифференцированным известково-щелочным и имеет преимущественно гомодромный характер.
Последний нарушается на поздних этапах, когда известково-щелочной вулканизм вновь сменяется базальтовым, часто со щелочной тенденцией. В островных дугах, сформированных на мощной континентальной коре, может проявляться антидромный характер магматизма (Фролова, 1997). В то же время индивидуальные особенности развития свойственны не только каждой отдельной дуге, но и отдельным участкам и даже вулканическим центрам. По этим причинам формационные ряды различных островодужных систем весьма разнообразны.
Активные окраины Задуговые бассейны
Задуговые бассейны (окраинные моря) входят в триаду структур активных окраин и располагаются между островными дугами и континентом. По В. Белоусову, выделяется три типа окраинных морей: наиболее мелкие моря - Охотское, Желтое, Арафурское - почти целиком подстилаются континентальной корой. Другие - Японское, Южно-Китайское, Коралловое, Берингово - в наиболее мелких частях расположены на континентальной коре, а в более глубоких - на океанической. Третьи, преобладающие, находятся целиком на океанической коре, глубина их может превышать 4000 м.
Глубоководные бассейны бывают изометричными и линейными. Изометричные располагаются в тыловых частях моря, линейные - во фронтальных. Рельеф глубоководных бассейнов часто осложнен подводными горами, поднятиями и прогибами, рифтогенными и спрединговыми структурами. К числу изометричных глубоководных котловин относятся Западно-Филиппинская (Филиппинское море), Центральная (Японское море), Венесуэльская (Карибское море), Алеутская (Берингово море) и др.
Линейные бассейны бывают двух типов: одни располагаются непосредственно за островными дугами (Курильская в Охотском и Окинава в Восточно-Китайском морях), другие разделяют активные и потухшие островные дуги (междуговые бассейны Паресе-Вела и Марианский в Филиппинском море, Лау в море Фиджи, Гренада в Карибском море и др.).
Глубоководные котловины находятся на разных стадиях развития, среди них выделяют активные с проявлениями современного магматизма, и отмершие, заполняющиеся осадками.
В строении верхних частей земной коры окраинных морей выделяется три комплекса: фундамент, на котором заложилось море, существенно вулканогенный комплекс, отражающий активный период развития структуры, и осадочный чехол, формирующийся после прекращения магматической активности (Фролова, Бурикова, 1997).
Комплекс фундамента в тех морях, где он доступен для изучения, представлен складчатыми геосинклинальными и орогенными формациями подвижных поясов палеозойского и мезозойского возраста, прорванными разновозрастными, преимущественно меловыми и палеоценовыми гранитоидами. Реже комплекс фундамента представлен образованиями континентальных платформ от докембрийских до мезозойских.
Состав и строение фундамента окраинных морей, большая часть ложа которых подстилается океанической корой, характеризуется неоднородностью. В одних случаях в фундаменте присутствуют блоки разнообразных и разновозрастных образований, свидетельствующие о сложной и длительной истории формирования структуры, развивавшейся на древних комплексах окраинных подвижных поясов. Подобная картина имеет место в структурах Филиппинского моря. В других случаях окраинные моря формируются в результате раздвига древнего основания и подстилающая их океаническая кора является новообразованной. Примером может служить междуговый бассейн Лау.
Т.И. Фролова приходит к выводу, что образование современных окраинных морей в пределах Западно-Тихоокеанской активной окраины связано с мезокайнозойским рифтогенезом, который начался в позднем мелу и наложился на сложно построенный Циркум-Тихоокеанский подвижный пояс, в меньшей степени на древние платформы Азиатского континента с уже сформированной континентальной корой.
Залегающий выше вулканогенный комплекс отделен от фундамента перерывом и несогласием. Его состав и строение отражают особенности этапа эндогенной активности в процессе формирования окраинных морей. В кайнозое выделяются дораннемиоценовый, допозднемиоценовый и среднемиоцен-голоценовый этапы формирования глубоководных котловин (Богданов, 1988). В различных котловинах присутствуют комплексы либо одного этапа, либо более сложные, являющиеся продуктом неоднократно повторяющегося вулканизма.
Магматические формации окраинных морей разнообразны и относятся к толеитовой, субщелочной, известково-щелочной сериям. Интрузивные породы представлены базит-гипербазитовыми комплексами, входящими вместе с толеитами в офиолитовые ассоциации. Помимо этого известны малоглубинные массивы, комагматичные эффузивам.
Мощность осадочного слоя колеблется от 0,5 до 4,5 км. Осадки, накапливающиеся в окраинных морях, различны по происхождению. На склонах вдоль вулканической дуги формируются толщи вулканогенно-обломочных образований, иногда имеющих большую мощность и характер туфогенного флиша. Вдоль континента наблюдаются подвижные конусы выноса, иногда накапливаются флишевые толщи. В центральных частях бассейнов осаждаются монтмориллонитовые глины, биогенные илы и другие типы осадков, преимущественно терригенного происхождения.
Пассивные окраины
Переходные зоны этого типа наблюдаются вокруг Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Они характеризуются низкой сейсмической и вулканической активностью, отсутствием глубинных сейсмофокальных зон. В строении типичных пассивных окраин выделяется три главных элемента: шельф, континентальный склон, континентальное подножие. Обычно вдоль края континента прослеживается прибрежно-аллювиальная равнина.
Шельф представляет собой подводное продолжение прибрежной равнины материка. Ширина шельфа изменяется в широких пределах, иногда достигает многих сотен километров, составляя в среднем 65-80 км. Бровка шельфа - внешняя граница - располагается обычно на глубине около 200 м, но иногда опускается до 350 м и даже до 500 м. Поверхность шельфа представляет собой аккумулятивную, реже абразионную равнину; на шельфах часто встречаются затопленные долины рек, береговые линии, ледниковые, эоловые формы рельефа.
Континентальный склон - сравнительно узкая полоса (от 8 до 270 км) с более крутыми углами наклона до 10-14?, а иногда и больше. Нижняя граница склона проходит на глубинах в среднем 2,5-3 км. Для этой структуры характерен расчлененный глыбово-ступенчатый рельеф: ориентированные вдоль склона ступени рассекаются каньонами, наследующими глубокие трещины или разломы. На континентальном склоне нередко наблюдаются уступы - краевые плато, отколовшиеся от шельфа (Белоусов, 1989). Примерами могут служить краевое плато Блейк у берегов Флориды, длиной 900 км, шириной 300 км, глубиной от 600 м на севере до 1200 м на юге. На поверхности плато расположена одноименная провинция
29-04-2015, 01:01