Почему для окраин тихого океана характерны вулканизм и землетрясения
Сейсмически активные зоны определяют морфологию желобов помимо геолого-геофизических условий, соответственно. С экологической точки зрения Перу-Чили считается эвтрофическим, то есть обладающим высокой биопродуктивностью и состава органического вещества на морском дне желоба []. Перемещение прекратившей свою активность внутриокеанической дуги вдоль трансформной системы Хидака обусловило ее коллизию с окраинно-континентальной дугой. Материки находятся как бы на передовом, ведущем крае литосферных плит, выполняя роль ножа бульдозера. Цепь островов Рюкю и ЖР имеют ширину от до км.
Субдукция горста и грабена в зоне ЦЖ в основном пассивная и только локально активна. Район среднего склона имеет изрезанный рельеф, покрытый толстыми отложениями склонов, а нижний спуск плавный, за исключением локальных ступенчатых форм рельефа.
Неровная топография среднего склона может отражать эрозию после палеоценового подъема и локальное проседание в раннем миоцене. Наклонные отложения покрывали континентальный склон ЦЖ, коррелируют с усилением дугового вулканизма и свидетельствуют о накоплении слоев пепла. Мощная толща терригенных отложений была обнаружен в сторону моря от ЦЖ.
Более подробное понимание истоков геоморфологии ЦЖ и факторов, влияющих на формирование его форм рельефа, были изучены в соответствующих работах [97; ]. Общая длина желоба занимает площадь ок. ПЧЖ является узким по сравнению с другими желобами Тихого океана 64 км.
С максимальной глубиной м, он является самой глубокой впадиной южной части Тихого океана. В соответствии с названием и местонахождением ПЧЖ можно логично разделить на две части: перуанскую и чилийскую. В связи с особенностями геологических, геотектонических, геоморфологических и климатических характеристик, регион ПЧЖ подвергается воздействию большого количества опасных процессов, таких как землетрясения, местные цунами, генерируемые между ПЧЖ и чилийским побережьем, вулканизм и другие геологические явления, характерные для конкретных континентов, например, наводнения и оползни, обсуждается ниже.
Батиметрия ПЧЖ может быть охарактеризована следующим образом. Южно-чилийский склон рассечен четырьмя большими и несколькими второстепенными извилистыми подводными каньонами Биобио, Империал, Толтен и Калле-Калле , связанными с крупными реками, протекающими с континента. Слегка извилистый осевой канал наблюдается в Чилийском желобе шириной км и глубиной ок. Плита Наска образует границу с океаном окаймляя ПЧЖ, на глубинах ок. На плите Наска есть цепи подводных гор высотой 2 км, выровненные почти параллельно сложной субдукции зон разломов Вальдивия и Мокко [], карта 2.
Подробнее о сложности процессов в зонах разломов океана, затронутых высокой степенью гидратации коры и верхней мантия обсуждается. Геофизическая обстановка области исследования в районе Перу-Чили показаны на карте 2. Тектоническая обстановка желоба сложна, образована совокупностью процессов субдукции тектонических плит, наносов отложений и последствий этих процессов на ПЧЖ, что отражается в его геофизической обстановке Рис.
Субдукционные процессы в историческом контексте эволюция плит Наска и Антарктической, а также их формирование по западной окраине Южной Америки подробно описано в имеющихся источниках [; ; ; ; ].
Центральные Анды являются типичным примером конвергентной континентальной окраины, где передняя дуга, как важный тектонический элемент, напрямую отражает взаимодействие между субдуцирующей и перекрывающей плитами. К северу от тройного сочленения плита Наска подвергается субдукции под Южноамериканскую плиту. Прилегающая плита Наска ПЧЖ находится на восточной границе ВосточноТихоокеанского поднятия, которое является самым быстрорастущим океанский хребтом на Земле.
Плита Наска окаймлена двумя микроплитами: Пасха и Хуан Фернандес. Чейн возле о. Пасха, хр. Наска и хр. Карнеги []. Сильнейшее землетрясение года произошло в связи с субдукцией зоны разлома Мокко, что вызвало концентрацию напряжений и разрыв плита Наска [].
Основные геоморфологические структурные единицы Чили с запада на восток Прибрежные Кордильеры, Центральная долина, и Андские Кордильеры. Хребет Икике состоит из нескольких подводных гор высотой 61,5 км, окруженные широкой мелководной областью дна, включающей холмыподнятия до км шириной в некоторых местах и свыше м высотой.
Геоморфология погруженной плиты в области ПЧЖ меняется с плоской на крутую параллельно простиранию вдоль Анд. С другой стороны, в северном и южном направлении от этой области, отмечена зона Вадати-Бениофф, то есть зона сейсмичности, соответствующей субдуцирующей тектонической плите. Сообщают о существовании более 60 отдельных крупномасштабных оползней, расположенных в сверх-засушливой пустыни Атакама в прибрежных Кордильерах, на севере Чили рядом с ПЧЖ.
Система гигантских оползней, образованная сочетанием горных пород лавин и тектонических особенностей, находится вдоль береговой линии на расстоянии ок. Другие источники отложений осадконакопления могут включать землетрясения. Так, например, толщина отложений в зоне ПЧЖ в области землетрясения г. Северная часть ПЧЖ, то есть его перуанский сегмент, классифицируется как "желоб без осадков", в то время как южная часть чилийский сегмент частично заполнен осадками.
В процессе отложения наносов в желоб, нисходящий прогиб желоба играет решающую роль в определении его вмещающей способности по осадконакоплению количество осадков. Слабая и горячая океанические плиты демонстрируют больший угол наклона на желобе из-за осадконакопления наносов по сравнению со старыми океаническими плитами [].
Таким образом, слабые океанические плиты предполагают большее пространство для осадконакопления. С экологической точки зрения Перу-Чили считается эвтрофическим, то есть обладающим высокой биопродуктивностью и состава органического вещества на морском дне желоба []. Геоморфология желоба имеет решающее значение для анализа его глубоководной биологии. Географическое положение и геоморфологическая конструкция желоба влияет на ее биомассу.
Доступность питательных веществ во многом зависит от потока отложений богатыми органическими веществами. Скорость геологического отложения СО2 меняется на морском дне, с увеличением глубин в Тихоокеанском бассейне.
Можно выделить два разных типа осадконакопления морского дна, где имеет место залегание углерода: поверхности, расположенные на окраинах континентов при континентальных склонах и глубоководные области. Смесь геохимических компонентов, расположенных на разных глубинах склона и желоба, подразумевают, что отложения, переходящие от верхнего к нижнему склону, в результате формируют один слой. Примеры геохимически сложной циркуляции, системы осаждения осадков и транспорта наносов включают ряд работ [; ; ].
Исла-де-Чилоэ имеет в значительной степени осажденный сегмент ПЧЖ, что вызвано распространением турбидитовых отложений в сторону моря, которые достигают км от оси желоба []. Район рядом с тройным сочленением Таитао почти лишен отложений и имеет быстрое сужение в преддуговой области []. Он находится км от Новой Зеландии и образует ось, продолжающуюся ок. Это 5-й по глубине желоб в мире с максимальной глубиной Южным продолжением ЖК является желоб Хикуранги, расположенный к востоку от Северного острова Новая Зеландия, между южной оконечностью пролива Кука и возвышением Чатем [].
Конвергенция при максимальной скорости ок. Подробное описание экологических, геологических и тектонических условий ЖК представлено [99; ]. Большинство исследований ЖК сосредоточено на сообществах биоты глубоководных экосистем [; ] или тектонические плит в Тихом океане []. Пример морфологической неоднородности, на которую влияет географическая изоляция ЖК, дает тематическое исследование Новых Гебрид и ЖК, на юго-западе Тихого океана.
Возраст базальтов тектонической системы Кермадек рассмотрен в существующих работах [69]. Существует определенное влияние геологического возраста ЖК и географического расположения, характера донных течений и батиметрии на закономерности биогенетической структуры, что объясняется географической изоляцией эндемизмом морских видов в ЖК.
Близость ЖТ к Антарктике естественным образом воздействует на его океанологическую циркуляцию вод, что делает его одним из самых холодных желобов в мире. В условиях тектонической обстановки в районе ЖТ происходит ускоренная субдукция Тихоокеанской плиты. ЖТ примыкает к ЖК, продолжая его к северу осью, простирающейся от ок. Расположенный в непосредственной близости от ЖК, ЖТ отделяется от него у порога, расположенного на платформе Тонга, и у цепи подводных гор Луисвилл [].
