Читайте также:
|
|
над рифтовыми впадинами с их рыхлым осадочным заполнением
и положительные аномалии, маркирующие полосы внедрения ос-
новных и ультраосновных магматических пород.
Механизмы рифтогенеза. Физические модели образования риф-
тов учитывают наблюдаемую концентрацию растяжений в сравни-
тельно узкой полосе, где происходит соответствующее уменьшение
мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны обра-
зуется все более тонкая «.шейка» (англ, necking), вплоть до раз-
рыва н раздвига континентальной коры с их заполнением корой
океанского типа. В разных рифтах такой критический момент на-
ступает, по-видимому, при разной предельной толщине сиаличес-
кой коры (в Красноморском и Аденско.м рифтах она была утоне-
на приблизительно вдвое) и означает переход от континентально-
го рифтогенеза к океанскому.
Поскольку у земной поверхности растяжение в континенталь-
ных рифтах происходит посредством сбросовых смещений, перво-
начальная, классическая модель рифтогенеза учитывала только
эти хрупкие деформации (рис. 5.4., а). По подсчетам Ж. Анжелье
и Б. Колетты, суммарный эффект смещения по сбросам даетрастя-
жешис на 10—50% в Суэцком заливе до 501—100% в Калифорний-
ской системе н до 200% на юге области Бассейнов и Хребтов. На
одном из отрезков долины Афар подсчеты У. Мортона и Р. Блэк-
ка дали трехкратное растяжение. Столь высокие значения полу-
чили удовлетворительное объяснение в более поздних моделях, ко-
торые строились с учетом изменения механических свойств пород
с глубиной, по мере нарастания давлений и температур. Модель
Р. Смита (рис. 5.4, б) предусматривает в низах коры, под яру-
сом хрупких деформаций, существование яруса пластических де-
формаций. При этом по мере растяжения сбросы изгибаются и
выполаживаются в своей нижней части, становятся листрически-
ми. Опускание блоков по таким сбросам сопровождается их вра-
щением (опрокидыванием), а степень растяжения нарастает от
краев рифтовой зоны к ее центру. Тот же эффект может быть полу-
чен и при допущении, что в средней части коры существует еще
один, переходный, ярус деформаций, где смещение рассредоточе-
но по множеству мелких диагональных сколов или субгоризон-
тальпых поверхностей скольжения.
Все эти варианты рифтогенеза предусматривают локальное
утоление коры под действием растягивающих напряжений с обра-
зованием симметрично построенной рифтовой зоны. Д. Маккен-
зи (1978) дал количественную оценку последствий такого утоне-
ния: изостатнческое опускание коры и встречное поднятие а-сте-
носферного выступа, которому этот исследователь отводит пассив-
ную роль.
Еще одну модель, учитывающую новые данные о глубинном
строении.континентальных рифтов и свойственную многим из них
асимметрию, предложил Б. Вернике (1981). Ведущая роль отво-
дится крупному пологому (10—20°) сбросу, при образовании ко-
торого, возможно, используются внутрикоровые астеносферные
Рис. 5.4. Модели континентального рифтогенеза. По Р. Алмендингеру и др,
(1987):
.' — классическая модель симметричных горстов и грабенов; б — модель
!'. Смита и других с субгоризонтальным срывом между ярусом хрупких и яру-
гим пластичных деформаций; в — модель У. Гамильтона и других с линзовид-
мым характером деформаций; г — модель Б. Вернике, предусматривающая асим-
метричную деформацию на основе пологого сброса
слои (рис. 5.4, г). По мере растяжения висячее крыло осложня-
ется ступенчатой системой мелких листрических сбросов, в то вре-
мя как на другом крыле доминирует уступ, соответствующий плос-
кости главного сброса. С ihhm же связывают упоминавшийся вы-
ше динамотермальный метаморфизм и выход мегаморфитов па
поверхность при дальнейшем скольжении висячего крыла вниз по
сместителю. Модель Б. Вернкке удачно объясняет и ряд других
особенностей строения и развития асимметричных рифтов. При
утонении коры путем смещения по пологому сбросу астеносфер-
ный выступ должен находиться не под осевой частью рифта, а под
висячим крылом, подпирая и приподнимая его, что и наблюдает-
ся на многих профилях. -На этом же высоком борту рифта лока-
лизуется вулканизм. Подобная асимметрия хорошо выражена в
Восточно-Африканском поясе, вдоль которого чередуются рифты
с относительно приподнятым западным и восточным крылом.
С учетом новых геофизических данных не вызывает сомнения
многообразие глубинного строения зон континентального рифто-
генеза. Поэтому ни одна из перечисленных моделей не может пре-
тендовать на универсальность, а механизм формирования рифта
меняется в зависимости от таких условий, ка,к мощность, строение,
температурный режим коры и скорость растяжения.
Механизм гидравлического расклинивания. В основе всех пе-
речисленных моделей лежит компенсация растяжения коры ее ме-
ханической деформацией (хрупкой или пластичной), уменьшени-
ем мощности и образоваиием «шейки». Магматизму при этом от-
водится пассивная, роль. Между тем при наличии на глубине оча-
гов базальтовой магмы (с ее высокими жидкостными свойствами)
вступает в действие принципиально иной механизм.
