Трансформные разломы.

Рифтовые зоны океана разбиты многочисленными поперечными разломами. Это особый кинематический тип разрывов со сдвиговым смещением, которые переносят горизонтальное движение литосферы от одной активной границы к другой. Трансформные разломы рифтовых зон снимают горизонтальные напряжения между двумя отрезками рифтовой зоны. Причины накопления напряжений между сегментами срединно-океанического хребта связаны с неравномерностью спрединга. Вдоль хребта меняется его скорость, симметричный спрединг может соседствовать с асимметричным. В целом развитие рифтогенеза на разделенных трансформными разломами сегментах протекает в значительной степени обособленно. Соседние сегменты могут одновременно находиться в разных фазах этого процесса, и магматический спрединг может соседствовать со сбросовыми деформациями растяжения. Такие трансформные разломы вторичны по отношению к рифтогенному раздвигу.

По обе стороны от рифтовой зоны трансформный разлом сразу или постепенно утрачивает активность.

Все дивергентные границы литосферных плит представляют собой чередование спрединговых и трансформных отрезков, что выражается в их угловатой конфигурации.

В ходе развития осей спрединга возможно их продольное разрастание. Иногда такое разрастание даже преодолевает трансформный разлом, проникая в пределы следующего сегмента. Происходит перехват активности и на этом сегменте соответствующая часть оси спрединга отмирает, превращаясь в палеоспрединговый хребет. Перескоки оси спрединга на большие расстояния означают отмирание одной зоны океанского спрединга и заложение новой. Примером может служить эпизод в раскрытии Северной Атлантики, когда в конце палеогена ось спрединга сместилась на несколько сотен километров к северо-западу, где с этого времени развивается рифтовая зона Колбейнсей.

Однако чаще развитие океанических зон рифтогенеза завершается их поглощением в зонах субдукции. Примером может служить начавшаяся в миоцене субдукция Восточно-Тихоокеанской оси спрединга под Северо-Американскую континентальную окраину.

Субдукция

Различают два главных вида конвергентного взаимодействия литосферных плит: субдукцию и коллизию. Субдукция развивается там, где на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская литосферы или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию.

При общей протяженности современных конвергентных границ около 57 тысяч км 45 их них приходится на субдукционные.

Модель литосферной субдукции была разработана в 60-х годах прошлого века. В настоящее время термин субдукция используется как одно из основополагающих понятий тектоники литосферных плит. Учение о субдукции превратилось в обширный раздел геотектоники.

Линия активного контакта в зоне субдукции выражается глубоководным желобом, глубина которого зависит от скорости субдукции, поскольку эта зона служит седиментационной ловушкой для осадков островодужного или континентального происхождения.

При протяженности до нескольких тысяч километров ширина желобов обычно не превышает 50 – 100 км.

Большинство зон субдукции приурочено к периферии Тихого Океана. В большинстве случаев субдуцирует литосфера океанического типа. Иначе протекает процесс там, где к конвергентной границе с обеих сторон подходит континентальная литосфера. Конвергенция развивается здесь как столкновение (коллизия), которая сопровождается тектоническим рассланцеванием, сложной деформацией и скучиванием верхней части литосферы.

Сейсмопрофилирование дает структурные профили до глубин в несколько десятков километров при высокой разрешающей способности. На профилях бывают различимы главный сместитель зоны субдукции, а также внутреннее строение литосферных плит по обе стороны от этого сместителя. Зона субдукции нередко опускается до самых низов мантии.

Сейсмологические наблюдения очагов землетрясений образуют мощные наклонные сейсмофокальные зоны до глубины 700 км – так называемые зоны Беньофа.

Все зоны Беньофа ориентированы наклонно и погружаются в сторону континента. В зонах субдукции океанского типа направление наклона не контролируется местоположением ближайшего континента. Здесь при конвергентном взаимодействии погружается та плита, которая древнее, а следовательно и толще.

Сейсмичность над зонами Беньофа определяется главным образом мощностью литосферы в висячем крыле, а также распределением и интенсивностью проходящего сквозь нее теплового потока, снижающего упругие свойства пород. Главный источник динамических воздействий, создающих сейсмогенные напряжения – сила сцепления литосферных плит при субдукции.

Независимо от длительности существования зоны субдукции в глубоководном желобе находятся лишь очень молодые плейстоценовые и голоценовые отложения, мощность которых не превышает нескольких сотен метров. Субдуцирующий под континентальную окраину или островную дугу коровый субстрат, подобно ленте транспортера, удаляет весь поступающий в желоб осадочный материал, вовлекая его в субдукцию.

При обильном поступлении терригенного материала и малой скорости субдукции глубоководный желоб сильно переполняется осадками и вырисовывается лишь на геофизических профилях.

Взаимодействие литосферных плит при субдукции сопровождается тектоническими деформациями, особенно интенсивно проявляющимися вблизи конвергентной границы в висячем крыле. Многие из этих деформаций сейсмогенны.

Наиболее существенные последствия, выражающиеся в изменении первичной тектонической структуры, наблюдаются в передовой полосе надвигающейся литосферной плиты, где образуется и все увеличивается в размерах аккреционная призма, имеющая сложную изоклинально-чешуйчатую структуру. Аккреционная призма формируется не только за счет структурного усложнения переднего края континентальной литосферы, но и за счет снятия нелитифицированных осадков с пододвигающейся океанической литосферы.

За последние 170 млн лет зоны субдукции поглотили около 6о % новообразованной за это время океанской литосферы, а также всю литосферу, которая до этого подстилала дно мирового океана. Этот объем пород, в том числе базальтовая кора и морские осадки, вошел в круговорот мантийного вещества.

Лекция № 12