Имея максимальную глубину Благодаря сложному взаимодействию различных факторов океанские течения, близость к Антарктиде , глубоководное дно Тихого океана, лежащее под желобами, является отличается переменной производительностью поверхности. Дальнейшие исследования ЖT, экологии глубоководных сообществ окружающей среды можно найти в соответствующей литературе.
Район отличается сложной геофизической обстановкой, в результате которой образовались желоба, высокой сейсмичностью, геодинамической сложностью и сейсмической нестабильностью. Система разделяет задуговые впадины Новых Гебридских островов и активный краевой бассейн Северных Фиджи [67].
Дуга Вануату тянется ок. Хантера [], км к северо-западу от КТ. ЖВ - это более мелкий желоб с максимальной глубиной ок. Относительно других соседних желобов ЖК, Марианский желоб , он более теплый и расположен в зоне промежуточной биопродуктивности.
ЖВ был сформирован в ситуации сложной тектонической обстановки. В частности, он расположен на двойной сходящейся границе между Австралийской и Тихоокеанской тектонической плитами []. В тектоническом развитии ЖВ выделяются два стадии субдукции: 1 субдукция Тихоокеанской плиты под Индийско-Австралийскую плиту в западном направлении. Следовательно, сходимость отмечена двумя противоположными зонами субдукции, определяемыми ЖВ на западе и ЖТ на востоке, что приводит к асимметричному вскрытию задугового бассейна Северных Фиджи.
Эта область примечательна двойной сходящейся комплексной зоной погружения, где Тихоокеанская плита погружается под Индо-Австралийскую плиту на запад, а ИндоАвстралийская плита, в свою очередь - ниже бассейна задней дуги Северного Фиджи в направлении к северо-востоку.
Предыдущие исследования батиметрии, магнетизма, сейсмичности и механизма фокальных сейсмических очагов в регионе между южной дугой Новых Гебридских островов и бассейна Северных Фиджи проливают свет на геодинамическую сложность и нестабильность данного региона. Действующий вулкан Ясур расположен на острове Танна дуги Вануату. Обсуждения геологической обстановки ЖВз существуют в литературе [], где особое внимание уделяется геохимии, минералогии, магматизму, вулканологии, сейсмичности и тектонике региона.
Островная дуга Новых Гебридских островов состоит из множества вулканов, которые часто образуют острова, расположенные в тектонически сложной системе «островная дуга-задуговый бассейн» []. Три плоских, в основном покрытых лесом, острова Маре, Лифу и Увеа могут служить иллюстрацией тектонической деформации на различном удалении от ЖВз.
Острова Лоялти служат трещинами растяжения, возникающими из-за эластичной выпуклости Австралийской плиты перед ее погружением в ЖВ []. Кроме того, деформации распространены по многочисленным хребтам в задуговых бассейнах Лау и Северного Фиджи.
Базальтовые скалы, расположенные на центральных и южных островах Новых Гебрид Анейтьюм, Танна, Эрроманго, Эфате, Emae, Tongoa и Epi имеют геохимические особенности, типичные для островодужных вулканитов.
Базальты из Остров Футуна обладает характеристиками, типичными для известково-щелочных пород []. Преобразование двух тектонических плит на окраинах океана вызывает опускание или субдукцию океанических плит. Механизм разломов в погружающихся плитах желоба хорошо описан в существующей литературе. Земная кора, формирующаяся наверху этого нового слоя, образована либо новыми массами земной коры, вызванными дуговым вулканизмом, или из-за осадконакопления, возникающего в результате погружения нижней тектонической плиты [].
Следовательно, окраины океана с высокой сейсмичностью, повторными землетрясениями и вулканизмом указывают на области столкновения и движения океанических плит и активного осадконакопления, где расположены желоба. Происходят такие и другие геодинамические процессы, связанные с глубинной субдукцией Тихоокеанской плиты и вызывающие явления растяжения, и вулканизм Рис. Изменения также обнаружены в геохимическом содержании пород слагающих морское дно в разных областях Жвз.
Фундаментальная проблема касается глубины, на которую субдуцированная литосфера проникает в мантию, поскольку это связано с масштабом мантийной конвекции и эволюции Земли. Наконец, активное осадконакопление приводит к накоплению количества наносов, которое способствует формированию актуальной формы ЖВз. В конечном счете, осадки океана способствуют формированию геологических объектов и минеральных ресурсов океана.
Подводные землетрясения коррелируют с извержениями вулканов во время активного рифтинга. ЖВз является результатом сложных геодинамических процессов, которые непрерывно формируют поверхность дна желоба. В настоящее время на его дне видны следы многих непрерывных ступеней эволюции его морфологии.
Тектонические плиты действуют как гигантские радиаторы тепла, охлаждаясь, утолщаясь и постепенно оседая, и воздействуя на морфологию хребтов и желобов.
Например, это объясняет появление двойной сейсмической зоны под Марианской островной дугой []. Таким образом, тектонические плиты образуют крупномасштабную структуру системы хребтов и глубоководных бассейнов океана. Деформация плит вместе со скоростью движения океанических желобов Тихого океана являются преобладающими факторами, наблюдаемыми в динамике морфологии дна океана.
Область является одной из наиболее активных зон субдукции в мире, расположенной на тройном стыке Тихоокеанской плиты, Индо-Австралийской плиты и плиты Соломонова моря.
Бассейн Вудларк погружается под область дуги Соломоновых островов, образуя зону двусторонней субдукции []. Поскольку регион находится в сложной зоне конвергенции на границе тектонических плит, он зажат между сходящимся плато Онтонг Ява и Австралией.
В геологическом отношении район относится к одним из самых перспективных по запасам интрузивных месторождений полезных ископаемых []. БЖ определяется изолинией м. Это узкий желоб шириной км, простирающийся на северо-восток от восточной оконечности залива Хуон вдоль южного побережья Новой Британии. Его название происходит от с одноименного о. Новая Британия из островной дуги Новой Британии. Его западное расширение - это простирающаяся на север зона разлома Раму-Маркхэм и дуга Западного Бисмарка [95].
Северная часть характеризуется вдоль задугового бассейна моря Бисмарка, где происходит активный рифтогенез и спрединг морского дна. Задуговая впадина моря Бисмарка состоит из микроплит Южного и Северного Бисмарка, разделенных по разлому моря Бисмарка. Острова восточной части Папуа-Новой Гвинеи и Соломоновы о-ва образуют островодужные террейны, окружающие БЖ, образовавшиеся на границе между Австралией и Тихим океаном []. Субдукция вдоль БЖ имеет решающее значение для тектонического развития ПапуаНовой Гвинеи, что отличает его от других тихоокеанских желобов сейсмической структурой.
Активная вулканическая дуга вдоль северного побережья острова Новая Британия коррелирует с кривой субдукции вдоль БЖ. Дальнейшее обсуждение тектоники БЖ и структура представлены в существующих работах [].
Это молодой около 5 млн лет океанический бассейн, который субдуцирует под НБЖ. Как следствие, субдукция плит выражается в повторяемости сильных землетрясений вдоль плиты Соломона Рис. Окружающая среда желоба представляет собой сложную систему с сильно взаимосвязанными факторами, влияющими на его морфологическое строение, формирование и развитие желоба: тектонические плиты, батиметрия, географическое положение, геологическое строение кристаллического фундамента и толщина наносов.
Более подробное объяснение структуры и этих факторов можно найти в существующей литературе [; ; ; ] с описанием батиметрии, геоморфологии, седиментации, подводных каньонов террасы ЖСК. Однако эти работы в основном ограничиваются западными части моря Соломона. Рельеф дна Филиппинского моря имеет черты переходной зоны с крупными геоморфологическими формами. Строение котловины моря сложное, сравнимое с ложем Тихого океана по вариативности: здесь отмечены подводные горы, хребты большой протяженности, подводные вулканы, гайоты [3].
Древняя, тяжелая и большая км2 Тихоокеанская плита играет главную роль по сравнению с Австралийской плитой 47 км2 и ПФМ 5 км2. Морфология Тихоокеанской плиты имеет небольшой угол падения на малых глубинах. ПФМ представляет собой большой и тектонически сложный регион западной части Тихого океана, расположенный между Тихим океаном, Евразией и Австралией.
ПФМ является самой большой в мире плитой краевого бассейна []. У ФЖ есть два задуговых бассейна, образованных в период от олигоцена до миоцена: бас.
Паресе Вела и Сикоку [48] Рис. Динамика плиты является одной из важных движущих сил формирования желоба, влияющей на механизмы его миграции отступление или продвижение. Поэтому важно охарактеризовать происхождение, морфологию и субдукцию плиты slab в глубокую мантию, определяющие особенности зон субдукции, которые являются одними из фундаментальных проблем развития Земли.