Есть все основания считать, что быстрый подъем базальтовой
магмы к поверхности обеспечивается в зонах растяжения: рас-
клинивающим эффектом, который оказывает магма на породы ли-
тосферы. Представления об этом процессе основываются на изуче-
нии Линейных даек и их систем (которые рассматриваются как за-
стывшие магматические клинья) и на применении к ним теории
гидравлического разрыва горных лород. В основу легли детальные
работы по изучению третичных и палеозойских даек Шотландии,
завершившиеся обобщениями Дж. Ричи и Э. Андерсона. Уже на
этом материале определились характерные особенности линейных
даек. Как правило, они внедрены по вертикальным трещинам по-
средством р'аздвига крыльев перпендикулярно трещине без суще-
ственного уплотнения или смятия вмещающих дайку пород. Сбро-
сового или сдвигового смещения при внедрении обычно нет. Дай-
ки образуют субпараллельную систему, в пределах которой мощ-
ность даек выдерживается одноообразной.
Э. Андерсон показал активную роль магмы при формировании
дайки. Внедряясь по трещине, перпендикулярной минимальному
сжимающему напряжению, магматический расплав оказывает рас-
клинивающее действие, наращивая трещину в длину (см.
рис. 5.5, ///). Дальнейшее исследование зависимости интрузивно-
mi процесса от соотношения главных напряжений вблизи магма-
шческой камеры дали Дж. Робсон и К. Барр. Однако количест-
венное обоснование механизма внедрения дайки стало возможным
позже, в связи с разработкой теории гидроразрыва горных пород
при добыче нефти. М. Хабберт и Д. Уиллис провели аналогию
между искусственным гидроразрывом и внедрением в земную ко-
ру магматических даек. Применительно к последним вопрос спе-
циально рассмотрели А. А. Пэк и В. С. Попов.
Гидравлическим разрывом (гидроразрывом) называют про-
цесс образования и распространения трещин в горных породах под
давлением жидкости, в том числе магматического расплава. Рас-
тяжение земной коры может выразиться зияющими трещинами
отрыва лишь на самых малых глубинах — до 2—3 км. Глубже,
с увеличением всестороннего давления и температур, хрупкий от-
рыв сменяется, как уже отмечалось, скалыванием по все более
многочисленным плоскостям, а затем переходит в пластичную де-
формацию. Поскольку системы базальтовых даек берут начало на
больших глубинах, формирование их путем пассивного заполнения
зияющих трещин исключено. Единственный возможный механизм
представляет активное внедрение посредством гидроразрыва по-
род с последующим раздвиганием стенок трещины.
Для развития гидроразрыва достаточно, чтобы давление жид-
кости лишь незначительно превышало минимальное сжимающее
напряжение в породе; обычно в расчетах их отношение принима-
ют равным 1,2. Образуется гидравлический клин, фронт жидкости
подходит близко к концу трещины, но никогда не достигает его.
Расклинивающий эффект обеспечивается концентрацией напряже-
нии у вершины трещины, где распирающее ее давление нараста-
ет от вершины пропорционально кубу раскрытия трещины в соот-
ветствии со снижением гидравлического сопротивления (см.
кис. 5.5, IV). На развитие гидроразрыва мало влияют реальные
различия прочности вмещающих пород. Происходит быстрое рас-
мространение трещины хрупкого отрыва и продвигающего ее маг-
матического клина. Как показали расчеты Н. С. Севериной, теп-
лоотдача такой инъекции компенсируется выделением тепла за
гчот трения на контактах, поэтому не происходит существенного
повышения вязкости, которое замедляло бы процесс внедрения.
Согласно сейсмологическим наблюдениям В. М. Горельчик и дру-
гих в период трещин'ного извержения Толбачика на Камчатке, ба-
iальтовый клин подымался там со скоростью 100—150 м/ч.
Внедрение вертикальной дайки становится возможным, когда
••чип из главных сжимающих напряжений, направленных горизон-
ia.'ihiiio, уменьшается тектоническим растяжением. Параллельные
iniiKH, принадлежащие одному рою, по-видимому, внедрялись по-
.'юдонательно: каждый очередной гидравлический клин создавал
•>р1м>л сжимающих напряжений, который препятствовал другим
нгм'кцням, а в дальнейшем постепенно снимался тектоническим
'мгтнжс'пием.
Таким образом, при -наличии на глубине резервуара жидкой
магмы возникают условия для разрастания литосферных слоев
под действием множества параллельных гидроразрывов, в каждом
из которых нагнетание расплава приводит к раздвнгу вмещающих
пород. Магматическая подстилка инъецируемого дайками слоя ли-
тосферы дает необходимую свободу горизонтального скольжения.
Возможно поочередное или совместное (на разных уровнях) про-
явление как гидравлического расклинивания, так и механического
растяжения в одной рифтовой зоне.
Для континентальных рифтов механизм гидравлического рас-
клинивания становится значимым на завершающем этапе их раз-
вития, когда утонение коры приближается к критическим величи-
нам, а снижение нагрузки на астеносферньш выступ способствует
большему отделению базальтовых выплавок. Именно в таких ус-
ловиях на западном борту рифта Афар появляются продольные
рои параллельных даек, обнаруженные П. Мором (1983) и свя-
занные с базальтовым вулканизмом. В Красноморском рифте по-
добная фаза началась около 50 млн лет назад и усилилась 30' млн
лет назад, когда в древнюю гранитную кору внедрились мощные
реи параллельных даек контрастного состава (от толеитовых ба-
зальтов до гранофиров), которые прослеживаются вдоль северо-
восточного побережья. Только 5 млн лет назад магматические
клинья сконцентрировались в узкой полосе, обусловив отрыв Ара-
вийской плиты. Континентальный рифтогенез сменился океанским,
который продолжается по настоящее время.
