Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Пятый уровень сегментации связан с нарушениями неовулканической зоны в виде мелких тектонических узлов, изгибов оси, седловин, небольших смещений без перекрытия и т.д. Величина латерального смещения оси здесь достигает нескольких сотен метров, причем осевые нарушения расположены, как правило, в районах локальных батиметрических понижений. Сегментация этого уровня связана с периодичностью тектоно-вулканического цикла, повторяющегося через 100-10 ООО лет и включающего серию извержений, со сменой гидротермальной и тектонической фаз цикла, нарушающих морфотектонику осевой зоны. Глубинные процессы, определяющие этот уровень сегментации, обусловлены существованием расплавленной фракции базальта, концентрирующейся вблизи кровли осевой камеры (линза расплава) или в локальных магматических очагах.
Шестой уровень сегментации определяется конкретными извержениями в рамках единого вулканического цикла и выражается в различной морфологии излившихся лавовых потоков.
Таким образом, сегментация СОХ является разномасштабным глобальным и фундаментальным феноменом, отражающим зависящую от времени трехмерную природу аккреционных процессов на дивергентных границах плит. В целом морфотектоническая и магматическая структура каждого более мелкого масштабного уровня сегментации причинно обусловлена процессами на предыдущих более крупных уровнях. Однако каждый масштабный уровень определяется лишь свойственными ему геодинамиче-скими процессами, контролирующими его существование, особенности строения и эволюцию.
ГЛАВА 4. ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ РИФТОВЫХ ЗОН И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ
4.1. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСЕВОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ
В современных моделях спрединга предполагается, что вулканические и плутонические породы в рифтовой зоне формируются не в результате извержения и внедрения непосредственно из мантии, а образуются в процессе дифференциации мантийных компонентов первичной магмы в неглубоких магматических камерах, представляющих собой верхнюю часть астеносферного клина под СОХ. Последнее заключение подтверждается глубинами очагов землетрясений в рифтовых зонах, в большинстве своем расположенных в диапазоне 3 -7 км [298, 296], аномально высокими фоновыми значениями теплового потока [560, 515], плотност-ными моделями рифтовой зоны [205, 347, 384, 273, 203, 33] и термическими моделями спрединга [439, 495, 561,22,212, 288].
Таким образом, можно достаточно уверенно предполагать, что под рифтовыми зонами СОХ существует обширное поднятие астеносферы, сложенное частично-разуплотненным материалом мантии, который в окрестности рифтовой оси может формировать легкоплавкие фракции частично расплавленного дифференцированного базальтового вещества, образующего магматические камеры. На основании первоначально полученных результатов Н.Слип и Ж.Мортон с соавторами [272, 498] представили возможные модели магматической камеры в рифтовых зонах СОХ (таблица 4.1).
В последние годы ¦ благодаря новой петрохими-ческой [166, 493, 421] и геофизической (прежде всего сейсмической) [225, 317, 320, 533, 164 294] информации, традиционный взгляд на магматическую камеру, как устойчивое во времени преимущественно расплавленное тело значительных размеров, существенно изменился. Подтверждению таких изменений способствовали лабораторные исследования внутренней динамики вещества магматической камеры [539, 392] и теоретические численные модели [128, 437, 23, 28, 504, 505]. К тому же модель магматической камеры дает относительно простое объяснение стратиграфии океанической коры, полученное из сейсмических данных и результатов изучения офиолитов. Верхний слой вулканитов и экструзивных подушечных лав (слой 2) формируется в результате извержений магмы непосредственно из камеры. Средний слой изотропного габбро (слой ЗА) может образовываться благодаря остыванию окраин камеры. Породы, слагающие нижнюю часть слоя 3, представлены габбро и ульт-
рабазитами, накапливающимися, по всей видимости, у основания магматического очага.
Наиболее полно анализ информации, свидетельствующей о геометрии, петрологических и геохимических свойств и внутренней динамики магматической камеры, был дан в работах [493, 164].
Уверенные свидетельства существования зон пониженных скоростей (ЗПС) сейсмических волн, ассоциируемых с внутрикоровыми очагами магмы или осевыми магматическими камерами, получены лишь для хребтов с высокими и средними скоростями раздвижения. Здесь эти зоны были установлены в результате специальных сейсмических экспериментов РОЗЕ [241] и0 МАГМА [277, 194] в рифтовой зоне ВТП на 12-13 с.ш., а также многочисленных сейсмических исследований на 9-10 с.ш. ВТП [289, 546, 317, 318, 533], на 13-21° ю.ш. [294], на хребте Хуан де Фука [412, 462] и в других районах. Кровля камеры фиксировалась при этом на глубинах 1,5-2,5 км для быстро- и 2-3 км для “средне раздвигающихся хребтов, а ширина камеры оценивалась в
2-4 км у ее вершины и 10-12 км - у основания.
Значения скоростей продольных волн внутри большей части ЗПС понижены, по сравнению с нормальными скоростями для слоя 3 океанической коры на 1 км/с. Самые низкие значения скоростей (7~5км/с) приурочены к узкой (<2 км ширины), относительно тонкой (~1 км толщины) области ЗПС, расположенной в ее верхней части непосредственно под осью спрединга [493]. Экспериментальные данные указывают на то, что значения продольных волн в базальтовых расплавах уменьшаются до V-3 км/с, по сравнению с нормальными значениями для базальтов V~6 км/с при температуре 0 С и давлении 1 атм. [390]. Причем понижение скоростей сейсмических $олн происходит уже при температурах 200-400 С.