Влияние минералогии плит и фазового химического состава на динамику субдукции плавучесть, поле напряжений , кинематику скорость субдукции и движения плит , упругость деформация и скорость сейсмических волн , термометрию эффекты скрытой теплоты, изобарический перегрев и сейсмичность неустойчивости адиабатического сдвига , что обсуждалось ранее []. Более подробно глубинная структура и геофизические поля Филиппинского моря рассмотрены в существующих работах [72; ].
На геологической карте, представленной на Рис. Контуры тектонической плиты обозначены красной пунктирной линией. Пурпурные треугольники обозначают гидротермальные области, в основном расположенные вдоль желоба. Плиты могут отклоняться горизонтально в переходной зоне верхней мантии под некоторыми сходящимися окраинами, тогда как проникновение на более низкие глубины мантии происходит под другими сегментами островной дуги.
Как результат, различные стили субдукции в переходной зоне верхней мантии влияют на формирование желоба, что отражено в его геоморфологии. Двойная сейсмическая зона под дугой Марианских островов Рис.
Погружение остывшей плиты в мантию вызывает образование глубоководных желобов океана, где, как следствие, возникают землетрясения и цунами. Активный вулканизм и сейсмическая обстановка вокруг Поглощающие Марианской литосферные дуги плиты показывают действуют как зарегистрированные гигантские землетрясения. В результате, разрастание дна под воздействием движущиеся плиты создает осевой рифт, специфичную структуру «гофрированных» холмов и гребней, образованных близлежащими разломами.
Он играет ключевую роль в процессе субдукции плиты на западе Филиппинского моря: зона субдукции здесь характеризуется погружением КПР под дугу Кюсю. Набор различных геодинамических процессов, включая реологию границы раздела субдукций, фазовый переход плавучести, застой плиты, откат мантии и эффекты отталкивания хребта вызывают значительное движение желоба ИБМ, что обнаруживается в процессе глобальных наблюдений за движением плит [17].
Сейсмические явления ПФМ можно объяснить как результат тектонических процессов на краях литосферных плит, которые расходятся на океанских хребтах по крупным сдвигам и сходятся у горячих и слабых вулканических островных дуг ИБМ и Филиппин.
Карта сейсмичности в зоне бассейна ФМ показывает, что большинство землетрясений ограничиваются краевыми областями, представляющими узкие, непрерывные ленты вокруг больших стабильных участков ПФМ. Тектоника региона отличается дивергенцией и конвергенцией плит в умеренной зоне дивергенции плит, включая глубокие толчки на малых глубинах в зоне схождения плит.
Сейсмические данные о механизмах очага представлены в общедоступном каталоге Centroid Moment Tensor, CMT , который дает относительное направление движения тектонических плит по всему сейсмически активному поясу. Фокальные механизмы указывают на относительные движения литосферных плит, определяемые по магнитным и топографическим данным, связанным с зонами дивергенции плит. К феномену глубоководных желобов можно отнести миграцию, зависящую, прежде всего, от возраста желоба [64]: расположенные на месте границы субдукционной плиты в данный момент времени, желоба могут менять свое местоположение со временем в результате сложных процессов глобальной тектоники плит.
Как доказано, [], миграция желоба и, следовательно, морфологические колебания, зависят от параметров нижней плиты и управляются скоростью погружающейся плиты. Из последних публикаций по динамике ФЖ было отмечено, что колебания динамики желоба влияют на его морфологию и характер движений прилегающей плиты. Другой особенностью регионов ФЖ является разрыв тектонической плиты в северо-западном углу субдукции ПФМ. В некоторых предыдущих тематических исследованиях, использованы методы океанографического картографирования морфологической структуры глубоководных каналов, конусов и их топография были проанализированы в отношении глубоководной седиментации [], тектоники срединно-океанических хребтов и вулканизма, динамики задней дуги Филиппинского моря [], а также вопросы землетрясений и гравитации.
Доказана взаимосвязь между морфологическим строением рельефа и распределения отложений в отдельных частях океана [81]. Другие факторы включают океанологические факторы, в частности, подводные течения, геология, тектоника, землетрясения, процессы осадконакопления, поступающие в желоба через системы каньон-канал [], а также процессы столкновения океанических и континентальных блоков [88].
ПФМ разрывает и образует окно плиты, соответствующее субдукции хребта Кюсю-Палау. Район ПФМ - это сложный регион, отличающийся сложной батиметрией и формой тектонических плит, состоящий из множества различных «лоскутных» разновозрастных сегментов морского дна [24]. Из-за расположения в месте коллизии Филиппинской и Зондской тектонических плит Филиппинского разлома доказано, что в его динамике присутствует движение [; ]: 1 Северо-западная субдукция плиты Филиппинского моря, которая частично поглощается субдукцией первой и ФЖ, который двигается на запад, 2 во-вторых, прогиб Восточного Лусона, расположенный на северо-востоке, 3 и в-третьих, Филиппинский разлом.
Вместе с геологические факторы, тектоническая нестабильность желоба Филиппинского моря, которая вызывает изменения в его морфологической структуре. ФЖ был изучен в отношении геофизических процессов и геологических условий на выбранных границах точек выборки. Опубликованные работы отметили корреляцию, существующую между движениями тектонических плит и исторической эволюцией геологических процессов [; ; ; ].
Существует также свидетельства существования глубоководных видов на морском дне ФЖ, который, например, обеспечивает среду обитания для некоторых видов креветок, ракообразных, таких как амфиподы и других видов глубоководной фауны. Исследования ФЖ подчеркивают морфологические свидетельства тектонической деформации, возникшей в результате субдукции ПФМ на запад вдоль желоба, например, в работе, который обнаружил приподнятые морские платформы и террасы вдоль 80километровой береговой линии Филиппинского побережья.
Неоднородный характер подводной геоморфологии, приводящий к колебаниям глубин и крутизны на локальном уровне около км вызван деформацией земной коры вдоль Филиппинского разлома, возникшего на острове Лусон в период эоцена.
В частности, по разлому обнаруживается левосторонний сдвиг Филиппинского архипелага от северо-западного угла острова Лусон до юго-восточной оконечности Минданао.
Поэтому часто бывает сложно различать множественные пространственные переменные тектонических и геологических факторов с факторами распространения глубин и уклонов в глубоководных желобах. Моделирование тектонической эволюции юга Японии показало, что она была вызвана субдукцией Тихого океана и ПФМ и столкновением дуги ИБМ: геоморфологические и геологические данные по движениям плит свидетельствуют о том, что проседание затронуло весь бассейн ФМ, после чего область проседания сузилась до поднятия бассейна.
Дополнительную информацию по тектонике и геологическим параметрам ФЖ можно найти в соответствующих статьях, представляющих более подробное обсуждение пространственной вариации данных сейсмических землетрясений []; формы субдукции плиты []; тектоника бассейна Парес Вела []; система субдукции ПСП; вопросы топографии разломов и четвертичных разломов вдоль зоны Филиппинского разлома, Центральный Лусон; выделили сросшиеся террейны в северной части Филиппинского архипелага [].
Недавние массивных и опубликованные подушечных работы потоков выявили мезозойских присутствие офиолитов. Смешанные осадочно-консолидированные породы сформированы подводной эрозией из области абиссальной равнины, расположенной вблизи ФЖ и перенесенной в желоб, а также подводные каньоны, за которыми следуют подводные течения. Еще несколько исследований ФЖ изучали его геофизические параметры с особым акцентом на модели магнетизма и реконструкции, подчеркивающие его сложную тектоническую историю, происхождение и развитие движения, сейсмичность и землетрясения.
Другие усилия были сосредоточены на интерпретация геофизических и тектонических условий ФЖ. Так, боковые колебания в структуре верхней мантии бассейна ФМ, более подробно изученной с уделением особого внимания геофизике через бассейн ФМ. Район МлЖ расположен в зоне субдукции Манилы на границе плиты Филиппинского моря, где он движется в северо-западном направлении к Евразийской плите с высокой скоростью конвергенции.
МлЖ имеет максимальную глубину желоба около м и почти вертикальное простирание. Специфическая геологическая структура МлЖ объясняет повторяющиеся землетрясения и сейсмичность. Разрушительные цунами, вызывающее катастрофические разрушения в районе МлЖ и вдоль береговой лини, вызваны погружением плиты Евразийской плиты под МлЖ и о.