В тех случаях, когда развитие континентального рифта пре-
кращается на более ранней стадии, он сохраняется как ослаблен-
ная зона, борозда на континентальной плите, примером чему слу-
жат авлакогены (см. гл. 13).
\\^ 5.3. Океанский рифтогенез (спрединг)
Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг по-
средством магматического расклинивания, может, таким образом,
развиваться как прямое продолжение континентального. Вместе
с тем многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского
океанов изначально закладывались на океанской литосфере в
связи с перестройками движения плит и отмиранием более ран-
них рифтовых зон.
Предположение о формировании земной коры в срединно-
океанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией, подъе-
ме и кристаллизации базальтовой магмы высказывал А. Холмс
еще в 30-х и 40-х годах, уподобив расходящуюся от активной зо-
ны океанскую кору бесконечным лентам транспортера. Эта идея
получила дальнейшее развитие после того, как Г. Хесс (1960) по-
ложил ее в основу представлений об эволюции океанов. Р. Дити
(1961) ввел термин спрединг морского дна (англ, spread — развер-
тывать, расстилать). Вскоре Г. Бодварсон и Дж. Уокер. (1964)
предложили механизм разрастания океанской коры посредством
даек, который оказался в центре внимания на симпо-
нуме «Исландия и срединно-океанские хребты» и положил нача-
н) расшифровке тектономагматических процессов, формирующих
пру в зо(не спрединга. Интенсивные исследования последующих
ич'ятилетий, включавшие глубоководное бурение и детальную
ы'мку зон спрединга с применением обитаемых подводных аппа-
ратов, дали для этого большой новый материал.
Спрединг в Исландии, Для понимания океанского рифтогенеза
пгобый интерес представляют данные по Исландии, где на протя-
ко.нии 350 км Срединно-Атлантический хребет приподнят над
•ровней моря. История повторяющихся трещинных излияний ба-
•альтов известна там на протяжении тысячелетия, а с прошлого
л'.ка ведутся специальные геологические исследования, которые
• или дополнены в дальнейшем геофизическими и высокоточными
содезическимп наблюдениями. Современная тектоническая и
нулканическая активность сосредоточена в субмеридиональных
моовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной
части. Самые молодые базальты, соответствующие эпохе Брюнес,
приурочены к их оси. Они окаймляются базальтами с возрастом
0,7—4 млн лет, далее из-под них выступает мощная серия илато-
•азальтов вплоть до среднемиоценовых (16 млн лет), залегающих
преобладанием встречного наклона в сторону неовулканических
.он. Характерно, что в обратном направлении (от осевых зон) ба-
;альтовые покровы уменьшаются в мощности и последовательно
пыклиниваются, начиная от относительно молодых. В результате
II любой точке наклон базальтов сверху вниз возрастает: от гори-
•.'жтального залегания вблизи уже эродированной кровли плато-
па.чальтов до 3—4° на отметках около 1000 м, 7—8° на уровне мо-
ря и приблизительно 20° на глубине (2000 м (по данным бурения).
Каждое трещинное излияние оставляет горизонтально зале-
гающий (и выклинивающийся вкрест простирания зоны) базаль-
мжый покров мощностью до 10 м и более, а также его подводя-
щий канал — вертикальную дайку долерита шириной чаще всего
I 'Л м, ориентированную перпендикулярно оси минимальных сжи-
мающих напряжений, т. е. вдоль рифтовой зоны. Каждое следую-
щее извержение добавляет один базальтовый покров и одну дай-
.v, поэтому вниз по разрезу платобазальтов даек становится все
•шлице. Этот вопрос специально исследовал Дж. Уокер в Восточ-
• |')Ц Исландии. Он установил закономерное уменьшение количест-
'1.1 даек при подъеме от уровня моря к водораздельным отметкам
к)()0— '1100 м и экстраполировал их дальнейшее убывание по^ли-
'|"|"нюй зависимости. Все такие графики показали полное выкли-
мныние даек на отметках 1350—1650 м, т. е. именно там, где
|'ШЖ1ш была находиться первичная кровля платобазальтов. Пред-
i'i.iiariic-тся, что ниже уровня моря количество даек соответствен-
ш нарастает.
