38. Система трансформных разломов.

Срединно-океанические хребты и в меньшей степени абиссальные равнины расчленены разломами, расположенными по нормали к ним, получившими название трансформных. Они расчленяют СОХ и оси спрединга на отдельные сегменты, смещённые в плане относительно друг друга

Главные типы трансформных разломов (I) и тройных сочленений (II),

по Дж.Уилсону и Мак-Элхини (1973).

1 – ось спрединга («хребет);

2 – конвергентная граница («дуга», «жёлоб»);

3 – трансформный разлом.

Амплитуда латеральных смещений по одному разлому достигает сотен и даже 1000 км, а суммарная – до 4000 км. Вдоль трансформных разломов наблюдаются проявления вулканизма, гидротермальных процессов и протрузии серпентинизированных пород мантии, а также в трансформных ущельях – метаморфизованнык в зеленосланцевой и амфиболитовой фации породы. Крупнейшие разломы называются трансокеанскими или магистральными их протяжённость составляет несколько тысяч км. Ущелья вдоль трансокеанских разломов достигают значительной ширины и большой глубины (до7-8 км), превышающей глубину абиссальных равнин. Меньшие по масштабам трансформные разломы пересекают СОХ примерно через 100-200 км и продолжаются на незначительные расстояния в пределах абиссальных равнин. Более мелкие разломы не выходят за пределы СОХ и отстоят друг от друга на десятки км, а самые мелкие – пересекают лишь гребневые зоны и рифтовые долины.

39. Субдукционная аккреция и субдукционная эрозия.

Взаимодействие плит на субдукционных границах может приводить к различным тектоническим эффектам. Это касается, прежде всего, верхней (приповерхностной) части субдукции, где возможно наращивание нависающей плиты материалом погружающейся плиты, за счет его “соскребывания”, или разрушение части нависающей плиты и вовлечение её в субдукцию. В зависимости от этого различают следующие тектонические режимы субдукции:

- режим субдукционной аккреции;

- режим субдукционной эрозии;

- нейтральный режим.

Нейтральный режим проявляется очень редко, он заключается в том, что весь объем погружающейся плиты свободно субдуцирует, при этом не отмечается ни аккреции, ни эрозии висячего крыла (нависающей плиты).

Остальные же два режима проявлены широко, при этом несколько преобладающим является режим субдукционной аккреции.

Режим субдукционной аккреции

Проявляется в виде задержания и снятия с пододвигающейся плиты всего или части её верхнего – осадочного – слоя. Это снятие происходит на краю нависающей литосферной плиты, которая служит жестким упором, а задержанный материал формирует аккреционную призму, которая имеет сложную изоклинально-чешуйчатую внутреннюю структуру и наращивает континентальную окраину или островную дугу. Аккреционными призмами представлены невулканические островные дуги, подводные террасы или береговые хребты. Аккреционные призмы могут обладать внушительными размерами – их ширина, определяемая вкрест простирания субдукционных зон, может достигать 300 км при мощности до 20 км. В большинстве случаев ширина таких структур не превышает нескольких десятков километров. Формирование аккреционных призм связывают с последовательным “соскабливанием” осадков с погружающейся плиты, которые в виде отдельных пододвигающихся клиньев подпирают и приподнимают более древнюю часть призмы. Поэтому вверх по склону глубоководного желоба наклон слоев и надвиговых поверхностей увеличивается, а параллельно с этим обычно происходит и удревнение слоев. Поднятие аккреционной призмы по мере разрастания превращает её в невулканическую островную дугу (примером являются Малые Зондские острова).