Гипоцентры цунами МлЖ расположены на глубинах менее км. Опасность цунами от источника МлЖ была более подробно оценена в нескольких исследованиях []. Зона субдукции Евразийской плиты объясняет пояс вулканов в районе МлЖ, на западной стороне филиппинского о.
Площадь между самой северной зоной субдукции Манил и южного Тайваня [] считается переходной зоной от субдукции к начальному столкновению и структурно слабо связана по характеру с северной частью МлЖ []. Это вызвано столкновением между блоком Палаван и Филиппинским мобильным поясом, а также движением от плиты Южно-Китайского моря.
Различные факторы способствуют формированию морфоструктуры МлЖ. Конвергенция между двумя плитами, образующими МлЖ, имеет приблизительно северо-западную направленность. Отмечается высокая зона скоростей, присутствующая в коре и верхней мантии под дугой Лусона, где МлЖ растягивается [].
Все эти факторы, кратко упомянутые для иллюстрации тектонических условий района исследования, указывают на высокую сейсмичность и особую тектоническую зону, в которой сформировался МлЖ. Дно Южно-Китайского моря возле МлЖ представляет собой сложную структуру, сочетающую в себе различные формы рельефа: хребты, разломы, равнины, осложненные цепями подводных гор, второстепенных хребтов, желобов и плато.
Факторы, влияющие на морфологическую структуру, развитие и батиметрические характеристики МлЖ, разнообразны. Назовем некоторые из них: геологические, гидрохимические, геотермальные, климатические, тектонические и батиметрические.
Крутизна геоморфологии МлЖ варьируется: углы падения вдоль МлЖ постепенно увеличивается к югу от ок. Тектонический фронт продолжается на север во фронтальные надвиги на западе Тайваня, где продолжается в виде активной границы плит между Евразией и плитой Филиппинского моря в районе Лусон-Тайвань. Строение северного МлЖ исследовалось в различных работах, посвященных проблемам строения земной коры и деформации на севере МлЖ [].
Среди других находок было обнаружено увеличение угла падения МлЖ в направлении с севера на юг. МлЖ теряет резкий батиметрический рисунок в зоне раннего столкновения и постепенно становится менее выраженным фронтом деформации.
Однако сравнительный анализ его южной и северной частей до сих пор отсутствует. Следовательно, сравнительный анализ профилей МлЖ в его северном и южном сегментах способствует лучшему пониманию его морфоструктуры. Желоб образовался в результате погружения океанической коры плиты Филиппинского моря под континентальную кору Евразийской плиты []. Исследования показали различия в морфологии и батиметрии северных и южных сегментов желоба.
Таким образом, в северной части желоба субдукция плиты Филиппинского моря отличается небольшой глубиной и крутизной, достигающей лишь ок. Регион, расположенный к северо-западу от вулканического острова Рюкю - это задужный район Back-Arc Basin впадины Окинавского прогиба.
Субдукция тектонической плиты Филиппинского моря вызывает извержение примерно 34 вулканов и землетрясений, вызывающих цунами. Есть три группы островов в основании преддуги, протянувшиеся над дугой Рюкю []. Разлом Керама, около км шириной, отделяет южную от центральной группы островов Рюкю. Цепь островов Рюкю и ЖР имеют ширину от до км. Северная группа островов Яку-шима и Танега-шима и разрыв пролива Токара имеют в совокупности протяженность км между островными группами.
Следовательно, морфологическое строение вызвано вариациями литологии, геологических условий формирования горных пород, стратиграфии и особенностей осадконакопления в формировании морского дна океана в юрский, мезозойский и меловой периоды. Система двойной субдукции ЖР отражает сложные движения желоба как выражение взаимодействия погружающихся плит с подстилающей мантией ЖР.
Так, Тихоокеанская плита погружается под плиту Филиппинского моря, которая, в свою очередь, погружается под Евразийскую плиту вдоль ЖР []. Геоморфология дна океана является результатом сложных геодинамических процессов Рис.
Ее морфоструктура отражает следы непрерывной эволюции, что формирует поверхность дна как сложную систему хребтов, трансформных разломов, обширных океанических равнин, осложненных группами цепей, хребтов и плато, а также мелкими формами рельефа, такими как террасы, подводные горы и холмы.
На геоморфологию желоба в целом влияет совокупное воздействие различных факторов, которые, в свою очередь, отражаются в его сложной структуре и функциональности. Назовем некоторые из них: эффекты магматизма [], сейсмичности, вулканизма и системное гидротермальное воздействие.
Другой пример - влияние направления и градиенты субдукции и землетрясения в различных сегментах, различающихся по морфологии форм рельефа. Таким образом, пространственные различия геоморфологии ЖР отражаются в составе отложений, которые систематически меняются от более тонкодисперсных на севере дуги Рюкю до более грубообломочных в ее центральной части.
Это объясняется преобладанием терригенной и пелагической седиментация у северной и центральной дуги Рюкю, соответственно. ЖР представляет собой структурную ловушку на континентальной окраине Тихого океана, поскольку отложения переносится океанскими течениями, проходящими через систему желобов на западе Тихого океана, и в конечном счете попадают в желоб.
Типы отложений ЖР включают, среди прочего, такие типы как грязевые диапиры, гемипелагические отложения, грязевые отложения, брекчия, ископаемые планктонные фораминиферы, известковые наннофоссилии.
Сейсмические исследования в районе ЖР показывают, что мощность осадков составляет ок. Материал верхней мантии, подстилающей океаническую плиту, имеет низкие сейсмические скорости, что объясняется геохимическими процессами мантийных перидотитов. Подводные окраины континентов Тихого океана в целом можно разделить на два типа: пассивные и активные, в зависимости от особенности геоморфологии и геологии.
В районе Рюкю отмечена активная окраина, расположенная у северного побережья о. Тайвань в южной части преддуги Рюкю. Система разломов и мега-расширений, связанная с большим землетрясениями на юге района Рюкю. На юго-западе островной цепи Рюкю система характеризуется краевым режимом, на который воздействует континентальная литосфера.
Вариативность рельефа ЖР отражает различия в геологических условиях, а также косвенно испытывает воздействие побочных факторов окружающей среды, например уровень первичной продуктивности. Это также подтверждается смоделированными типами миграции в районе ЖР, где рифы и морфология служат сухопутным мостом для миграции наземных организмов с Окинавадзимы Мияко-дзима [].
Хотя дно ЖР отделено по вертикали от эвфотической зоны, оно служит осадочной зоной центра накопления органического углерода. Это вызвано геоморфологическими факторами: крутые склоны делают возможным боковой перенос с прилегающих континентальных окраин []. Исследования по пространственному биоразнообразию ЖР показывают низкие значения на малых глубинах, возрастающие с глубиной и достигающие максимума между дном желоба и абиссальной равниной [].
Это доказывает, что характер батиметрии ЖР пространственно различается в разных районах желоба. ЖПл имеет наибольшую глубину м расположен в южной части , прямую форма геометрической формы, простирающуюся с юго-запада на северо-восток. Одной из самых уникальных характеристик ЖПл является небольшое расстояние 35 км между желобом и осью островов Палау на западе []. ЖПл связан с хребтом Кюсю-Палау в севере и трогом Аю на юге. ЖПл отличается от плоскодонного желоба Аю.
По своей форме он больше похожи на V-образную форму в поперечном сечении. Острова Палау, расположенные к западу от ЖПл, сложены вулканическими породами, покрытыми кораллами и рифовым известняком. Это указывает на то, что острова Палау ранее располагались вдоль вулканического фронта. ПФМ является тектонической плитой, полностью окруженной сходящимися границами соседних тектонических плит.
Тектонические условия Яп и ЖПл представляют собой сложную область конвергенции трех тектонических плит: ПФМ, Тихогоокеанской плиты и Каролинской плиты []. Следовательно, желоба Яп и Палау относятся к зонам субдукции, окружающим ПФМ вдоль его восточной границы.
Анализ данных выявил глубокие взаимосвязи между подводной геоморфологией и факторами воздействия на морфологию желобов: геологией и батиметрией. Обращает внимание присутствие протяженных меридионально ориентированных тел зеленокаменных пород, соответствующих по составу базальтам N-MORB, которые, как считается, изливались непосредственно во время осадконакопления in situ greenstone [ 54 , 76 ]. В южной части пояса Хидака также распространены осадочные толщи, аналогичные супергруппе Хидака, выделяемые там как группа Наканогава, однако эти толщи не содержат тел базальтов N-MORB.