По мере напластования платобазальтов происходит их гравита-
iiuiiiiidc проседание, в значительной степени компенсационное но
" 'НИЦ.ЧШЮ к питающему магматическому очагу, который прогле-
Рис. 5.5. Модель формирования второго слоя океанской коры в Исландии,
Срединно-Атлантическая зона спрединга:
/ — кинематическая схема Г. Пальмасона (1973): траектории перемещения из-
лившихся базальтов (пунктир) и изохроны их перемещения (сплошные линии)
в процессе раздвига и изостатического опускания. // — схема II. Гибсона а
А. Гиббса (1987), поясняющая механизм спрединга посредством внедрения даек
и поверхностных излияний базальта: расклинивающее воздействие даек опре-
деляет раздвиг, проседание под нагрузкой базальтов формирует веерообразные
моноклинали по обе стороны от осевой зоны (К — комплекс параллельных да-
ек). /// — внедрение базальтовой дайки в плоскости, перпендикулярной мини-
мальному сжимающему напряжению, по Э. Андерсону и М. Хаберту. IV — ба-
зальтовая дайка как гидравлический клин: эпюра распирающих трещину на-
пряжений (Р), которые резко убывают к вершине гидравлического клина обрат-
но пропорционально кубу раскрытия трещины, что создает там концентрацию
напряжений, расклинивающий эффект и продвижение клина (по А. А. Пэку,
1968): / — длина трещины; со — раскрытие трещины: Рк— давление нагнетаемой
жидкости у начала трещины; Ръ— боковые напряжения, сжимающие трещину
жен магнитотеллурическим зондированием. Одновременно по ме-
ре внедрения все новых параллельных даек долерита происходит
раздвиг на величину суммарной их мощности. На основании та-
ких наблюдений Г. Бодварсон и Дж. Уокер предложили механизм
разрастания земной коры посредством внедрения даек. На
рис. 5.5, / из более поздней публикации Г. Пальмасона (1973)
этот механизм поясняется кинематической схемой. На ней показа-
ны расчетные траектории и изохроны перемещения новообразо-
ванных в осевой зоне пород в ходе их последующего опускания и
отодвигания по одну сторону от оси. Схема И. Гибсона и А. Гиб-
бса (рис. 5.5, //) иллюстрирует все нарастающий наклон платоба-
зальтов на глубине и строение веерообразных моноклиналей, ко-
торые формируются по обе стороны от осевой зоны по мере про-
седания изливающихся базальтов и расклинивания активной зоны
дайками. Последние при внедрении вертикальны, а в дальнейшем
наклоняются вместе с вмещающими платобазальтами. В конечном
результате происходит новообразование второго слоя океанской
коры.
Реальное воплощение этой модели в Исландии осложняется
многократными латеральными «перескоками» оси трещинных из-
лияний в пределах вулканической зоны и даже смещением всей
этой зоны. Кроме того, некоторая часть растяжения приходится на
сбросы и открытые трещины, т. е. раздвиги. Полагают, что такие
структуры компенсируют наверху внедрение тех даек, которые не
достигли поверхности. В частности, экранированные дайки, веро-
ятно, завершаются долеритовыми силлами, которых немало сре-
ди платобазальтов. Кроме того, при трещинных излияниях часть
базальтовой магмы распространяется от вулканически-активного
участка по простиранию зоны путем продольного прорастания да-
ек. По данным Г. Сигурдсона, несколько таких внедрений произо-
шло после трещинного извержения Краблы 1975 г., их продвиже-
ние со скоростью нескольких сотен метров в час сопровождалось
сейсмическими толчками и проседанием поверхности в полосе ши-
риной в первые километры. Общая величина проседания достига-
ла 1,5 м, в том числе амплитуда смещения по некоторым сбро-
сам — до 1 м.
Использование наблюдений по Исландии, несмотря на их де-
тальность и надежность, ограничено аномальностью этого отрезка
срединно-океанского хребта относительно обычных подводных зон
спрединга. Мощность океанской коры здесь намного выше нор-
мальной (до 40 км), что устойчиво поддерживает поверхность ост-
рова над уровнем моря в течение всей его геологической истории.
Учитывая характерные геохимические особенности исландских ба-
зальтов, это объясняют прохождением оси спрединга 'над мантий-
ной струей, подымающей вещество из глубоких частей мантии и
увеличивающей скорость поступления базальтового расплава, ко-
юрый формирует океанскую кору повышенной мощности (см. гл.
.(и 7).
Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах. С помощью
•обитаемых подводных аппаратов к 'Настоящему времени подробно
изучен целый ряд отрезков рифтовых зон океана. Начало этим
.работам положила франко-американская программа FAMOUS, по
которой в 1974—1975 гг. были задартированы участки Срединно-
Атлантического хребта к юго-западу от Азорских островов, распо-
ложенные в рифтовой долине, на трансформном разломе и на их
сочленении. Сейсмически- и вулканически-активная осевая часть
рифтовой долины на изученном отрезке оказалась построенной
симметрично (см. рис. 10.1, //). По обе стороны от недавно.из-
лившихся подушечлых лав, образующих вытянутые вдоль про-
дольных трещин насыпи, «а расстояние 1,5 км в одну и другую
сторону прослежены продукты все более ранних трещинных извер-
жений, что удалось установить по толщине.корок выветривания
на лавовых подушках.
Впоследствии южнее, в районе разлома Кейн, подобные иссле-
дования по программе MARK охватили сразу несколько разделен-
ных разломами сегментов Средипно-Атлантического хребта об-
щей протяженностью около 80 км (см. рис. 10.1, /, IV, V, VII).
Обнаружилось, что даже столь дробные отр.езки имеют между,.со-
бой отчетливые структурные различия и что в ходе спрединга
активный раздвиг смещался с одного сегмента на-другой. Таким
•образом, разрастание хребта представляет собой суммарный-.эф-
фект всех этих локальных эпизодов. На профилях видно, что.,,и в
периоды отсутствия трещннных излияний продолжается растяже-
ние, выраженное ступенчатыми сбросами. На некоторых сегмен-
тах часть раздвига компенсирована подъемом тектонических
блоков габбро и серпентинизированных перидотитов, т. е. пород
111 слоя океанской коры и литосферной мантии.
Как показали дальнейшие глубоководные исследования, • эти
наблюдения неслучайны. Зоны с невысокими скоростями спредин-
га, такие как Средипно-Атлантическая, распадаются на сегменты.
