DSC06369 (2)

EE] ’IZZ]

inn '[no

Geneza i geologia oceanów

1 - osie grzbietów z aktywnym ryftem; 2 - strefy liniowych anomalii magnetycznych; 3 — kierunek i szybkość spredingu (cm/rok); 4 - strefy uskokowe; 5 - aktywne źródła hydrotermalne; 6 - masywne polimetaliczne rudy siarkowe; 7 - naskorupienia kobaltonośne; 8 — osady metalonośne

Rys. 4.18. Oceaniczna strefa pęknięć oraz izotermy strumienia cieplnego (mW/m²) na Wypiętrzeniu Wschodniopacyficznym

Źródło: Gramberg, Smysłow (red.), Karta tiepłowogo potoka, 1988.

tUk

wulkaniczny

400 200 <. 200 400 km

Aleuty

oraz stanowią tzw. granice konserwatywne. Przesunięcia te różnią się, gdyż są z reguły uwarunkowane prostopadłym do osi rozrostu przemieszczeniem skorupy oceanicznej. Zasadniczo w pierwszej fazie rozrost jest symetryczny, na co wskazuje symetria rozkładu pasmowych anomalii magnetycznych. Natomiast dalej od osi rozrostu amplituda przesunięć, ustalona wg położenia ró-wnowiekowych anomalii rozmieszczonych na skłonach grzbietów, jest zmienna. Na przykład ruch prze-suwczy w Uskoku Św.

Andrzeja odbywa się ze średnią prędkością 48 mm/rok [Dadlez, Jaroszewski, 1994].

Drugi rodzaj granic płyt stanowią strefy pogrążania się (subdukcji) płyt, czyli tzw. strefy Benioffa.

W przeciwieństwie do granic płyt pierwszego rodzaju są one strukturami asymetrycznymi (rys. 4.19). Wyróżnia się dwa typy subdukcji: - pierwszy, typ mariański, wyłącznie śródoceaniczny, odznacza się stromym nachyleniem płata tnącego oraz słabymi trzęsieniami ziemi i wulkanizmem toleitowym; — drugi, chilijski, występuje na krawędzi kontynentu i charakteryzuje się łagodnym nachyleniem górnej części płata tnącego, wulkanizmem wapniowo-alkalicznym i silnymi trzęsieniami ziemi (rys. 4.20). Strefy subdukcji stanowią więc konwergentne granice płyt (ściskania - kompresji). Przykładem płyty dolnej (subdukowanej) jest płyta Nazca, której czołowa, wschodnia część, przemieszcza się pod płytę górną Ameryki Południowej [Kotliński, Musielak, 1997].

Mechanizm rozwoju grzbietów oceanicznych, uskoków transformacyjnych i oceanicznych stref pęknięć prawdopodobnie przebiegał zgodnie z tektoniką płyt, których rozwój został przedstawiony przez Dadleza i Jaroszewskiego [1994]. Natomiast nie wyjaśniono jednoznacznie genezy występujących na dnie wałów. Przypuszcza się, że mogą być one strefami inicjalnymi oceanicznych stref pęknięć. Ogólny obraz morfostrukturalny dna dodatkowo urozmaicają liczne mniejsze strefy usko-

Rys. 4.19. Schemat geometrii stref subdukcji Źródło: Diullcz, Jaroszewski, 1994,