Трансформные разломы различны по масштабам. В.Е. Хаин (1995) указывает на возможность выделения нескольких групп разломов. Наиболее крупные пересекают срединные хребты с интервалом в 100-200 км и прослеживаются на многие сотни км в пределах абиссальных равнин. Разломы следующей группы, как правило, не выходят за пределы срединных хребтов, расстояние между ними измеряется десятками километров. Выделяется группа и наиболее мелких разломов, прослеживающихся лишь в пределах гребневых зон и рифовых долин. В большинстве случаев эти разломы не сопровождаются вулканическими проявлениями.
Трансформные разломы рассматриваются как закономерный элемент структуры срединно-океанических хребтов. Их положение, ориентировка, масштаб и характер перемещения по ним хорошо вписываются в общую модель спрединговой системы.
Сегменты хребтов, заключенные между трансформными разломами, отличаются различными скоростями спрединга, структурными особенностями, характером вулканизма, интенсивностью гидротермальной деятельности и составом формирующихся в их пределах сульфидных образований.
Кроме указанных, выделяется категория наиболее крупных разломов, положение и ориентировка которых позволяет отнести их к трансформным. Они пересекают срединные хребты, абиссальные котловины и продолжаются в пределы континентов. Эти разломы - <магистральные> (по В. Хаину) или <трансокеанические> (по Ю. Пущаровскому), <демаркационные> (по С. Андрееву), протягиваются на несколько тысяч километров, рассекая практически весь океан. Они разделяют макроструктуры океанов на крупные блоки, в частности, на сегменты, раскрывавшиеся в разное время (Хаин, Ломизе, 1995).
К числу таких разломов относятся Мендосино, Меррей, Кларион, Клиппертон в северо-восточной части Тихого океана, Элтанин в юго-восточной его части. В Атлантическом океане это разломы Чарли-Гиббс, Азаро-Гибралтарский, Вима, Чейн, Романш, Риу-Гранди и Фолклендско-Агульясский; в Индийском океане - Оуэн, в Северном Ледовитом - Шпицбергенский. Некоторые другие, из числа наиболее крупных трансформных разломов могут быть отнесены в эту группу.
Амплитуда смещения осевых частей срединно-океанических хребтов по этим разломам достигает 1000 км, а иногда и превышает эту величину. Они обычно представлены крупными зонами - серией параллельных разломов. Высота уступов достигает 1 км и более, глубина ущелий в гребневой части составляет до 1,5 км. Иногда ущелья вдоль таких разломов имеют значительную ширину и глубину и представляют собой своеобразные внутриплитные желоба, один из них, желоб Романш в Атлантике имеет глубину 7728 м. Проявление механизма растяжения в подобных желобах может даже сопровождаться спрединговыми процессами, как это имеет место, по мнению В. Хаина, в Азоро-Гибралтарском разломе.
В уступах иногда обнажаются представительные разрезы пород, слагающих океаническую кору и даже образования, которые могут быть отнесены к верхним частям мантии. К разломам этого типа приурочены вулканические проявления, признаки гидротермальной деятельности, внедрения серпентинизированных пород мантии.
Вероятно, трансокеанические разломы не следует в полной мере уподоблять трансформным, поскольку они имеют более длительную и сложную историю формирования и возникновение их не обусловлено процессами спрединга, а скорее наоборот - они во многом определяют эти процессы.
Характерная особенность этих разломов заключается в том, что некоторые из них прослеживаются на континентах. Из примеров, приведенных В.В. Белоусовым (1989), можно указать следующие. На продолжении разлома Мендосино вся система Кордильер пересекается полем развития плиоценовых лав. Разлом Кларион в Мексике прослеживается крупным тектоническим разрывом, отделяющим выходы палеозойских метаморфических пород на юге от области развития молодых вулканических пород на севере. На простирании Китового хребта - в Африке фиксируются вулканы со щелочными лавами, а еще далее - грабен Лукана с интрузиями основных пород и кимберлитов.
Подобные примеры свидетельствуют о сложной истории формирования охарактеризованных структур и о том, что природа их далеко не расшифрована. Очевидно также, что зоны трансокеанических разломов обладают отличными от других структур океана металлогеническими особенностями. Эти проблемы в настоящее время практически не изучены.
Переходные зоны между континентами и океанами
Переходные области между континентами и океанами представляют собой особый тип структур, разграничивающих плиты континентальной и океанской коры. Эти области называются континентальными окраинами, занимают более 20% площади океанов - в их пределах накапливается основная масса осадков и вулканитов, проявляются интенсивные деформации. Переходные области делятся на два основных типа: активные и пассивные.
Активные окраины
Активные окраины почти полностью окружают Тихий океан; они подразделяются на два типа: приконтинентальный (восточно-тихоокеанский) и островодужный (западно-тихоокеанский или андский).