в каждом из которых собственно спрединг (магматический, кон-
структивный) чередуется с фазами структурного, деформационно-
го рифтогенеза, схожего с континентальным, когда происходит
растяжение и утонение коры. В эти фазы образуются или поднов-
ляются ограниченные сбросами рифтовые долины, которые,: как
и на континентах, в одних случаях симметричны, в других, на-
против, согласуются с моделью Б. Вериике о деформациях на: ос-
нове крупного пологого сброса. Согласно А. Карсону (1992), про-
должительность таких чередующихся фаз достигает десятков н
первых сотен тысяч лет. При этом соседние сегменты хребта з
одно и то же время могут находиться з разной фазе. :
Поскольку каждый сегмент проходит через растяжение со
сбросообразованием, центральные рифтовые долины наблюдаются
в низкоскоростных зонах спрединга на всем их протяжении. Для
высокоскоростных, таких как Восточно-Тихоокеанская, рифтовые
долины нехарактерны и в их развитии отчетливо доминирует маг-
матический спрединг. При этом в них замечена устойчивость ось1
трещинных излияний, в отличие от зон атлантического типа, где
передки латеральное блуждание и мелкие «перескоки» магмати-
ческой осп, подобные тем, которые в наземных условиях наблю-
даются в Исландии.
В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тес-
ном' континентальном обрамлении, возможна быстрая седимента-
ция; препятствующая свободным трещинным излияниям и фор-
мированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки
заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установ-
лено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.
К вулканическим зонам срединно-океанских хребтов приуро-
чены выходы высокотемпературных гидротерм, особенно многочис-
ленные при высоких скоростях спрединга. С ними связаны медно-
цинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные
осадки, а также зеленокамешюе изменение базальтов.
Формирование океанской коры в зонах спрединга. Современ-
ные представления о механизмах формирования океанской коры
основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга в со-
поставлении с данными глубоководного бурения, а также деталь-
ного изучения офирлитов — фрагментов древней океанской коры
на.континентах (см. гл. 12). Образование II слоя с базальтовой
верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек
внизу уже рассмотрено выше как результат последовательного
гидравлического расклинивания. Очаги базальтового, расплава,
питающие магматические клинья, удалось к 'настоящему.времени
оконтурить многоканальным сейсмопрофилированием, но только
в средне- и высокоскоростных зонах спрединга. Протягиваясь про-
дольно, эти очаги невелики в поперечном сечении, при ширине
около 1 -км и высоте всего лишь ib несколько сотен.метров они
находятся на глубине 1—2 км от поверхности. В частности, в Вос-
точно-Тихоокеанском поясе на 9°30' с. ш., по данным Р. Детрика
н др. (1S37), верхняя граница магматического очага прослежена
на глубине менее 1 км, а новообразованная океанская кора над
пей представлена только слоем II.
В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела
массивных габбро-диабазов и мцкрогаббро, которые прорывают
омплекс параллельных даек и в свою очередь могут пересекать-
я более поздними дайковыми комплексами.
По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга
ц мосте с ней удаляется от питающей системы и соответствующая
•i.-итг. магматического резервуара. Она уже не пополняется базаль-
и him ми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источ-
ником тепла и охлаждается в условиях, благо-приятных для крис-
'л,1./ш:;ационной дифференциации (см. рис. 2.3, внизу). Так, под
II слоем формируется III слой океанской коры — расслоенный
'(Mii./10'Кс габброидов, в котором бывают представлены градации
'I1 ломкократовых разностей в верхах до дунитовых кумулнтон в
Небольшие количества остаточного расплава иногда от-
жимаются, образуя мелкие внедрения плагногранитов, комагма-
тичных всей остальной серии пород.
Позже, в ходе перемещения уже двуслойной океанской коры
из осевой зоны на склон срединного хребта, становится возмож-
ным устойчивое накопление осадков, формируется I слой, который
пополняется в течение всего существования океанского бассейна.
Одновременно внизу, в основании коры, начинается охлаждение и
консолидация астеносферного рестита, оставшегося после отделе-
ния базальтовой выплавки. Кристаллизуются перидотиты (глав-
ным образом гарцбургиты), 'наращивающие океанскую литосферу
снизу, их толщина в самых древних, юрских, частях Мирового
океана достигает '80 км и более. Возрастание доли перидотитов в
разрезе океанской литосферы ведет к увеличению ее средней плот-
ности и к изостатическому погружению. Соответствующая зависи-
мость глубины океана от возраста дна выражается эмпирической
формулой Слейтера (см. рис. 10.6) и определяет само существова-
ние срединно-океа-нских хребтов как форм подводного рельефа, а
также профиль перехода от их склонов к абиссальным равнинам
и дальнейшее общее нарастание глубин при удалении от средин-
ного хребта.
При консолидации перидотита в основании литосферы в нем
фиксируется ориентировка оливина и других минералов, марки-
рующая направление течений астеносферного вещества. Под со-
временными срединными хребтами, судя по скоростной азимуталь-
ной анизотропии астеносферы, такие течения направлены от хреб-
тов. Исследуя ориентировку оливина в крупном фрагменте океан-
ской коры мелового возраста — Оманском офиолитовом аллохто-
не, А. Николя (1939) определил относительное направление асте-
носферных течений близ зоны спрединга того времени.
