Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Другой аспект касается устойчивости пространственного положения неовулканической зоны. На примере области ФАМОУС была рассмотрена модель, когда вулканы выносятся из рифтовой долины как целостная структура. В этом случае граница плиты смещается в направлении спрединга на 1 км (или ширину одного вулкана), и новый центральный вулкан зарождается вдоль смещения оси [160]. Однако для средних и быстрых скоростей спрединга имеются доказательства того, что центральные вулканы могут расщепляться вдоль оси. В этом случае часть вулкана отодвигается в одну сторону, а часть в другую. Наблюдения позволяют предполагать, что тенденция для осевых вулканов к расщеплению больше для средних и быстрых скоростей спрединга, чем для медленных. Это согласуется и с анализом магнитных аномалий, который свидетельствует о более широкой и менее устойчивой неовулканической зоне на медленно раздвигающихся СОХ.
К.Макдональд [372] рассмотрел следующую модель: при медленных значениях скорости спрединга главные вулканические извержения происходят только через 5000-10000 лет. Кора охлаждается в течение периода относительного покоя, утолщается и увеличиваются хрупкие напряжения вдоль
осевой зоны. Процесс усиливается быстрым охлаждением на глубине за счет гидротермальной циркуляции. Существовавшие ранее зоны ослабления залечиваются, и следующий эпизод вулканизма (через 104 лет) может случиться в другом месте внутреннего дна рифтовой долины. При быстрых скоростях спрединга период покоя между извержениями много короче (50-600 лет). Даже при наличии гидротермального охлаждения эта система будет иметь ослабленные зоны вдоль магмоподводящих каналов последнего вулканического извержения. В результате вероятность расщепления центральных вулканов будет здесь гораздо выше, а неовулканическая зона будет узкой и устойчивой.
Необходимо отметить, что возможно появление и внеосевых вулканов, как на СОХ с малыми скоростями спрединга, так и с большими. Детальные магнитные исследования показали, что в области ФАМОУС, например, около 10% вулканов расположены в стороне от главной неовулканической зоны, на коре, имеющей возраст 0,5-2,0 млн лет, т.е. в 5-20 км от осевой зоны [154]. При более высоких скоростях спрединга внеосевые вулканы могут располагаться на расстоянии до 4-х км и более от осевой зоны [491, 473]. Однако объем этих лав небольшой и базовая модель устойчиво центрированной неовулканической зоны, видимо, справедлива.
2.1.2. Тектоническая активность в рифтовых зонах СОХ и общие закономерности распределения разломов, сбросов и трещин
Образование поверхностных разломов, трещин и нормальных сбросов в пределах дивергентной границы плит вызвано горизонтальным растяжением наиболее холодной, хрупкой, верхней части литосферы. Однако в пределах узкой гребневой рифтовой зоны многие из геоморфологических черт обусловлены преобладающими вертикальными силами, вызванными внедрением даек из осевого резервуара магмы и приводящим к растрескиванию коры или образованием нормальных сбросов вдоль границ осевого грабена при обрушении линейной кальдеры в результате высвобождения давления магмы при извержении. Эти движения имеют также и горизонтальную компоненту, зависящую от ширины даек и интенсивности растрескивания коры. Однако генеральная ориентация разломов и трещин определяется горизонтальными силами растяжения.
Как было отмечено выше, на флангах неовулканической зоны начинается зона интенсивного тектонического растрескивания. В пределах 2-3 км от оси некоторые из этих трещин имеют значительные вертикальные смещения по нормальным сбросам.
При медленных скоростях спрединга, там, где неовулканическая зона прерывается структурными
неоднородностями, трещины наблюдаются на соответствующих участках и вдоль оси спрединга. При средних и быстрых скоростях спрединга зона трещиноватой коры часто скрывается под излияниями центральных, вулканов. При всех скоростях спрединга, наиболее интенсивная трещиноватость коры наблюдается в поясе 1-2 км ширины по флангам неовулканической зоны (см. рис. 2.1). Трещины здесь сходны с гьярами Исландии, имеют характерную ширину 0,3-3 м и протягиваются вдоль оси хребта на расстояния от Юм до 2кМ [370, 160]. При этом трещины идут примерно параллельно общему простиранию хребта. Такое простирание позволяет предполагать их формирование в результате растяжения коры в процессе спрединга, а не в результате растрескивания вследствие термического сжатия. По всей видимости, именно эта зона трещин обеспечивает доступ холодной морской воды в молодую, нагретую океаническую кору. Интенсивность трещиноватости может контролировать расход жидкости и температуру выходящей из океанической коры воды при гидротермальной конвекции. Для примера, гидротермальные выходы с Т= 350°С («черные курильщики») в области RISE на 21°с.ш. ВТП располагаются в относительно слабо трещиноватой части центра спрединга [372, 159]. Области с наиболее сильной трещиноватостью охлаждаются быстрее, чем остальные.
Растрескивание коры, вероятно, является причиной пониженных значений сейсмических волн в слое 2А океанической коры. Этот слой при толщине около 500 м характеризуется значением объемной скорости сейсмических волн всего лишь 2,5-3,8 км/с [295], что заметно меньше, чем скорость, характерная для отдельных образцов (5,6-6,0 км/с). Впоследствии трещины заполняются осадками, запечатываются в процессе низкотемпературной диагенетической цементации. Высокотемпературные металлоносные растворы также стремятся заполнить трещины гидротермальными минералами. По мере того как продолжаются эти процессы сейсмическая скорость слоя 2А будет увеличиваться (до 5,5 км/сек), и зону трещиноватости трудно выделить по скоростям сейсмических волн.
