Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Вдоль некоторых трещин, удаленных от оси спрединга на 1-4 км, наблюдаются значительные вертикальные смещения, являющиеся результатом сбросов, наклоненных в сторону оси спрединга. В медленных центрах спрединга вертикальные смещения по таким сбросам достигают 200 м и более. Серии таких сбросов создают уступы высотой 600 м [374]. В целом для медленно раздвигающихся хребтов перепады рельефа в рифтовой долине достигают 1,2-2,0 км. Форма самой рифтовой долины может быть при этом либо U - образной, с единой системой стенок долины, либо V - образной с внутренними и внешними стенками, между которыми располагаются террасы (см. рис. 2.1 ,е, ж). Разнообразие форм, видимо, связано с интенсивностью магматического снабжения и, следовательно, толщиной коры и литосферы в осевой зоне. Эти формы являются лишь конечными членами в ря-
ду морфоструктур, через которые проходит рифтовая долина в процессе своего развития. Характерно, что террасы здесь не являются устойчивыми образованиями. Такие вариации в морфоструктуре рифтовой долины находят отражение в ширине неовулканической зоны и распределении магнитных аномалий.
Изучение Срединно-Атлантического хребта в районе 41°с.ш. показало, что для медленно раздвигающихся хребтов характерно наличие протяженных разломов значительной длины (до 30 км), вытянутых вдоль простирания долины и чередующихся друг за другом через 2 км вкрест простирания рифтовой оси в пределах всей срединной долины и гребневых гор. Можно предположить, что эти разломы появились впервые в пределах внутренней долины на расстоянии около 2 км от оси. Их образование связывают с обрушением кальдеры осевого вулкана и последующим локальным изостатическим выравниванием [483]. Заметим, что характерный интервал времени между образованием таких разломов (порядка 2-105 лет) превосходит среднее время эпизодичности вулканизма внутреннего дна срединной долины в области ФАМОУС. Эти факты позволяют предполагать, что обрушение кальдеры, связанное с вулканизмом в осевой области, создает начальные разломы, а вязкое трение и региональное изостатическое выравнивание определяют рост этих разломов, а также вертикальные смещения, формирующие стенки срединной долины.
При средних значениях скорости спрединга перепады высот по плоскостям сбросов, имеющих наклон в сторону оси спрединга, достигают только 50 м. Дно рифтовой долины относительно бортов погружено на меньшую глубину, чем это имеет место в случае медленно раздвигающихся хребтов. Поднятия рельефа существенно компенсируется пологими (~ 5°) обратнонаклоненными сбросами [323].
Морфологические следствия вулканических и тектонических процессов в быстро раздвигающихся хребтах отличаются от таковых в медленно раскрывающихся хребтах, но и здесь имеет место ситуация, только что описанная для медленно раздвигающихся хребтов. А именно, зарождение горстовых и грабено-вых морфоструктур, наблюдаемое вне вулканического поля, также обусловлено комплексным воздействием динамики осевого вулканизма, тектонического растяжения и локального изостатического выравнивания на краях вулканического поля.
Недавнее извержение, произошедшее в осевой неовулканической зоне ВТП на участке 9°09'-9°54' с.ш., дало возможность исследовать с помощью ПОА «Элвин» и других придонных методов временные связи между вулканической, тектонической и гидротермальной деятельностью, а также проследить эволюцию крупномасштабной поверхностной структуры дна и морфологии лавовых потоков после извержения [245]. Так, было установлено, что осевая вершинная кальдера была здесь сформирована в результате обрушения лавовых
«озер» или лавовых труб, по которым перемещалась изливающаяся лава вдоль и поперек простирания оси спредингового хребта. Днище этого узкого трога обычно сохраняет первоначальные эруптивные трещины, которые являются местом наиболее позднего вулканизма и гидротермальной активности.
Таким образом, рельеф осевой части быстро раздвигающихся хребтов в пределах вершинного грабена определяется в значительной степени периодическими излияниями лавы. Этот процесс начинается с основного извержения, при котором магма из-под осевого резервуара (осевой магматической камеры, а, точнее, линзы расплава) заполняет вершинный грабен и растекается по склонам вулкана в пределах вулканического поля. Резкое падение давления в магматическом резервуаре после основного извержения приводит, как отмечалось выше, к обрушению кальдеры в вершинной части, причем стенки образовавшегося при этом нового осевого вершинного трога обрушения будут находиться внутри стенок старого осевого вершинного грабена вследствие расширения всей осевой области при внедрении даек [354]. После основного извержения возможны небольшие излияния через трещины, образующие невысокие (до 50 м) возвышенности на дне сформировавшегося осевого грабена.
Подчеркнем еще раз, что хотя именно трещинные излияния лавы, переполняющие грабен, создают первичный рельеф склонов осевого вулкана, но их наклон в конечном итоге определяется вовсе не растекающейся лавой, а быстрым изостатическим выравниванием и проседанием вне оси раздвижения [354]. Плавно опускающиеся склоны осевого вулкана подвержены региональному растяжению, подобно периферийным зонам внутреннего дна срединных долин медленно раздвигающихся хребтов. Так же, как и в последних, это растяжение создает зону вертикальных трещин растяжения шириной до 500 м. В процессе накопления магмы в мелком подосевом резервуаре увеличивающийся гидростатический напор в канале будет способствовать поднятию верхнего крыла близ одной из трещин растяжения. Нижнее опустится, и на изгибе (в области максимальных напряжений изгиба) произойдет раскол и смещение другой стенки блока, блок просядет, образуя грабен. Нормальные сбросы с прямым и обратным падением создают здесь серию уступов с перепадом высот 50 м и менее. В результате получается картина чередования горстов и грабенов. Образование таких разломов может сопровождаться вулканизмом.