Линейные магнитные аномалии и определение скорости спре-
динга. Изучение характерных для океанской коры линейных маг-
нитных аномалий с чередованием прямой и обратной полярности
уже в 60-х годах обнаружило ряд закономерностей. 1. Линейные
аномалии следуют параллельно сейсмически- и магматически-ак-
тивной оси рифтовых зон океана и размещаются симметрично по
отношению к этой оси. 2. В любой активной рифтовой зоне Миро-
вого океана опознается одна и та же последовательность анома-
лий, повторяются характерные особенности каждой аномалии. По-
этому оказалось полезным маркировать их и были приняты по-
рядковые номера, исчисляемые от оси спрединга. 3. Расстояние
между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах мо-
жет быть различным. Оно не остается постоянным и при просле-
живании вдоль одной и той же протяженной зоны. 4. В некоторых
случаях симметрия системы линейных аномалий относительно риф-
товой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии разме-
щаются сжато, по' другую — разреженно.
Убедительное объяснение этих закономерностей предложили в
1963 г. Ф. Вайн и Д. Мэтьюз из Кембриджского университета.
Взяв за основу идеи Г. Хесса и Р. Дитца о спрединге, они выска-
зали предположение, что при кристаллизации базальтовой магмы
в зоне раздвига термоостаточная намагниченность фиксирует в
горных породах геомагнитные характеристики. По мере своего фор-
мирования океанская кора отодвигается от оси спрединга и, по-
добно магнитной ленте, записывает вариации геомагнитного поля,
в том числе инверсии его полярности. Поскольку наращивание
происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две дуб-
лирующие одна другую магнитные записи. Расстояние между од-
ноименными аномалиями на разных пересечениях варьирует в за-
висимости от скорости спрединга. По этой же причине оно может
различаться и на едином пересечении, если в одну сторону спре-
динг развивается быстрее, чем в другую.
Гипотеза Вайна — Мэтьюза открыла возможность определения
скорости спрединга по расстоянию между аномалиями при усло-
вии датирования этих аномалий. Были использованы успехи маг-
нитостратиграфии вулканических и осадочных пород континентов,
поскольку и опрединг, и напластование слоистых толщ дают запись
одних и тех же вариаций геомагнитного поля, хотя и развернутую
в первом случае по горизонтали, а во втором — по вертикали.
Для самых верхов магнитостратиграфического разреза точность
радиологического определения возраста оказалась достаточной
для детальной магнитохронологической шкалы. Такая шкала, соз-
данная А. Коксом (1966), охватила последние 3,5 млн лет. Срав-
нение и успешное совмещение этой шкалы с аномалийным профи-
лем зон спрединга датировали самые молодые аномалии (рис. 5.6).
Полученные исходя из этих результатов скорости, которые при-
нято исчислять относительно оси спрединга (отдельно в каждую
сторону от нее), варьируют от 1,5 до 15—18 см/год. Максималь-
ные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском подня-
тии — от 13 до 23i° ю. ш.
Согласно гипотезе Вайна — Мэтьюза, линейные магнитные ано-
малии — это изохроны океанской коры, что полностью подтверди-
лось при глубоководном бурении. Как выяснилось, аномалии коре-
нятся главным образом в базальтах и долеритовых дайках II
слоя. Созданная Дж. Хейртцлером и др. (1968), Р. Ларсоном и
У. Питманом (1972) глобальная аномалийная шкала в дальней-
шем дополнялась и уточнялась. Ее начинают аномалии 1—34, по-
следняя из которых, имеющая нормальную полярность, занимает
широкую полосу океанского дна и трактуется как «меловая зона
спокойного магнитного поля» (84—118 млн лет). Далее следуют
аномалии МО-М39 с датировками вплоть до 171 млн лет. Они ох-
натызают, в частности, и те области океана, которые рассматрива-
лись прежде как «юрская зона спокойного магнитного поля» и где
<">ыла все же выявлена система слабоамплитудных аномалий.
Как справедливо писал Ф. Вайн, «счастливое сочетание двух
i юбальных земных процессов — спрединга морского дна и гео-
магнитных инверсий» стало ключом к восстановлению эволюции
океанов, а для позднего мезозоя — кайнозоя и всей глобальной сн-
ггеми относительного перемещения литосферных плит.
quot; 83
частичного плавления геохимически истощенной (деплетирован-
ной) мантии на сравнительно небольших глубинах. При этом сте-
пень плавления исходных пород была высокой, что выразилось, в
частности, обогащенностью расплава элементами группы железа.
На деплетированность мантийного источника.(которую объясняют
массовым выносом подвижных элементов в верхние оболочки Зем-
ли еще в раннем протерозое) указывают и изотопные характерис-
тики. Отношение 87Sr/SBSr в N-MORB около 0,7025, что заметно
ниже значений, отвечающих нормальному накоплению в мантии
радиогенного 87Sr при допущении исходного хондритового соста-
ва с рубидий-стронциевым отношением 0,026—0,034. Предполага-
ется, что в геологическом прошлом вынос рубидия, более подвиж-
ного, чем стронций, снизил это отношение приблизительно.до со-
временного (0,006). Преимущественным выносом из мантии U4Nd
(Он • подвижней, чем 147Sm, распад которого дает U3Nd) объясня-
ют наблюдаемые отношения 143Nd/144Nd и соответствующие им вы-
сокие (около +Ю) значения меры изотопного состава f^d-
Нормальным океанским толеитам противопоставляются ба-
зальты геохимически обогащенного типа E-MORB (англ, enriched),
обозначаемого также P-MORB (англ, plume — струя), поскольку
появление в зоне спрединга обогащенных некогерентными элемен-
тами базальтов, в частности в Исландии, связывают с горячими
точками — с подъемом мантийных струй, несущих вещество из
неистощенных низов мантии. Выразительны редкоземельные спект-
ры этих базальтов с гораздо более высокими, чем в нормальных
толеитах, содержаниями легких редких земель. Выделяют и пе-
реходный геохимический тип базальтов T-MORB (англ, transi-
tional), степень обогащенности которых нарастает при прибли-
жении к горячим точкам.