Формирование группы Наканогава по U—Pb определениям возраста цирконов датируется в 60— В южной половине пояса Хидака восточнее площади, сложенной осадочными толщами группы Наканогава, распространен метаморфический комплекс Хидака [ 67 ]. Метаморфический комплекс подразделяется на верхнюю и нижнюю части. Верхняя часть представлена биотит-мусковитовыми гнейсами и сланцами на западе и метаосадочными породами на востоке, которые постепенно сменяются неметаморфизованными осадочными отложениями группы Наканогава [ 73 ].
Принято считать, что протолитом метаморфических пород верхней части служили породы группы Наканогава [ 69 ]. Нижняя западная часть метаморфического комплекса сложена амфиболитами и амфибол-биотитовыми гнейсами, протолитом которых были базальты MORB-типа с прослоями граувакк [ 67 ]. В амфиболит-гнейсовом комплексе присутствуют в виде ксенолитов гранатовые и ортопироксеновые гранулиты [ 73 ].
Цирконы округлой формы имеют мезоархейский, палеопротерозойский, палеозойский, мезозойский и палеогеновый возраст [ 69 ]. Амфиболит-гнейсовый комплекс вмещает большое количество S-типа гранит-тоналитовых интрузивных тел, внедрение которых происходило с конца позднего мела до первой половины эоцена [ 67 ]. Установлено, что текстуры высокотемпературных милонитов в тоналитовых телах, а также дуплекс-структуры формировались в режиме меридионально ориентированного сжатия вдоль коровых срывов, которые могли распространяться до границы кора—мантия.
Субгоризонтальные движения были переходными к правосторонним сдвигам [ 67 ]. Определено время двух этапов метаморфизма пород пояса Хидака, проявившихся 51—41 млн лет и 20—17 млн лет назад [ 69 ]. Второй этап метаморфизма связывается с процессами раскрытия Японского и Курильского тыловодужных бассейнов [ 69 ]. Образования пояса Хидака по Главному надвигу Хидака надвинуты на смежный с запада тектонический комплекс Индонаппу северо-восточную окраину Японской вулканической дуги , в зоне надвига расположены маломощные серпентинитовые протрузии [ 73 ].
Комплекс Индонаппу рассматривается как фрагмент аккреционной призмы, в составе которой участвуют раннемеловые, позднемеловые и палеоценовые образования [ 68 ]. К западу от аккреционной призмы Индонаппу расположен преддуговой бассейн Сорачи—Йесо [ 63 ]. Формирование последнего началось в юрское время на океанической коре, а основное накопление осадочных толщ относится к меловому периоду, оно продолжилось и в палеоцене. К западу от бассейна Сорачи—Йесо располагается зона ранне-среднемеловой островной дуги Ребун—Кобато [ 73 ].
Ее образования на западе граничат с поясом Кетами—Ошима, различные комплексы которого формируют не только западную прибрежную часть о. Хоккайдо, но и северную часть о. Пояс Кетами—Ошима имеет длительную аккреционную историю, начиная с позднего карбона.
Все эти тектонические пояса входят в состав Японской вулканической дуги и формируют последовательный ранне-позднемеловой латеральный ряд, в котором полностью отсутствуют проявления позднемелового вулканизма [ 73 ]. Основной целью анализа строения о. Хоккайдо было выяснение природы тектонического пояса Хидака, поскольку в современной структуре он является коллизионным образованием, расположенным между современной Курильской островодужной системой и комплексом структур, составляющих ансамбль северной части Японской окраинно-континентальной вулканической дуги.
В структурном отношении в целом пояс Хидака представляется как мощная правосдиговая зона вдоль серии региональных разломов, обусловивших многократное сдваивание разрезов еще до их смятия. Считается, что серия этих сдвигов продолжается на Сахалине [ 49 ]. Осадочные толщи в поясе Хидака группы Наконагава настолько сильно деформированы при сдвиговых перемещениях, что в самых последних исследованиях была признана невозможность установления какой-либо стратиграфической последовательности [ 55 ].
Представляется, что современные данные по строению пояса Хидака подтверждают выводы Жоливье [ 49 ], согласно которым пояс Хидака в позднем мелу и первой половине палеогена представлял собой протяженную меридионально ориентированную правосдвиговую зону, претерпевшую смятие в раннем миоцене при раскрытии Японского и Курильского окраинных бассейнов.
Основной причиной возникновения трансформных систем признается изменение направления перемещения океанических плит [ 52 ]. Наиболее характерными примерами трансформных систем в океане служат трансформные микроблоки в восточных частях разломов Мендосино и Молокаи [ 52 ].
В работах по Тихому океану, в частности, по разломам Бланко, Сикейрос и Ороско, показано, что при развитии трансформных систем могут возникать условия для генерации базальтов MORB-типа [ 42 ]. Трансформные системы могут возникать и в краевых частях континентов, наиболее показательной является Калифорнийская система. Геологические данные по строению тектонического пояса Хидака приводят нас к выводу о том, что в течение позднемелового и раннепалеогенового времени этот пояс мог представлять собой часть трансформной системы типа дуга-дуга.
Заложение трансформной системы Хидака относится к началу позднего мела, когда север—северо-восточное перемещение плиты Изанаги происходило параллельно окраине Азиатского континента. Трансформный разлом, смещавший спрединговый хребет Изанаги—Пацифик, ограничил нормальное развитие ранне-поднемеловой субдукционной системы северной Японии аккреционная зона Индонаппу, преддуговой бассейн Сорачи-Йесо, дуга Ребун-Кобато , чем и объясняется полное отсутствие признаков позднемелового надсубдукционного вулканизма.
Возможно, что непосредственным продолжением трансформной системы Хидака является серия кайнозойских продольных сдвигов Сахалина, наследующих более древние структуры, так же как и разлом вдоль Западного Сахалина, уходящий в мантию глубже 70 км и прослеженный в океане южнее Хоккайдо [ 58 ]. Финальным аккордом превращения трансформной системы Хидака в современную сложно построенную надвиговую структуру явилась торцовая коллизия западной части Немуро-Малокурильской дуги с восточной частью Японской дуги, произошедшая во время практически одновременного раскрытия Японского и Курильского окраинных бассейнов.
Принципиальный результат столкновения Японской и Курильсой вулканических дуг наиболее отчетливо показан на схеме, отражающей результаты сейсмических исследований после крупного землетрясения в зоне Хидака в г. Схема преобразования трансформного блока Хидака в коллизионную зону дуга—дуга по данным [ 46 ], с изменениями. Модель геодинамической эволюции Восточно-Камчатской—Олюторской системы опубликована более 10 лет тому назад [ 34 ].
Немуро-Малокурильская позднемеловая островная дуга составляла единую систему с Восточно-Камчатско—Олюторской Ачайваям—Валагинской дугой. Как Ачайваям-Валагинская, так и Немуро-Малокурильская дуги испытали раскол в результате субдукции спредингового хребта Изанаги—Пацифик, однако последствия раскола Немуро—Малокурильской дуги [ 7 ] оказались иными, нежели для Ачайваям—Валагинской дуги [ 7 , 34 ].
События раскола и последующего геодинамического развития Немуро—Малокурильской дуги удалось расшифровать, используя фактические данные и выводы из работы Б. Голионко [ 7 ] и результаты анализа современного строения юго-восточного склона подводного хребта Витязь [ 22 ].
На острове Шикотан восстановление структуры дуги после ее раскола фиксируется мощной продольной надвиговой зоной, по которой структурно-формационные комплексы юго-восточной части острова надвинуты на комплексы северной его части. С этим периодом деформаций связано формирование мощных хаотических комплексов [ 7 ], предварявшееся излияниями шошонитовых лав, проявленных как в центральных частях всех островов Малокурильской гряды, так и в поясе Немуро на о.
Анализ современной морфоструктуры центральной части подводного хребта Витязь [ 22 ] показал, что здесь в желоб погружается океаническое поднятие, возвышающееся более чем на м над дном океана рис. Процесс погружения этого поднятия в зону субдукции приводит к частичному разрушению тихоокеанского склона хребта Витязь и сильнейшим землетрясениям [ 22 ].
На основании этих данных нами разработана модель геодинамики Немуро—Малокурильской дуги, вплоть до ее аккреции к Охотоморскому континентальному блоку рис.
В соответствии с нашей моделью при расколе, индикатором которого является формирование шикотанских офиолитов интрадугового генезиса [ 6 ], раскрылся лишь небольшой по размеру бассейн, разделившй ремнантную и фронтальную дуги.
