Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
При средних скоростях спрединга вулканы распределены более непрерывно вдоль простирания хребта за исключением тех мест, где цепочки вулканов смещаются небольшими (< 1 км) эшелонообразными разломами [372]. Щитовые базальтовые потоки наблюдаются здесь чаще, чем в случае медленного спрединга. Осевые вулканы достигают высоты 50 м.
В хребтах с быстрым спредингом природа осевых вулканов существенно меняется. По морфологии они становятся сходными с протяженными щитовыми вулканами гавайского типа с пологими склонами. При этом осевые вулканы имеют ширину 1-2 км. В отличие от осевых вулканов медленно раздвигающихся хребтов в быстро раздвигающихся цепочки вулканов непрерывно протягиваются на расстояние в десятки и сотни километров вдоль рифтовой оси. Они прерываются лишь в местах их пересечения с трансформными разломами или с зонами перекрытий центров спрединга (ПЦС). Для осевых вулканов быстрых хребтов характерны как подушечные лавы, так и щитовые потоки.
Согласно К.Макдональду [372], щитовые потоки образуются при извержении новых вулканиче-
ских центров с очень высокой скоростью излияния лавы из трещин в течение начальной стадии вулканического цикла. По мере формирования вулканической постройки лава начинает вытекать из вулканических каналов и трубок, а не изливается через трещины. С образованием каналов и уменьшением скорости излияния формируются уже подушечные лавы, в противоположность щитовым потокам на первом этапе.
При медленной скорости спрединга поздняя стадия излияния подушечных лав может маскироваться последующим циклом излияния щитовых потоков, тогда как при быстром спрединге больше шансов увидеть картину с обнаженными подушечными лавами во многих местах. Полевые наблюдения пространственных соотношений подушечных лав и щитовых потоков, проведенные на ПОА «Элвин» в рифтовой зоне Галапагосского центра спрединга подтверждают эту концепцию осевого вулканизма [545].
Картирование офиолитовых комплексов также указывает на наличие эпизодов вулканизма, однако здесь не отмечается той необходимой последовательности в чередовании типов излияний, а наблюдается хаотичная смесь подушечных лав и щитовых потоков [372]. Исключение могут составлять последовательности дайковых комплексов в офио-литах Урала, свидетельствующие о периодичности интрузивного магматизма в осевых зонах спрединга [96]. Заметим, что с рассмотренными выше эпизодами вулканизма могут быть связаны также циклы тектонической и гидротермальной деятельности в осевых зонах хребтов.
Согласно расчетам, основанным на мощности вулканического разреза (1,0 км), размерах и пространственном распределении вулканов в неовулканической зоне, извержения в медленно раздвигающихся хребтах происходят в среднем раз в
5 000-10 000 лет [154]. Эти данные подтверждаются и результатами DSDP [270], а также детальными исследованиями в области ТАГ на 26°с.ш. САХ [338]. Для умеренных значений скоростей спрединга извержения происходят в среднем раз в 300-600 лет [372] (для области RISE) до первых тысяч лет, в то время как в быстро раздвигающихся - одно извержение в 50-100 лет [283]. Можно наметить закономерность: частота извержений увеличивается пропорционально квадрату скорости спрединга. Приведенные выше значения периодов извержений могут рассматриваться лишь как наиболее вероятные, и потребуется еще немало детальных исследований для их более точной идентификации.
Что касается характера извержения, т.е. происходит ли оно быстро с последующим относительно спокойным периодом или, напротив, непрерывно идет с умеренными скоростями, то по аналогии с извержениями на суше, предполагается первая возможность. Лучшее доказательство для этого дают результаты глубоководного бурения. Для глубоких скважин (более 500 м) мощные коровые пачки имеют магнитные, петрологические и геохи-
мические свойства, почти одинаковые, и эти пачки имеют значительные отличия от слоев, залегающих выше и ниже. Так что по всей видимости извержения происходят за сравнительно короткие периоды времени 1-100 лет, которые разделены длительными промежутками относительного покоя.
Детальные батиметрические исследования дают «мгновенный» взгляд на современное положение неовулканической зоны, в то время как изучение тонкой структуры магнитных аномалий может дать информацию об устойчивости пространственного положения этой зоны во времени. Детальный анализ магнитных аномалий позволяет считать, что при умеренных и больших скоростях спрединга зона аккреции коры остается узкой, шириной 1-3 км [325]. При медленном спрединге ширина этой зоны, может меняться от 1 до 8 км [231]. Такие вариации в ширине зоны коровой аккреции в случае медленного спрединга могут отражать пространственно-временные изменения в структуре рифтовой долины [1]. Тогда в некоторый момент времени долина имеет широкое внутреннее дно и обрамляется узкими террасами (в этом случае неовулканическая зона широкая, а магнитные аномалии выражены плохо), в другое время долина имеет узкое внутреннее дно и хорошо развитые террасы (см. рис. 2.1, ж, е). (В последнем случае неовулканическая зона узкая и аномалии выражены четко). Таким образом, морфология срединной долины медленно раздвигающихся СОХ может варьировать со временем вдоль простирания хребта [372, 231]. Примеры области ФАМОУС (на 36°45' с.ш.), области АМАР (36°25' с.ш.) иллюстрируют два крайних положения внутреннего дна и террас (см. рис. 2.1, <з, ж).
