Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
С внешней стороны рифтовой долины (сразу же за внешними стенками) начинаются рифтовые горы (см. рис. 2.1, е, ж). Топография рифтовых гор определяется сбросовыми разломами с высотой сбросов, достигающей 300 м. Крупные уступы вытянуты вдоль простирания каждого хребта на расстояние 4-8 км, а более мелкие (с амплитудой 50-100 м) простираются в виде отдельных отрезков в том же направлении на 0,5-1,5 км [374, 231]. Для пририфтовых гор типичны опрокинутые блоки. Сейсмичность здесь резко уменьшается по сравнению с уровнем сейсмичности на внешних и внутренних стенках, но значительное увеличение плот-
ности разломов предполагает наличие активных нормальных сбросов в коре пририфтовых гор, по крайнем мере, до возраста 1,5 млн лет.
Исследования в других районах САХ - на 20°с.ш., на 41°с.ш., на 45°с.ш., а также на хребте Горда показали, что структуры, рассмотренные выше, 'являются типичными для медленно раздвигающихся хребтов. Однако их размеры могут немного варьировать в каждом конкретном случае. Средние размеры сечения рифтовых долин (ограниченных внешними стенками) при этом меняются незначительно.
Гребневые зоны быстро раздвигающихся хребтов в отличие от медленно раздвигающихся не имеют такой морфотектонической структуры, как срединная долина [354, 358]. Рельеф здесь постепенно понижается почти от самой оси и осложнен лишь локальными грабенами и горстами; часто гребень хребта представляет собой приподнятый на 0,3-0,8 км блок шириной 15-25 км [360, 207]. Типичный рельеф рифтовой зоны быстро раздвигающегося хребта показан на рис. 2.1, а-г и рис. 2.2. Здесь представлены поперечные профили через рифтовую зону ВТП, где скорость раздвижения достигает 16 см/год. На рис. 2.2, а, б, видно, что рельеф осевой зоны хребта характеризуется поднятием треугольной, купольной или трапециевидной формы, центральная часть которого нарушается вершинным грабеном глубиной в первые десятки метров [358, 379, 377]. Стенки, ограничивающие вершинный осевой грабен, представляют собой почти вертикальные сбросы с видимым вертикальным смещением 6-10 м. Ширина этого линейно вытянутого на десятки километров грабена может варьировать от нескольких десятков до 2000 м, а глубина достигать 100 м, так что отношение ширины к глубине обычно бывает больше 10 (см. рис. 2.1, в, г, д\ рис. 2.2, а, б).
Осевой вершинный грабен ограничен нормальными сбросами и в значительной степени представляет собой структуру растяжения [245]. При еще более детальных исследованиях было установлено, что в пределах осевого вершинного грабена отчетливо выделяются узкие (шири-
ной 40-200 м) и мелкие (<15 м глубиной) внутренние троги, протягивающиеся синусоидальным эшелоном на расстояние 100-1000 м (см. рис. 2.2, в). Вследствие своего явного вулканического характера эти осевые троги были названы осевыми вершинными кальдерами [283], или осевыми вершинными трогами обрушения [245].
Непосредственно за областью разломов, ограничивающих вершинный грабен, с каждой из его сторон следует плавно понижающийся рельеф типичного вулканического поля, изредка осложнен-
« 20 000 лет от начала спрединга
* 40 ООО лет
ж 60 000 лет
-2512 «- -25Н
X
-2516
,5
-2518
----'Гъ'*' ^
А я
и
4550 4600 4650 4700 4750 4800 4850
Расстояние, м
Рис. 2.2. Батиметрические профили через рифтовую зону быстро раздвигающихся хребтов
а - ВТП вблизи 3°25'ю. ш., по [354]; б - характерные формы поперечного сечения осевого поднятия (сверху вниз: треугольная, купольная, трапецевидная), по [377]; в - поперечное сечение через осевой вершинный грабен и осевую кальдеру (трог) обрушения, по [245]
ный поднятиями более поздних вулканических извержений. Подобно ситуации в медленно раздвигающихся хребтах по мере удаления от оси на 800-1000 м постепенно понижающийся склон вулканического поля сменяется резко расчлененными участками горсто-грабеновых зон. Многочисленные разломы, сбросы и трещины, наблюдающиеся здесь, вытянуты параллельно простиранию гребневой зоны хребта, т.е. ортогонально к направлению разрастания [354, 376, 214].
Рассмотренные характеристики рельефа рифтовых зон быстро и медленно раздвигающихся хребтов дают возможность представить наиболее характерные его черты (табл. 2.2). Изменение геоморфологии гребневых зон СОХ можно проследить, переходя от медленно раздвигающихся хребтов к хребтам со средней скоростью раздвиже-
О
ния (Галапагосский рифт в районе 86 з.д.), а затем к хребтам с быстрым раздвижением (ВТП).
В целом же для медленного спрединга (^спред.= 0,5-4 см/год) характерно наличие глубокой рифтовой долины, глубиной 1,5-2,5 км относительно бортов. Большая расчлененность рельефа дна рифтовой долины сохраняется отчасти и в рельефе поверхности более древней коры, удаленной от рифтовой зоны. Классическим примером хребтов этого типа служит Срединно-Атланти-ческий хребет (САХ). При средних скоростях спрединга (КспРед= 4-8 см/год) дно рифтовой долины погружено относительно бортов лишь на 50-200 м. Рифтовая долина здесь наложена на широкое осевое поднятие с относительно пологим и менее контрастным рельефом. В СОХ с быстрым спредингом (^спред^ 8 см/год) рифтовая долина отсутствует, и