Зона субдукции фронтальной дуги была заклинена океаническим поднятием, что привело к включению фронтальной дуги в состав Тихоокеанской плиты. В результате этого процесса под бывшую ремнантную дугу стала субдуцировать кора междугового бассейна, полное поглощение которой привело к столкновению разъединенных частей дуги с формированием мощной надвиговой зоны и хаотических комплексов.
Восстановленный Немуро-Малокурильский ансамбль вошел в состав Тихоокеанской плиты и по мере субдукции океанической коры приближался к Охотоморской континентальной окраине вплоть до столкновения с ней. Вероятно, перемещение в сторону Охотоморского блока началось несколько раньше тридцати одного миллиона лет тому назад, когда в зоне Больших Курил, являвшихся южной окраиной Охотоморского блока, отмечены первые надсубдукционные магматические проявления [ 40 ].
Коллизия океанического поднятия с подводным хребтом Витязь по данным [ 21 ], с изменениями и дополнениями. Палеогеодинамическая эволюция Немуро-Малокурильской островной дуги. Данная тема представляется камнем преткновения для палеотектонических построений, что отразилось в разработке палеогеодинамических реконструкций для указанного времени отдельно для каждого из регионов.
Геодинамика Камчатско—Олюторского сегмента рассмотрена во многих публикациях [ 16 , 26 , 28 , 30 , 34 , 35 ]. В нашей работе предпринята попытка рассмотреть вариант геодинамического развития области от Немуро-Малокурильской позднемеловой внутриокеанической дуги на юго-востоке к надсубдукционным образованиям позднемелового—палеоценового Сихотэ-Алиньского пояса и позднемеловой—палеогеновой Восточно-Сахалинской островной дуги на северо-западе.
Субмеридионально ориентированные позднемеловые субдукционные системы Восточного Сихотэ-Алиня и Восточного Сахалина практически ортогональны по отношению к субдукционным системам Охотско-Чукотского пояса, к Западно-Камчатской и Эссовеемской островным дугам и, видимо, представляют самостоятельную геодинамическую субпровинцию. Если для пояса Восточного Сихотэ-Алиня доказана возможность субдукции океанической литосферы плиты Изанаги [ 15 , 53 , 64 ], то в случае Восточно-Сахалинской островной дуги, отгороженной в позднем мелу от Пацифики Немуро-Олюторской дугой, субдуцировала, скорее всего, кора раскрывавшегося задугового бассейна.
Проанализируем латеральные ряды надсубдукционных структур для основных этапов развития между Охотоморским континентальным блоком, Поронайским микроконтинентальным блоком Сахалина и восточной окраиной Азиатского континента.
Не затрагивая дискуссионные темы относительно времени завершения формирования дуги Ребун-Кобато и времени окончательного становления Немуро—Малокурильской зоны субдукции, рассмотрим развитие геодинамической обстановки активной окраины в наиболее показательные интервалы времени — коньяк—раннекампанский и палеоценовый рис.
Палеогеодинамические реконструкции региона исследования на а коньяк—ранний кампан, б поздний танет—ранний ипр океаническое пространство реконструировано по данным [ 63 , 67 , 77 ]. Начавшееся в предконьякское время развитие Восточно-Сахалинской островной дуги продолжалось синхронно с формированием Сихотэ-Алинского окраинно-континентального пояса.
Эти две надсубдукционные структуры были разделены Хоккайдо—Сахалинской трансформной системой, к западу от которой под Сихотэ-Алиньской окраиной поглощалась океаническая кора плиты Изанаги, а к востоку — кора тылового бассейна Немуро—Малокурильской внутриокеанической дуги.
Субдуцировавшая под Восточно-Сахалинскую позднемеловую—палеогеновую островную дугу [ 8 , 24 , 59 ] литосфера может быть представлена отгороженной Немуро—Малокурильской островной дугой частью океанической плиты Палеопацифики, вероятно обрамлявшей Охотоморский блок не только с юга, но и с запада. Это предположение подтверждается фактом присутствия верхнеюрских и нижнемеловых пород океанической природы в хаотических комплексах Восточного Сахалина [ 23 ]. Однако имеющиеcя данные не противоречат раскрытию в тылу Немуро-Малокурильской островной дуги окраинного бассейна, разделявшего Охотоморский континентальным блок и Поронайский микроконтинент.
Для объяснения очень сложно построенной зоны Восточного Сахалина, с нашей точки зрения, гипотеза раскрытия окраинного бассейна более предпочтительна, с учетом длительного существования сдвиговой зоны центрального Хоккайдо и Сахалина, развитие которой и могло обусловить меридиональное раскрытие бассейна с океанической корой по типу пулл-апарт.
Латеральный ряд палеоценовых надсубдукционных структур формировался на з аключительном этапе развития активной окраины северо-восточной Евразии, датируемом первой половиной палеогена. В это время сохранялась активность надсубдукционных структур Сихотэ-Алиньского вулканического пояса и Восточно-Сахалинской островной дуги. Под восточной окраиной континента в палеоцене, возможно, стала поглощаться не океаническая плита Изанаги, а Тихоокеанская плита.
При этом субдукция спредингового хребта Изанаги—Тихоокеанская могла повлиять на возникновение специфических петролого-геохимических характеристик палеоценовых вулканитов восточного Сихоте-Алиня [ 33 , 53 ]. Наиболее низкое положение в океанических рифтах занимают краевые ложбины, где молодые базальты уже перекрыты осадками. Ширина их варьирует от 0,5 до 5 км.
Осадки сглаживают неровности рельефа, лишь местами ровная поверхность дна разбита гъярами. Гъяры встречаются вблизи уступов либо в окрестностях вулканических построек на границе с экструзивной зоной. Краевые сбросовые уступы воздымаются на — м над ложбинами и представляют собой блоки океанической коры, вершинные поверхности которых наклонены в сторону от оси рифта.
С каждой стороны от нее выделяется несколько уступов в виде ступеней рис. Эти тектонические ступени имеют сбросовое происхождение. Они интересны тем, что в связанных с ними уступах обнажаются зачастую разрезы глубинных слоев океанической коры. Гребни ступеней обычно сложены базальтами, а пространство между таким гребнем и соседним уступом напоминает карман, заполненный осадками.
Если в экструзивной зоне обнажаются исключительно молодые, голоценовые базальты, то сбросовые ступени сложены гораздо более древними, плейстоценовыми породами. С позиций новой глобальной тектоники в океанических рифтах происходит раздвиг и наращивание краев соседних литосферных плит. Здесь формируется молодое океанское дно, новая кора, толщина которой в пределах экструзивной зоны не превышает первых тысяч метров. В районе хребта Рейкьянес к югу от острова Исландия такое приращение составляет около 2,5 км.
Наращивание новой океанической коры в рифтах происходит с различной скоростью и обычно варьирует от 2 до 15 см в год. В зависимости от скорости раздвига дна меняется не только рельеф подводной горной страны, но и интенсивность таких проявлений, как магматизм, сейсмичность, гидротермальная деятельность.
Геофизические данные свидетельствуют, что мантия под океаническими рифтами залегает наиболее близко от поверхности дна. Именно в рифтах куется молодое ложе океана, и если рифт — это наковальня, то все сооружение срединно-океанического хребта с рифтом в центре вполне можно сравнить с кузницей. Одними из наиболее выдающихся структур в океане по праву считаются срединно-океанические хребты, образующие поистине глобальную систему протяженностью около 60 тыс. Гигантским ожерельем обвили они всю нашу планету, разделив на две равные половины Атлантический океан и на три части Индийский.
Лишь в Тихом океане это ожерелье как бы сбилось в сторону. Восточно-Тихоокеанское поднятие резко смещено к Южно-Американскому континенту и к Центральноамериканскому перешейку, вдоль которого оно протягивается на север, в район Калифорнийского залива.
Здесь оно исчезает, погружаясь под глыбу материка Северная Америка. Даже в сравнительно небольшом Северном Ледовитом океане мы находим рудимент структуры, равнозначной срединно-океаническим поднятиям. Это подводный хребет Гаккеля. Могучие вздутия на дне океанов не просто подводные хребты. Они представляют собой границы литосферных плит, делящих поверхность нашей планеты на несколько пластин.
Последние можно сравнить с льдинами, в которые впаяны материки. По одному краю этих «льдин» постоянно намораживается новый «лед», на другом этот лед подтаивает. Сшибаясь, одни «льдины» наползают на другие. Как раз это и произошло в Тихом океане, где край Северо-Американской плиты перекрыл смежные участки сразу двух плит — Кокос и Тихоокеанский — вместе с разделяющей их северной ветвью Восточно-Тихоокеанского поднятия.