В тылу аккреционной призмы, на границе с преддуговым прогибом, возможно проявление взбросов, надвигов и складчатости с перемещением масс от желоба. При этом отложения преддугового прогиба вовлекаются в интенсивные деформации и наращивают призму с её тыльной стороны. Поэтому часто аккреционные призмы характеризуются центробежной вергентностью. Срыв осадочного чехла с пододвигающейся плиты возможен в его основании (в кровле консолидированной коры), но чаще всего поверхность тектонического срыва располагается непосредственно в пределах осадочной толщи и приурочивается к определенному благоприятному горизонту. Обычно это горизонты глин, характеризующиеся аномально высоким (сверхгидростатическим) пластовым давлением, которое способствует снижению на породы литостатического давления и уменьшению силы сцепления. Данная поверхность срыва представляет собой сместитель зоны субдукции, поэтому осадочные образования, залегающие выше этой поверхности, идут на формирование аккреционной призмы, а расположенные ниже – субдуцируют, т.е. происходит расщепление осадочного слоя субдуцирующей океанской коры. Это расщепление в уже упоминавшейся зоне субдукции Малых Антил приходится на стратиграфический уровень миоцена. Здесь осадочная толща возрастного диапазона миоцен-квартер мощностью в несколько сотен метров аккретирует, а нижележащая толща кампан-олигоценового возраста субдуцирует вместе с базальтовым фундаментом, не испытывая заметных деформаций. Часть субдуцирующей осадочной толщи может задержаться на глубине и причлениться снизу к висячему крылу зоны субдукции. Это своеобразное подслаивание. Таким образом, субдукционная аккреция развивается как в латеральном направлении (аккреционные призмы), так и по вертикали (подслаивание).

По данным Р. фон Хьюне и Д. Шолла (1993) [16] при режиме субдукционной аккреции в аккреционных призмах задерживается до одной четверти осадочного материала, перемещаемого литосферной плитой на подходе к внутреннему борту глубоководного желоба. Приблизительно столько же подслаивается под край нависающей плиты и около половины материала уносится в мантию вместе со слэбом. Небольшая часть этой половины вскоре вовлекается в магмогенез и возвращается к поверхности в составе магм вулканического пояса, что хорошо проявляется по изотопно-геохимическим особенностям вулканитов. Остальной материал погружается, вероятно, до тех же глубин, что и весь слэб, т.е. осадочный материал океанской коры (естественно в метаморфизованном виде) возможно достигает глубинного уровня подошвы мантии.

Режим субдукционной эрозии

Выражается срезанием висячего крыла под действием субдуцирующей литосферной плиты, уносящей продукты разрушения на глубину.

Исследование этого режима в сравнении с режимом субдукционной аккреции сопряжено со значительными трудностями, ввиду отсутствия определенного яркого показателя разрушения нависающей плиты, тогда как показателем аккреции являются одноименные призмы. О разрушении висячего крыла зон субдукции судят по комплексу данных, важнейшими из которых являются – отсутствие аккреционной призмы, смещение отмирающих вулканических поясов в сторону глубоководных желобов, геохимические особенности субдукционных вулканитов, опускание фронтальной части нависающей плиты и некоторые другие признаки и явления. Скорость субдукционной эрозии может составлять 1-6 мм/год.

В целом, различают два основных механизма субдукционной эрозии – это фронтальная- и базальная эрозия. Фронтальная эрозия – срезание субдуцирующей плитой переднего края висячего крыла, захват и вовлечение в субдукцию пород этого крыла. Данная эрозия наиболее заметно проявляется в случае наличия на погружающейся плите расчлененного тектонического рельефа, представленного системой грабенов и горстов. Базальная эрозия – механическое воздействие погружающейся плиты на нижнюю поверхность висячего крыла. Эрозия этого крыла происходит снизу, что ведет к снижению его толщины и соответствующему опусканию. Фронтальная эрозия может сопровождаться и базальной.

По Р. фон Хьюне и Д. Шолла (1993) общий объем современных продуктов субдукционной эрозии, поглощаемых в мантии, - 0,6 км3/год [16].

Два основных тектонических режима субдукции – субдукционная аккреция и субдукционная эрозия – тесно взаимосвязаны и сменяют друг друга как в пространстве (на разных отрезках одной и той же зоны), так и во времени.