Особенно важны данные о содержании в базальтах таких эле-
ментов, как торий, тантал, гафний, которые устойчивы при по-
следующих вторичных изменениях пород и поэтому надежны при
использовании химических данных для реконструкций (см.
рис. 5.10, //).
В случае дифференциации первичной базальтовой магмы в зо-
нах спрединга обычно проявляется так называемый «толеитовый»
тренд с накоплением железа на ранних стадиях процесса. Трен-
ды дифференциации, наряду с составом, широко используются
для распознавания и разграничения базальтоидов разных геоди-
намических обстановок.
Вариации состава базальтов в срединно-океанских хребтах" об-
наруживают связь с тектонической сегментацией. Согласно
Дж. Синтону (1990), крупные, длиной в сотни километров, отрез-
ки зон спрединга различаются такими геохимическими особеннос-
тями базальтов, которые лучше всего объясняются неодинаковым
составом исходного мантийного вещества. Вариации состава ба-
зальтов при сравнении сегментов длиной в десятки километров
обусловлены преимущественно степенью парциального плавле-
ния. Наконец, для самой дробной сегментации, измеряемой кШю-
мгграми, вариации базальтов отражают главным образом разную
глубину плавления. На все эти вариации накладывается зависи-
мость состава базальтовых магм от скорости спрединга (см. ни-
же).
Базальты окраинных морей, формирующиеся в задуговых зо-
нах спрединга, иногда неотличимы по составу от базальтов сре-
динно-океанских хребтов. Вместе с тем, как показали А. Сон-
дере и Дж. Тарни (1984), среди них представлены разности с
геохимическими признаками, которые сближают их с островодуж-
пыми толеитами.
Остается неясным вопрос о каких-либо направленных измене-
ниях базальтовых выплавок в ходе эволюции зоны спрединга от
ее заложения и до раскрытия бассейна океанских размеров. Та-
кие направленные изменения установлены в составе мантийных
реститов по образцам перидотитов, взятых в осевой зоне юных си-
стем спрединга (с острова Забаргад в Красном море), микро-
океанов и зрелых океанских бассейнов. Согласно Э. Бонат-
ти (1988), по мере эволюции зоны спрединга и расширения окру-
жающего ее бассейна возрастают температура выплавки базаль-
товой магмы (определяемая по пироксеновому термометру) и
геохимическая деплетированность мантийных реститов. С. А. Па-
ланджян (1991) рассмотрел и использовал при палеотектоничес-
ком анализе направленные изменения состава минералов в пери-
дотитах, в частности распределение окиси хрома между шпинелью
и ортопироксеном.
Сопоставление низко- и высокоскоростных зон спрединга.
Скорость спрединга, варьирующая от 1,5 до 15—18 см/год, опре-
деленным образом связана с особенностями глубинного строения и
режима, с поверхностной тектонической структурой и рельефом, а
также с характером вулканизма, петрографическими и геохимичес-
кими особенностями его продуктов. Обычно считают низкими ско-
рости спрединга менее 3 см/год, средними — 3—7 см/год, высо-
кими — более 7 см/год.
Тектонотипом низ.коскоростных зон служит Срединно-Атланти-
мгский хребет, высокоскоростных — Восточно-Тихоокеанское под-
нятие. Уже в географических названиях — хребет (англ, ridge)
и поднятие (англ, rise) — отразилось различие рельефа этих круп-
нейших поясов. При медленном спрединге образуется сравнитель-
но узкий подводный хребет с отчетливо выраженной, ограничен-
ной сбросами центральной рифтовой долиной, к осевой части ко-
мфой приурочен вулканизм (см. гл. 10). При быстром спрединге
появляется обширное вздутие океанской литосферы, вдоль него
имссто центральной долины протягивается система мелких грабе-
iiod и горстов (рис. 5.11). Воздымание литосферы связывают с
более свободным подъемом разогретой астеносферы, что способст-
nyi'T более полному соответствию рельефа изостатическому равно-
ценно. Полагают, что таким образом, через рельеф срединно-
океапских поднятий, вытесняющих массы морской воды на конти-
нентальные шельфы, скорости спрединга контролируют эвстати-
АКТИВНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
ВОЗРАСТ 15 МЛН ЛЕТ
I АКТИВНАЯ ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЗОНА
Г" '•'•• 1 | •-—"-.;.:—7^,-.•;•:.••_•.-. • • j _ л • -|Г1:,;^ l i^,- •'.'-'.".' :::'>"•' ' '-- • •.•:.•:•.-.-".-.•-•'] | |||
v! i/ | ||||
ВОЗРАСТ 6 МЛН ЛЕТ \\\\ | ||||