Фрагменты этой ветви, известные как хребты Горда и Хуан-де-Фука, еще функционируют вблизи континентальной окраины материка, в пределах побережья штатов Орегон и Вашингтон. Эта ситуация является примером не очень добрососедских отношений между отдельными литосферными плитами, когда расширение одних происходит за счет поглощения других.
При этом материки играют роль торосов; под них уходят, приподнимая их и дробя, участки океанической коры. Рифтовые зоны относятся к срединно-океаническим хребтам, занимая центральное в них положение. Несмотря на одинаковое строение, облик срединно-океанических поднятий меняется от участка к участку в зависимости от скорости спрединга, т.
На тех участках, где приращение новой коры происходит с большей скоростью, рельеф хребта в поперечном сечении совершенно иной, нежели на участках с низкой скоростью спрединга. К последним относится рифт Таджура.
Внутренний рифт и входящая в его состав экструзивная зона выражены здесь в виде крупной подводной долины. Дно ее погружено на — м относительно гребней обрамляющих ее сбросовых ступеней, причем каждая последующая пара ступеней приподнята на — м выше предыдущей. Такое же строение имеют Красноморский рифт и некоторые участки Срединно-Атлантического хребта.
Для них также характерны небольшие скорости спрединга нового океанского дна Иначе выглядят, особенно в поперечном сечении, хребты, с которыми связаны высокие скорости спрединга.
Экструзивная зона выражена здесь в виде центрального поднятия рис. Оно состоит из цепочки вулканических сооружений. К ним относятся так называемые линейные вулканы, напоминающие обычные щитовые вулканы, которые столь широко распространены в абиссальных котловинах океана.
В вершинной части линейного вулкана прослеживается осевая депрессия, напоминающая кальдеру, глубиной до 35 м. Ширина экструзивной зоны составляет 2—3 км. Ее опоясывают узкие понижения, изобилующие гъярами и гидротермами. Они соответствуют краевым депрессиям рифта Таджура. По мере удаления от осевой зоны появляются группы горстов и грабенов шириной 1—3 км, составляющих склоны срединно-океанического поднятия.
Перепады в рельефе дна и глубина залегания отдельных гребней постепенно снижаются, приближаясь к тем глубинам, которые характерны для окружающих абиссальных котловин.
При этом мощность осадочного чехла, перекрывающего базальты, быстро возрастает. Горсты и разделяющие их грабены на хребтах с высокой скоростью спрединга дна играют ту же роль, что и сбросовые ступени в рифтах с низкими скоростями спрединга.
Как показала детальная батиметрическая и геофизическая съемка, дно океанов изборождено глубокими трещинами, протягивающимися зачастую на многие сотни километров. Одни из них имеют прямолинейные очертания и распространены в центральных частях Атлантического и Индийского океанов, другие проявляются в восточной половине Тихого океана. Эти трещины принадлежат к особому классу разломов, называемых трансформными,— очень специфическому типу образований, не имеющему аналогов на континентах. С геологической точки зрения трансформные разломы определяются как полусдвиги.
Тектонические смещения происходят не обязательно по всей их длине, иногда лишь на отдельных отрезках, пересекающих срединно-океанические хребты. Другая особенность трансформных разломов заключается в том, что они соединяют или разъединяют самые разнородные структуры в океане и в переходной к нему от континентов зоне.
Примером может служить знаменитый разлом Сан-Андреас на континентальной окраине Калифорнии, через который увязываются в единую систему северная ветвь Восточно-Тихоокеанского поднятия и спрединговые хребты Горда и Хуан-де-Фука, некогда входившие в его состав. Это правосторонний сдвиг, играющий роль скользящего края двух плит — Тихоокеанской и Северо-Американской.
Разлом Сан-Андреас приобрел печальную известность: из-за того, что с ним связаны наиболее разрушительные; землетрясения на Восточном побережье США. Достаточно вспомнить землетрясение г. И в настоящее время десятки сейсмографов чутко следят за дыханием недр в районе этого разлома, так как, согласно статистике, разрушительные землетрясения происходят здесь с интервалом в несколько десятков лет и спокойный период должен вот-вот подойти к концу.
Землетрясениями сопровождаются мощные сдвиговые дислокации, в результате которых один из участков древней, плейстоценовой дельты реки Колорадо переместился за последние — тыс. Сместились и многие другие участки на окраине Калифорнии.
Поэтому составные части некогда единых геологических тел, например подводных конусов выноса рек, оказавшись по разные стороны от разлома, теперь разъехались на расстояния, превышающие км. Сан-Андреас — редкий пример того, как трансформный разлом определяет тектонический режим в краевой части континента.
Сфера влияния трансформных разломов — океанское дно, где они расчленяют на отдельные отрезки срединно-океанические хребты, смещая их в латеральном направлении друг относительно друга на многие десятки километров. В этом смысле трансформные разломы — это застывшая в камне история раздвига океанского дна и дрейфа материков.
Как правило, они унаследованы от гораздо более древних структур — ослабленных зон или древних глубинных разломов, с активизации которых и начался когда-то распад древних суперконтинентов. Самые крупные смещения отрезков срединно-океанических хребтов, как выясняется, были запрограммированы еще на исходной стадии формирования молодого океана.
С трансформными разломами связан механизм приспособления новых, нарождающихся форм в океане к старым, континентальным структурам. Так, для осуществления раздвига в экваториальных районах Атлантики потребовалась целая система мощных трансформных разломов, по которым срединный спрединговый хребет разорван на несколько мелких сегментов, не соприкасающихся один с другим и отстоящих на десятки и сотни километров один от другого рис. Трансформные разломы в срединно-океанический хребет в экваториальной части Атлантического океана [Морган, ].
Окончания трансформных разломов упираются в континенты. В современную эпоху эти древние их участки, как правило, неактивны. Однако там, где они подходят к окраине материка, на шельфе и прилегающей суше часто обнаруживаются крупные поперечные прогибы или впадины, для которых характерен мощный осадочный чехол. Нередко трансформные разломы влияют на современную береговую линию, причудливо изгибая ее. На продолжении трансформных разломов находятся крупные заливы и бухты, например Сан-Хорхе на Атлантическом побережье Южной Америки.
Впрочем, подобное выражение получают лишь наиболее крупные трансформные разломы очень древнего заложения. Там, где к континенту подходил такой разлом, на его окраине длительное время существовала ослабленная зона — область активного прогибания земной коры.
Именно по этим зонам устремлялись к океану многие, в том числе и крупные, реки. В их дельтах на побережье оседало огромное количество взвешенного материала, а по прошествии миллионов лет формировались прогибы, заполненные осадками.
Таким образом, не только структура дна океана, но и во многом рельеф и даже речной сток с континентов определялись тектоническими движениями по трансформным разломам. В целом же активной тектонической Жизнью живут лишь те отрезки трансформных разломов, которые разъединяют соседние участки срединно-океанических хребтов. Именно здесь многочисленные тектонические подвижки сопровождаются сейсмическими толчками, внедрением магматических расплавов, выходами гидротерм.
Так, при обследовании трансформного разлома Атлантис французские специалисты, находившиеся на борту ПОА «Сиана», впервые обнаружили продукты подводной гидротермальной деятельности. Эти специфические натечные образования были сложены закисными и окисными соединениями металлов. Даже когда срединно-океанический хребет перекрывается континентом, как северная ветвь Восточно-Тихоокеанского поднятия, на прилегавших к нему участках абиссали еще долгое время сохраняются разломные зоны протяженностью в тысячи километров.
По этим гигантским морщинам на ложе океана продолжаются тектонические подвижки в основном сдвигового характера, благодаря которым обновляется рельеф и на дно трещин стряхиваются осадки, скопившиеся на бортах трещин. Особенно поражают размерами реликты древних трансформных разломов в восточной части Тихого океана: Меррей, Мендосино, Кларион, Клиппертон, Пайонир и др. Один из бортов у этих разломов зачастую вздернут на — м относительно другого.
Многие участки напоминают гигантские ущелья глубиной до нескольких километров. В стенках, их обрамляющих, обнажаются зачастую основные слои океанической коры. Последняя нередко становится проницаемой для подкоровых субстанций. Об этом свидетельствует то обстоятельство, что близ многих трансформных разломов располагаются цепочки щитовых вулканов и даже целые системы подводных вулканических гор, например Безлунные горы и горы Музыкантов в восточной части Тихого океана или подводные горы Атлантис у разлома Ошеанографер в Центральной Атлантике.