В первом типе зона субдукции фиксируется глубоководным желобом, крутой внутренний склон которого является одновременно континентальным склоном. За ним следует узкая полоса шельфа. Ширина всей зоны перехода составляет порядка 200 км. Вдоль приподнятого края континента проходит вулканоплутонический пояс. Типичным примером активной окраины этого типа является тихоокеанская окраина Южной Америки, вдоль которой протягивается горная цепь Анд.
Второй островодужный тип включает следующие элементы: 1) глубоководный желоб; 2) островную дугу; 3) котловину окраинного моря. Эти элементы нуждаются в более подробном рассмотрении, поскольку имеют важное металлогеническое значение.
Глубоководные желоба
Специфическими структурами Мирового океана являются глубоководные желоба. Это сильно вытянутые, узкие асимметричные прогибы, сопряженные с островными дугами. В плане они имеют как правило соответствующую дугообразную форму. Протяженность их составляет сотни, иногда несколько тысяч км, глубина 5-11 км. Максимальная глубина отмечена в Марианском желобе - 11022 м - это самая глубокая точка всего Мирового океана.
Типичные желоба обрамляют структуры Тихого океана с севера (Алеутский желоб) и с запада (Курило-Камчатский, Японский, Огасава, Волкано, Марианский).
Между 30? северной широты и экватором выделяются Филиппинский желоб и желоб Рюкю. Они расположены на западе окраинного Филиппинского моря - в окраинном море, а не на его границе с открытым океаном.
В юго-западной части океана выделяется желоб Витязь субширотного направления вблизи 10? южной широты. Южнее завершают систему желобов запада Тихого океана желоба Тонга и Кермадек. Эта система в том или ином виде описана еще в позапрошлом веке.
В восточной части Тихого океана сравнительно недавно на картах стала выделяться система желобов вдоль побережий Американских континентов. Это Центрально-Американский желоб вдоль берегов Мексики, Перуанский и Чилийский желоба вдоль побережья Южной Америки. Глубина океана в этих желобах существенно меньше, чем в западных. Максимальные глубины в них не достигают 7 км.
В Индийским океане вдоль западного побережья островов Суматра и Ява прослеживается Зондский желоб. Максимальные глубины в нем местами превышают 7 км. На западе океана желобов нет.
Практически нет желобов и в Атлантике. Единственный небольшой желоб Пуэрто-Рико обрамляет с внешней стороны южную часть Больших Антильских и восточную ветвь Малых Антильских островов.
Желоба рассматриваются как выраженные в рельефе области субдукции. Их глубина зависит от скорости субдукции и особенностей состава и строения погружающейся плиты.
Глубина желобов относительно смежного краевого вала субдуцирующей плиты достигает 4000 м. Ширина желобов обычно не превышает 50-100 км. В поперечном сечении желоба имеют V-образную форму с заметно выраженной асимметрией: внутренний склон, примыкающий к дуге - крутой, до 10 и даже 20?, внешний - пологий (около 5?). Желоба трассируют линии активного контакта взаимодействующих при субдукции литосферных плит. С осью желоба совпадает выход на поверхность сейсмофокальной зоны Беньофа-Заварицкого.
Желоба - шовные структуры, разделяющие блоки с субконтинентальной корой (со стороны островных дуг) и океанической (со стороны океана). Мощность базальтового слоя под осью желобов небольшая. По данным В. Белоусова, под желобом Кермадек толщина коры 4,5 км, в Японском желобе - 9 км, в Идзу-Бонинском - 7 км, в Перу-Чилийском - 5-10 км.
На дне желобов накапливаются осадки флишоидного облика. Они как правило имеют молодой возраст (плейстоценовый и голоценовый), почти горизонтальное залегание и небольшую мощность обычно не превышающую нескольких сотен метров. Это обстоятельство и породило более чем сомнительное предположение о том, что рыхлые осадки затягиваются в зону субдукции вместе с погружающейся плитой океанической коры (Хаин, Ломизе, 1995). На островной или континентальной стороне желобов мощность осадков увеличивается благодаря сносу материала с прилегающих участков суши и явлениям гравитационного оползания*).
Согласно мобилистским построениям, вероятность проявлений магматизма в желобах весьма невелика, и они являются структурами амагматичными. На самом деле в ряде желобов зафиксированы проявления молодого вулканизма. Это базальты в Перуано-Чилийском, Центральноамериканском желобах, в желобе Яп, Марианском и других. Рудогенная роль этих образований пока остается неясной.
В металлогеническом отношении глубоководные желоба изучены недостаточно. Пока можно констатировать лишь отсутствие признаков гидротермальной и экзогенной рудной минерализации, что оправдывает довольно скептическую оценку возможностей формирования в этих структурах рудных месторождений.