Трансформные разломы и их соотношение с осевыми частями хребтов

Source: Мазарович А.О. -
http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1179415&uri=part07.html

Трансформный разлом 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. 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 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 несколько сотен разломов с собственными названиями.

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 как "discontinuity".
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. Эти образования могут иметь разную морфологию и протяженность.

Сдвоенные разломы представлены двумя субпараллельными трогами, расстояние между которыми составляет первые десятки км.

Полиразломные системы представляют собой серии субпараллельных желобов с общей шириной в первые сотни км. Они образуют сложные по морфологии участки океанского дна.

Разрывы или зоны поперечных нарушений сплошности срединно-океанического хребта ("discontinuity") представляют понижения, совпадающие с изгибами рифтовых долин. 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 исследованы области рифтовых долин, активные части разломов и их соотношения.

Район срединно-океанического хребта, в котором происходит взаимодействие рифтов и трансформных разломов (т.е. зон растяжения и сдвигов) называется областью стыка (rift-transform intersection).

Область стыка рифт-разлом включает следующие морфоструктурные элименты:
прилегающие структуры рифтовой долины,
поднятия внутреннего и внешнего углов,
нодальную впадину,
прилегающие части трансформного разлома.

Строение и рельеф перечисленных объектов может существенно изменяться в зависимости от скорости спрединга.

При приближении разломов к желобам, происходит постепенное погружение дна рифтовых зон и уменьшение мощности коры и могут формироваться многочисленные уступы, перепендикулярные простиранию рифта. В сложных ситуациях происходит продвижение неовулканических хребтов в сторону желоба трансформного разлома. В плане рифтовые долины перпендикулярны простиранию разлома. Однако известны примеры отклонения ритфовых долин в сторону пассивной, а не активной части трансформного разлома.

Активная часть трансформного разлома представляет область сдвиговых перемещений краев плит в срединно-океаническом хребте с активной сейсмичностью, сформированной в результате спрединга. В рельефе дна океана она выражена желобом, расположенным между двумя рифтовыми долинами. Ее протяженность может достигать первых сотен км при ширине до первых десятков км. Желоб активной части разлома не заполнен осадочным чехлом по данным НСП. Строение может осложняться медианными хребтами или депрессиями, 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 (nodal- центральный, узловой). Эти формы рельефа океанского дна представляют собой очень глубокие (до 6000 м) понижения рельефа, которые развиты в пределах хребтов с медленными скоростями. Они образуют несколько типов.

Простейший тип представляет 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 (high inside corner). Эти объекты располагаются на стыке активной части трансформного разлома и рифтовой долины и образуют крупные подводные пики с минимальными глубинами в пределах всего срединно-океанического хребта. Возникновение этих морфоструктур связано, согласно гипотезе, с вертикальными движениями, которые были обусловлены неравномерным разогревом или охлаждением (поднятием или опусканием соответственно) слэбов новообразованной океанической литосферы.

Поднятия внешнего угла (high outside corner) изучены хуже. Это поднятия океанского дна в областях взаимодействия рифтовых долин и пассивных частей трансформных разломов. Они имеют большие глубины, чем поднятия внутреннего угла.

На срединно-океанических хребтах с высокими скоростями спрединга формируются поднятия пересечения (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 (median ridge), расположенные в желобах трансформных разломов. В Тихом океане это Томайо и Клиппертон. Медианные хребты представляют собой 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 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. 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. 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).