Интересно, что такие горы не обязательно теснятся вблизи срединно-океанического хребта, но часто вырастают в периферийных участках трансформных разломов. Таковы Ампер и Жозефина в районе Гибралтарского разлома. Сложная тектоническая жизнь трансформных разломов в их влияние на эволюцию океанского дна еще до конца не выяснены.
Остается, например, загадкой, почему активность в районе ряда разломов, в том числе и сейсмическая, сохраняется лишь по одну сторону от срединно-океанического хребта, тогда как другая его половина совершенно пассивна. Трансформные разломы выполняют еще одну функцию в океане: зачастую они становятся тем коридором, по которому сообщаются глубинные водные массы, изолированные по обе стороны от срединно-океанического хребта.
Так, в районе разлома Чарли-Гиббс происходит переток глубинных вод из Лабрадорского моря в северо-восточные районы Атлантического океана. Происходит движение вод и в обратном направлении. В районе подводного ущелья Вим в Южно-Бразильской котловине Атлантики также протекают сложные гидрологические процессы.
Вблизи дна осуществляется переток на север, к экватору, тяжелых и холодных антарктических вод так называемое Антарктическое контурное течение , которые затем по трансформному разлому Рио-Гранде поворачивают на восток.
Над ними же в противоположном направлении, т. Граница раздела между ними находится на глубинах около м. Таким образом, циркуляция придонных океанских вод во многом связана с системами трансформных разломов. Несмотря на то что основная вулканическая деятельность в океане протекает на дне рифтовых долин, более изучен вулканизм слабосейсмичных хребтов центральноокеанического типа. Это и неудивительно. Ведь происходящие в срединно-океанических рифтах процессы до последнего времени были скрыты от глаз человека, тогда как об огнедышащих вулканах на затерянных в океане островах стало известно еще в период великих географических открытий.
Согласно гипотезе о «горячих точках», выдвинутой в начале х годов В. Морганом, вулканизм центральноокеанических хребтов типа Гавайского и Лайн обусловлен подъемом мантийных диапиров. Так называются столбы перегретого вещества, которые зарождаются на границе ядра и мантии Земли и поднимаются к поверхности.
Морган относит их к стабильным, долгоживущим образованиям. Поэтому когда литосферная плита проходит над «горячей точкой», последняя прожигает ее, как газовая горелка. Возникший при этом разрез залечивается застывшими базальтами. Непосредственно над «горячей точкой» начинается вспучивание земной коры, которую прорывают магматические расплавы.
Вскоре здесь вырастает вулкан, иногда возвышающийся над поверхностью воды на 3—4 км. Период его роста отличается наивысшей активностью. В океане образуется вулканический остров с одним или несколькими конусами, каждый со своим нравом и периодичностью извержений. Так как для центральных частей океана характерен вулканизм основного или щелочного состава, т.
Соответственно конусы вулканов, образующиеся в центральных частях океана, очень широкие, с относительно пологими склонами, многократно наращенными потоками застывшей лавы. Отличительной особенностью этих вулканических зон считается очень слабая сейсмичность, т.
Расплавам, по-видимому, не надо пробивать путь к поверхности. По мере продвижения плиты старые вулканы затухают и начинают разрушаться под воздействием физических и химических агентов выветривания.
Зато в их тылу над «горячей точкой», занимающей фиксированное положение, вырастает молодое вулканическое поднятие, увенчанное новым конусом. В течение многих миллионов лет подобное перемещение плиты над мантийным диапиром приводит к формированию целого вулканического хребта, зачастую огромной протяженности. Подтверждением гипотезы о «горячих точках» могут служить линейные очертания многих хребтов центральноокеанического типа, а также постепенное омоложение вулканов от одного края хребта к другому.
Самым наглядным примером такого рода образований может служить Гавайское вулканическое поднятие. На западе это подводный хребет на массивном цоколе с цепочкой отдельно стоящих гор, их вершины находятся на глубине — м.
Самая западная подводная гора Кинмей имеет почти меридиональное простирание. Это крупное вулканическое сооружение, покрытое «шапкой» ранне- и позднекайнозойских известняков — литифицированных рифовых массивов, над которыми залегают пласты фораминиферовых сцементированных песков. Рельеф вершины горы, расположенной на глубине — м, очень неровный. На ней много выступов и гребней, разделенных впадинами и карманами.
В процессе тралений были подняты обломки кремовых и бурых известняков, очень плотных, в отдельных случаях кавернозных. Нередко они покрыты марганцевыми корками и пленками и состоят из фрагментов мшанок, тонкостенных раковин моллюсков и фораминифер. Автор этих строк, участвовавший в экспедиции ТИНРО на подводную часть Гавайского хребта, собрал большую коллекцию образцов этих пород. На его глазах из тралов экспедиция носила научно-промысловый характер наряду с экзотическими рыбами извлекали обломки черных драгоценных кораллов, растущих на вершине горы Кинмей.
Они напоминали диковинные деревья с глянцевыми черными стволами и ветвями, на которых висели редкие красные «листочки» — наросты других, мягких полипов. На сломе такого «деревца» видно концентрическое строение его ствола. Учитывая то обстоятельство, что на плоской вершине этой горы выявляется впадина заливообразной формы, можно предполагать, что банка Кинмей была когда-то атоллом рис. Другие подводные горы Гавайского хребта имеют небольшие овальной формы вершины в плане , которые очень непросто разыскать в открытом океане.
На эхолотных записях они выглядят как острия поставленных вертикально игл. Есть подводные горы и с плоскими вершинами. Это так называемые гайоты — подводные вулканические горы со срезанными эрозией или с нивелированными осадками конусами. Типичными гайотами с плоскими выровненными вершинами являются подводные горы Милуоки Центральная и Южная, рис.
Над вершинами подводных гор зачастую висят целые скопления промысловых рыб. Они здесь кормятся или отдыхают. На Гавайском хребте вершины подводных гор постепенно поднимаются к водной поверхности в восточном направлении и наконец появляются над ней, сначала в виде атолла атолл Мидуэй , а затем в виде все более крупных вулканических островов.
Замыкает эту цепь самый значительный по размерам остров — Гавайи. Его занимает мощный вулкан Мауна-Лоа с конусом, поднявшимся на высоту м над уровнем океана. Это активный вулкан. Эруптивная деятельность характерна и для соседнего с ним острова Мауи: действующий вулкан расположен в восточной его части. Возраст вулканических пород, встречающихся в пределах Гавайского хребта, увеличивается в западном направлении. На западе Мауи он составляет 1,3 млн лет, на островах Молокаи и Оаху вулканиты датируются 0,1—3,3 млн лет, на Кауи — 0,6—5,9 млн лет.
Еще дальше, уже в подводной части хребта, возраст вулканических пород 41—46 млн лет столько лет, например, горе Кинмей.
В районе этой банки Гавайский хребет меняет свое простирание на близкое к меридиональному. Отсюда он прослеживается вплоть до северной оконечности Курило-Камчатского глубоководного желоба.
Это более древняя, мезозойско-раннекайнозойская часть подводного вулканического поднятия, получившая название Императорских гор.
Они сравнительно невысокие, но имеют мощный цоколь. Объем таких подводных гор самый большой в Тихом океане — 4— 5 тыс.
Их вершины перекрыты крупными карбонатными шапками мощностью до нескольких сот метров в постепенно погружаются на север от до м. Возраст же вулканических пород, слагающих эти торы, увеличивается до 76 млн лет.
Подводные горы Императорского и Гавайского хребтов — разросшиеся щитовые вулканы с типичными для последних широкими основаниями и относительно пологими склонами.
Цоколи отдельных вулканов к настоящему времени слились вместе, образовав единое обширное поднятие, шириной на отдельных участках до км. Усеченные вулканические конусы — подводные банки — в основном сидят на гребне поднятия. Однако встречаются и периферийные подводные вулканы высотой 2—3 км и шириной основания от до км. Всего в составе Гавайского хребта выявлено более 50 подводных гор, в большинстве своем гайотов, а в составе Императорского хребта — 42 подводные горы, из них шесть гайотов.
Императорский и Гавайский подводные хребты — это след прохождения Тихоокеанской плиты в позднем мезозое и кайнозое над Гавайской «горячей точкой». Если это так, то изменение в простирании хребтов должно свидетельствовать об изменении направления движения плиты где-то на рубеже мезозоя и кайнозоя, а может быть, и несколько позднее. Помимо Гавайской, В. Морган выделил еще около 20 «горячих точек», иначе диапиров, и описал их как столбообразные области конвективного подъема разогретого мантийного вещества.
В плане эти зоны рисуются как круги и овалы диаметром около км. Следами «горячих точек» внутри плит в Тихом океане, по мнению В.