. ^ — -пт^гТМ«г^г- | - — ______ 3-7"Уг„л | |||
II *'•:-••. | l _____ _— -тг-^TV; •'-'-;.'. ';'-|-^:i -';--'•': ' •..••--.-•-.•.-.• •.-••7-^—....,..—. | |||
|ji I | ||||
B03F | >АСТЗМЛНЛЕТ 'j.1,. [^^ _______ _ > /см/год | |||
in f — ^^ | ||||
111)•..••• | '•'• '— ' • ' •<•'''•" — ^ —— ' ''.";.':.'•.' •.'.'-'.-•.'• '••;;'' -'^ •"•''•' '•'^',:;-1.: ^;' •'•'.'•'.-.';;'.' > •;.-.".••' j | |||
150 100 SO 0 50 1OO ISO 2 DO | ||||
расстояние от оси хребта, км | ||||
ПОДУШЕЧНЫЕ БАЗАЛЬТЫ (%) | ||||
100 80 | SO 40 ZO 0, _,х | |||
< | _._ j т ———! | ПО^при^рО 1-l.ZJ | ||
О ^15 • | в 1 9 i in тг | 1,S| | . | |
"- | • | |||
4 ^ "" ^ | ||||
*! | А • ^^"^^ | |||
1ю с[ LJ | _ | 16 17 | |.г | '• /: ВТ-2 |
0. с: | 7 вт-1 | |||
о | 4| 15 | / | ||
л 5 | h к /• | |||
t- CJ | г | |||
|0 | ^г,, | 0,8 | . 1 1 1 (1 | |
^> 0^ ———————— | W 60 80 №0 2 S 10 см/год | |||
5 АЗАЛ | ЬТОВЫЕ ПОКРОВЫ,"/» |
Рис. 5.11. Зависимость рельефа срединно-океанского хребта, морфологии ба-
зальтовых лав и их химического состава от скорости спрединга. Профили — по
Р. Экиньяну, 1984 (/ — Средннно-Атлангический хребет; //, /// — Восточно-
Тихоокеанское поднятие). Процентные соотношения подушечных лав и базаль-
товых покровов, по Э. Бонатти и К. Харрисону, 1988 (/ — Красное море,
18° с. ш.; 2 — Срединно-Атлантический хребет, 37° с. ш.; 3 — рифт Галапагос,
86° з. д., 4—12 — Восточно-Тихоокеанское поднятие, в том числе 4, 5,— 21°с. ш.,
6, 7 — 12°50' с. ш., «— 20° ю. ш., 5 —2ГЗО' ю. ш., 10 — 18°30' ю. ш., 11 —
17°30' ю. ш., 12 — 20° ю. ш.). График содержаний окиси титана, по В. В. Мат-
веенкову, 1983 (К —Красное море, 18° с. ш.; А — Срединно-Атлантический хре-
бет, 37° с. ш., ВТ-1 — Восточно-Тихоокеанское поднятие. 21° с. ш.: ВТ-2 — там
же, 9° с. ш.)
ческие колебания уровня Мирового океана («тектоноэвстазия»).
Поэтому эвстатическая кривая дает представление о крупных ва-
риациях глобальной интенсивности спрединга (см. рис. 17.1).
Обособление базальтовой магмы, предшествующее ее выходу
на поверхность, также зависит от скорости спрединга. В низкоско-
ростных зонах магматические очаги до сих пор не установлены,
подъем базальтового расплава, по-видимому, рассредоточен, что
согласуется с наблюдениями о непостоянстве оси трещинных из-
лияний в таких зонах в отличие от высокоскоростных.
86
При малых скоростях спрединга базальтовая магма выходит
и;i поверхность при температуре и вязкости, способствующих об-
разованию подушечных лав, которые в виде насыпи нагромож-
даются непосредственно над подводящей трещиной. Чем выше
скорости спрединга, тем больше условий для быстрого подъема
магмы, тем выше температура и ниже вязкость изливающейся ла-
пы. Поэтому она все реже проявляет сферическое строение, все
чаще вместо подушечных лав при подводных трещинных излияни-
ях образуются базальтовые покровы, похожие па платобазальты
континентов. Так, съемка с помощью многолучевого сонара бо-
кового обзора показала, что при извержении на Восточно-Тихо-
океанском поднятии у 8° ю. ш. базальтовая лава разлилась на
расстояние до 18 км от осевой трещины, образовав покров пло-
щадью около 220 км2.
Текучесть базальтовых лав в таких условиях может быть очень
высокой и известны базальтовые покровы толщиной всего лишь
0,2 м Наблюдались лавовые озера. На диаграмме (см. рис. 5.11)
видно вполне закономерное соотношение подушечных лав и лаво-
вых покровов в осевой части рифтовых зон с разной скоростью
•спрединга.
Согласно В. В. Матвеенкову (1983), при малых скоростях
спрединга, затрудняющих выход базальтовой магмы на поверх-
ность, возрастает степень ее дифференциации, появляются пор-
фировые и.даже крупнопорфировые разности базальтов. Однако,
судя по более поздним данным У. Мелсона (1993), эта зависи-
мость не столь однозначна.
Различие условий отделения базальтового расплава при раз-
ных скоростях спрединга выражается не только в объемах маг-
мы, поступающей на единицу длины рифтовой зоны, но и в ее
геохимических особенностях, что важно для палеотектонических
реконструкций. Дж. Морел и Р. Экиньян (1980) обнаружили воз-
растание содержаний титана и отношения железа к магнию с
увеличением скорости спрединга, эта зависимость была в даль-
нейшем уточнена (см. рис. 5.11).
Дата добавления: 2014-12-18; просмотров: 79 | Поможем написать вашу работу | Нарушение авторских прав |