ТРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ- MEGAMULLIONS

Срединно-океанские хребты и, в меньшей степени, абиссальные равнины расчленены разломами, получившими в 1965 г. от Дж. Вилсона название трансформных. Эта разломы разбивают срединные хребты и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга. Амплитуда смещения составляет многие сотни километров и может превышать длину сегмента по срединному хребту в 10 раз(разлом Мендосино превышает 1000км), а по зоне сближенных разломов типа экваториальной зоны разломов в Атлантике или зоне Элтанин в юго-восточной части Тихого океана достигает 4000 км.

На первый взгляд, трансформные разломы представляют собой сдвиги, но, как показал Вилсон, они принципиально отличаются от сдвигов тем, что противоположно направленное смещение их крыльев наблюдается лишь на участке, соединяющем оси спрединга. За его пределами оба крыла движутся в одну сторону, хотя скорость этого движения может несколько отличаться. Землетрясения здесь происходят только на участках между осями спрединга (за исключением разломов типа Сан Андреаса, разграничивающих плиты). За пределами сейсмически активных участков трансформные разломы являются как бы мертвыми и представляют лишь следы бывших смещений, зафиксированные в древней коре.

Траектории трансформных разломов перпендикулярны срединным хребтам, а направление скольжения отвечает направлению движения пластин, разделенных смещаемой осью спрединга. Но за пределами сейсмоактивного участка простирание разлома может отклоняться от перпендикуляра, и чем дальше, тем больше. Это означает, что в более раннее время положение полюса раскрытия и направление движения пластин могли отличаться от современных.

Морфологически трансформные разломы выражены уступами высотой до 1 км, и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км в гребневой зоне хребта и до 0,5 км на его флангах. Относительно поднятым всегда оказывается крыло разлома, сложенное более молодой литосферой, что соответствует закономерности Слейтера о погружении литосферы с возрастом. Уступы трансформных разломов дают хорошие обнажения океанической коры и верхов мантии, удобные для наблюдений.
Вдоль трансформных разломов наблюдаются проявления вулканической деятельности, гидротермы и протрузии серпентинизированных пород мантии.

Трансформные разломы различаются по своему масштабу и значению. Прежде всего выделяется крупнейшие трансокеанские разломы типа Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон в Тихом океане. В Северном Ледовитом океане это Шпицбергенский разлом. Такие разломы пересекают океан почти что от края и до края,и не только срединные хребты, но и абиссальные равнины, и иногда уходят в пределы смежных материков.

Эти разломы делят океаны на сегменты, раскрывавшиеся в разное время. Например, Атлантика к югу от Азоро-Гибралтарского разлома начала раскрываться еще в конце средней — начале поздней юры, а к северу — лишь в начале мела.

Ущелья вдоль трансокеанских разломов достигают значительной ширины и большой глубины, превышающей глубину абиссальных равнин, это внутриплитные или трансформные желоба; один из них, желоб Романш в Экваториальной Атлантике имеет глубину 7728 м. Существование таких желобов свидетельствует о проявлении растяжения поперек желоба. На других участках разломов могут наблюдаться следы сжатия с надвиганием одного крыла разлома на другой, например вдоль разлома Элтанин в Тихом океане. В этих случаях породы более глубоких слоев океанической коры и даже верхней мантии могут оказаться залегающими гипсометрически выше пород верхних слоев коры, например перидотиты и габбро выше базальтов.Этот характер трансокеанических разломов свидетельствует о существовании здесь пулл-апартов.

Хороший пример смены растяжения сжатием по простиранию одного и того же разлома дает Азоро-Гибралтарский разлом. На западе, близ срединного хребта н в районе Азорского архипелага преобладает растяжение; оно даже привело к некоторому спредингу и образованию микроплиты, получившей название Азорской. На востоке картина обратная: вместо растяжения сжатие, проявленное в образовани банки Горриндж против побережья Португалии, с надвиганием южного крыла разлома на северное. Таким образом, на западе наблюдается сдвиго-раздвиг(transtension), а на востоке — сдвиго-надвиг(transpression).

Детальные исследования зон разломов Центральной Атлантики показали, что эти зоны состоят из квазипараллельных кулисообразных разломов и гряд, несколько отличающихся по простиранию, и растяжение и сжатие сменяют друг друга не только вдоль зоны, но и поперек ее простирания и попадают под понятие.

