Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Были проведены детальные исследования самого крупного (90 ООО км2) хорошо обнаженного Оманского офиолита [419, 177]. Он простирается в направлении ССЗ-ЮЮВ, которое в соответствии со средним параллельным простиранием диабазового щитового дайкового комплекса близко к предполагаемому простиранию палеохребта. Размеры этого офиолитового комплекса очень велики, поскольку весь массив представляет собой большой участок океанической коры, протягивающийся на 400 км вдоль простирания комплекса, что превышает интервал между трансформными разломами на современных СОХ.
Происхождение Оманского комплекса связывают либо с условиями открытого океана [177], либо задугового бассейна. Более определенный ответ на условия формирования этого офиолитового комплекса дают детальные изучения условий осадко-накопления и корректный анализ геохимических данных. Важным параметром, определяющим внутреннюю структуру офиолитов, является скорость спрединга палеохребта.
В случае Оманского офиолита несколько факторов свидетельствуют в пользу предположения о том, что он формировался на палеохребте с быстрой скоростью спрединга [419, 420]: 1). Непрерывная и однообразная последовательность мощного комплекса слоистого габбро указывает на его формирование из хорошо выраженной магматической камеры [428], которая наиболее вероятна для быстрого спрединга. 2). При структурном картировании всего офиолитового комплекса была обнаружена только одна область Вади-Тайн, обусловленная, вероятно, нарушением, характерным для трансформного разлома. Отсутствие трансформных разломов на расстоянии более 300 км вдоль оси хребта является характерным признаком быстро раздвигающихся хребтов типа ВТП. Других следов сегментации, связанных с зонами ПЦС, обнаружено не было. 3). Расслоение и сопутствующие потоки в верхних частях перидотитовой пачки параллельны поверхности Мохо, и, видимо, остаются параллельными ей на расстоянии нескольких километров вниз по разрезу, за исключением участков диапи-ров. Поверхность потоков параллельна изотермической поверхности, отделяющей литосферу от ас теносферы. Это дает основание предполагать,что под Оманским палеохребтом изотермы в верхних слоях мантии были полого наклонены, как и в современных спрединговых хребтах [420].
Структурные исследования в переходной зоне Оманского офиолита позволили установить три важные особенности в перекрывающихся слоях, которые позволяют глубже понять строение коры и магматической камеры. Во-первых, была обнаружена поразительная структурная непрерывность между тектоническими перидотитами и слоистым габбро. Слоистость перидотитов оказалась параллельной наслоению габбро и границе палеомохо. Во-вторых, открытие заключается в том, что во многих местах слоистое габбро подвергалось воздействию интенсивных магматических потоков. Из-за значительных вращений пород, которые могут быть вызваны этими потоками, ориентация габброидных структур в настоящее время отражает поле магматического потока, а не связана с процессами кристаллизации in situ. В-третьих, все поперечные сечения показали, что слоистость верхней части габбрового комплекса изменяется таким образом, что становится параллельной слоистости соответствующих диабазовых щитовых дайковых комплексов (например, массив Вукбах).
Принимая во внимание, что траектория астеносферного потока в самых верхних частях перидоти-товой пачки параллельна поверхности раздела астеносферы и литосферы [418], можно считать поверхность магматического потока параллельной стенкам магматической камеры. Эти стенки совпадают с изотермической поверхностью, на которой расплав затвердевает. Для переходной области затвердевания магмы фракция твердое состояние/расплав близка к 70%, что соответствует достоянию базальта при температуре около 1185 С [543]. В самой верхней части магматической камеры температуру затвердевания расплава понижается на 100-200 С вследствие проникновения воды
и, как результат, приводит к большей крутизне поверхности, разделяющей магму и твердую среду. Такой вывод хорошо согласуется с наблюдениями резкого увеличения крутизны верхней части разреза габбрового расслоения.
Таким образом, форма стенок магматической камеры может быть установлена по форме изотермической0 поверхности 1185 С, которая располагается глубже уровня проникновения воды, т.е. в пределах самой камеры и по форме изотермической поверхности
1 000-1 100 С выше этого уровня. В офио-литовых комплексах, форму стенок камеры можно определить из анализа характера расслоенной поверхности.
В модели представленной на рис. 4.6, дан генерализованный разрез, составленный на основе обобщения результатов полевых геологических наблюдений. Магматическая камера здесь показана с узкой расширяющейся с глубиной кровлей. Ширина камеры на уровне Мохо не превосходит ширины мантийных диапиров и составляет около 10 км [419]. Это согласуется с предположением о том, что толеитовый расплав, проходящий через диапир, имеет достаточную подвижность и энергию, чтобы поддерживать расплавленный горизонт выше диа-пира. Близкое значение ширины камеры было получено на основе термического моделирования осевой зоны спредингового хребта при Fcnpw> 5 см/год [497]. Предполагается, что, магматическая камера должна быть заполнена достаточно вязкой корово-мантийной смесью, по крайней мере, вблизи ее стенок и подошвы на значительном расстоянии от оси хребта, ибо только при этом условии имеется возможность передавать сдвиговые напряжения, обусловленные перемещениями подстилающей астеносферы.
