Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
В соответствии с разным характером деформаций, возникающих по периферии плит, различают три типа их границ. К первому, или дивергентному, относятся границы плит, вдоль которых происходят раздвижения литосферных плит с образованием рифтовых зон (см. рис. 1.2) и непрерывным рождением новой океанической коры. Такие границы называют еще конструктивными. В океанах этим границам отвечают рифтовые зоны срединноокеанских хребтов (хребтов Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей в Северном Ледовитом океане; хребтов Рейкьянес, Северо-Атлантического, Южно-Атлантического и Африканско-Антарктического в Атлантическом океане; хребтов Западно-Индийского, Аравийско-Индийского, Центрально-Индийского и Австрало-Антарктического в Индийском океане; хребтов Тихоокеанско-Антарктического, Чилийского, Галапагосского, Хуан де Фука и Восточно-Тихоокеанского поднятия в Тихом океане). На континентах к зарождающимся границам
350 300 250 200 150
100
Ось желоба 50 0 50 км
Рис. 1.7. Строение зоны субдукции литосферной плиты в районе Курильских островов. Изолиниями показана сейсмическая активность, по [139]
1 - астеносфера; 2 - подкоровая мантия; 3 — океаническая кора; 4,5 - оса-дочно-вулканическая толща; 6 - океанические осадки
такого типа относятся Восточно-Африканская риф-товая система и Байкальский рифт в Азии. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратившихся благодаря раздвижению плит из континентальных в океанские, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива Индийского океана.
К дивергентным границам плит в океанах приурочены мощнейший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах СОХ, и мелкофокусная сейсмичность. В рифтовых зонах океанов базальтовые расплавы, выплавляющиеся из разогретого и пластичного материала магматических очагов, расположенных под осевой зоной СОХ, оказываются существенно легче базальтов, слагающих океаническую кору, и в следствие этого, они достаточно быстро поднимаются к поверхности. Поэтому в пределах океанических рифтовых зон извергаются недифференцированные базальтовые расплавы. В осевой части СОХ, где глубина отделения расплавов всего 3-10 км, состав лав - преимущественно толеитовые базальты. На континентах дивергентные границы плит отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным базальтово-сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями (до 200 км). В континентальных рифтах процесс рифтогенеза сопровождается утонением литосферы и подъемом высокотемпературных мантийных расплавов. Мантийные расплавы, поднявшись в зону более легких пород континентальной коры, задерживаются в них, формируя промежуточные очаги на глубинах порядка первых десятков километров. Здесь происходят процессы дифференциации расплавов и взаимодействия их с контрастными по составу
вмещающими породами. Состав вулканических пород континентальных рифтов крайне разнообразен. Здесь представлены изверженные породы субщелочного и щелочного рядов: трахиты, трахи-андезиты, щелочные базальты, нефелиниты. Из пород нормального ряда для континентальных рифтов наиболее характерны кислые дифференциаты - от авгито-вых андезитов до липаритов.
К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит, в которых океанские литосферные плиты пододвигаются под островные дуги, либо под континентальные окраины Андийского типа (рис. 1.7). Так как на конвергентных границах происходит поглощение коры, то они еще называются деструктивными. Этим границам обычно соответствуют очень характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (достигающих по высоте 7-8 км), если поддвиг происходит под континенты.
Примерами таких границ в океанах могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также, желоба у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане. В Индийском океане это - желоба Андаманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическом океане это - желоб перед Малыми Антильскими островами в Карибском море и Южно-Сандвичев желоб перед одноименными островами в Южной Атлантике.
Сейсмофокальные зоны, отражающие пододви-гание литосферных плит в мантию, всегда наклонены («падают») под островные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений (см. рис. 1.7). Зонам поддвига плит свойственен известковощелочной магматизм. андезитового состава. Анде-зитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужных структур. Расстояние от оси глубоководного желоба до фронта вулканической зоны зависит от крутизны кровли пододвигаемой плиты и горизонтального угла подхода ее к границе плит. Обычно оно составляет 100-200 км.