Кроме магистральных разломов существуют трансформные разломы меньшего масштаба. Наиболее крупные из них пересекают срединные хребты примерно через 100 — 200 км и продолжаются на некоторое расстояние в пределы абиссальных равнин. Разломы следующей категории не выходят за пределы срединных хребтов и отстоят друг от друга на десятки километров. Наконец, мелкие разломы пересекают лишь гребневые зоны и рифтовые долины.
Недавно установлено явление пропагации, оси спрединга по простиранию за ограничивавший ее трансформный разлом. Это приводит к появлению в соседнем сегменте новой оси спрединга рядом с прежней. В конце концов старая ось спрединга может отмереть, произойдет перескок активной оси спрединга в новое положение.

Образование трансформных разломов связано с приспособлением оси спрединга к ее изгибу под влиянием изменившегося направления смещения литосферных плит. Перескоки осей спрединга также связаны с перестройкой в относительных перемещениях плит.

На отдельных протяженных (до 300 км) отрезках Восточно-Тихоокеанского поднятия и Срединно-Атлантического хребта хорошо выраженные трансформные разломы отсутствуют, а сегментация хребта осуществляется таким образом, что ось спрединга распадается на отдельные небольшие криволинейные отрезки, кулисообразно заходящие друг на друга.

MEGAMULLIONS

Вслед за Метаморфическим Ядерным Комплексом МСС, развивающимся на континентальной коре, был обнаружен аналог, развивающийся на коре океанического типа. Океанский ядерный комплекс (oceanic core complex -OCC), или megamullion, является геологическим образованием на морским дне, которое формирует длинный хребет, перпендикулярный срединно-океаническому хребту. Он содержит гладкие купола (domes), которые выровнены (параллельны) поперечным горными хребтами transverse ridges подобно рифленой крыше. Они могут измениться по размеру от 10 до 150 км в длине, 5 - 15 км в ширине, и 500 - 1500 м в высоте.

Первые океанские ядерные комплексы были идентифицированы в Атлантическом океане в 1998. С тех пор найдены многочисленные структуры подобного типа на океанской литосфере, сформированные в промежуточном звене, а именно в медленно - и ультрамедленно расширяющихся срединно-океанических хребтах или в задужных бассейнахр. Некоторые из этих структур подверглись бурению и было показано, что footwall может быть составлен как из мафических плутонических, так и ультрамафических пород (габбро и перидотитов в основном, в дополнение к диабазам) и тонких зон срыва a thin shear zone, которые включают гидроидные филлосиликаты. Океанские ядерные комплексы часто связаны с активными гидротермальными полями.

Структуры океанские ядерных комплексов формируются в медленных спрединговых зонах, которые ограничены в апвеллинговой магме. В этих зонах низкая температура верхней мантии и здесь развиваются длинные трансформные разломы. Наземным примером такого рода может служить Восточно-Африканская зона разломов Rift Valley. Здесь еxpansion имеет место по низко-угловым детачмент разломам. Сore complex сосредотачивается в верхнем блоке разлома, где большинство габброидов (или корового) материала снято, что позволяет выставить на поверхность перидотиты и в меньшей степени габброиды мантии.

See -http://plate-tectonic.narod.ru/mccphotoalbum.html,
http://en.wikipedia.org/wiki/Oceanic_core_complex



Строение рельефа глубоководных котловин осложняют также пассивные части трансформных разломов. Они выражены линейными депрессиями в акустическом фундаменте, которые выполнены осадочным чехлом, мощность которого может составлять сотни метров, а также поднятиями на дне океанов. Их строение может усложняться медианными хребтами.

В плане пассивные части разломов обычно субпараллельны, но они могут расходиться, сближаться, вплоть до образования азимутального несогласия. Картина может осложняться также изменениями простираний более высокого порядка. Пассивные части трансформных разломов испытывают не только прогрессивное опускание по мере их удаления от оси спрединга, но и положительные вертикальные движения. Они разделяют литосферные блоки различного возраста. Их протяженность составляет от 80 до 95 % от общей длины трансформов. Средняя ширина этих зон в Атлантическом океане в плане, включая поперечные хребты, составляет около 65 км.

Деформации коры океана за пределами осей спрединга или зон субдукции (внутриплитные деформации) заслуживают особого внимания.

Трансформные разломы и их соотношение с осевыми частями хребтов
Активные части трансформных разломов
Пассивные части трансформных разломов