Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Рис. 10.2. Модель области магматического питания высокоскоростных (А, Б) и низкоскоростных (В) зон океанского спрединга, по Дж. Синтону, Р. Детрику (1991)
Как показали сейсмические исследования, такие камеры являются, даже в случае Восточно-Тихоокеанского поднятия, весьма узкими, шириной в первые километры, а их кровля, опять-таки в пределах этого поднятия, поднимается даже в ранее образованную кору, достигая глубины лишь в 2 - 3 км от поверхности дна при мощности всего в первые сотни метров (рис. 10.2). На медленноспрединговых (v<5 см/г) хребтах камеры не достигают такого уровня. По простиранию хребтов они развиты весьма неравномерно, по существу прерываясь в полосах пересечения хребтов трансформными разломами. Питание магмой этих камер происходит из астеносферы с глубины 30-35 км.
Продукты вулканической деятельности срединных хребтов океанов неизменно принадлежат к семейству толеитовых базальтов (см. гл. 5). В резко подчиненном количестве в срединных хребтах драгированием подняты более кислые магматические породы - плагиограниты, рассматриваемые как дифференциаты толеит-базальтовой магмы. На о. Исландия кислые породы - "исландиты" - составляют 14% обнаженного разреза, в Индийском океане плагиограниты встречены в количестве 1% от драгированных пород.
Помимо повышенного теплового потока и вулканической активности, осевые зоны срединно-океанических хребтов отличаются сейсмической активностью, являясь одновременно сейсмическими зонами. Но очаги землетрясений, механизм которых указывает на растяжение, лежат не глубже 30 км, что и отвечает максимальной мощности литосферы под срединными хребтами, а выделяемая энергия оказывается почти на порядок меньше максимальной энергии землетрясений, происходящих на конвергентных границах плит.
Гребневые зоны срединно-океанских хребтов занимают полосы по oбе стороны рифтовых долин или осевых горстов шириной в первые сотни километров. Как правило, они отличаются сильно расчлененным рельефом и блоковой тектоникой и состоят из чередования более поднятых и менее поднятых, линейных блоков, расчлененных субвертикальными разломами. В гребневых зонах еще сохраняется сейсмическая активность. Появляется осадочный чехол, но он распространен прерывисто, заполняя "карманы" на более погруженных блоках и мощность его обычно измеряется лишь десятками метров. По возрасту осадки не древнее позднего миоцена; это соответствует тому, что гребневые зоны обычно очерчиваются 5-й линейной магнитной аномалией (поздний миоцен, около 10 млн лет).
Рис. 10.3. Перескок атлантической оси спрединга из трога Роколл на запад, на линию современного хребта Рейкьянес, что привело к обособлению микроконтинента Роколл. Реконструкция на конец палеоцена, по А. Лаутону (1975), с изменениями:
1 - отмершая позднемеловая ось спрединга в троге Роколл; 2 - активные оси спрединга; 3 - новообразованная океанская литосфера; 4 - континентальная литосфера на суше и под морем
Фланговые зоны (склоны) срединно-океанских хребтов - наиболее широкие их зоны, измеряемые многими сотнями и даже тысячами километров (последнее относится к хребтам Тихого океана). В пределах этих зон происходит плавное понижение рельефа в сторону абиссальных равнин. Склоны средидных хребтов практически асейсмичны. Осадочный чехол здесь уже развит повсеместно, его возрастной диапазон увеличивается до олигоцена включительно, мощность постепенно возрастает в направлении абиссальных равнин до сотен метров.
Линейные магнитные аномалии в пределах срединно-океанских хребтов находят свое наиболее яркое выражение. Ограничивает эти хребты обычно 14-я аномалия с возрастом, как указывалось, около 40 млн лет (начало олигоцена). Изучение этих аномалий позволило вскрыть некоторые интересные особенности развития хребтов. Во-первых, выяснилось, первоначально на примере Австрало-Антарктического хребта, что спрединг происходит не всегда вполне симметрично, т.е. с одинаковой скоростью по обе стороны хребта; в меньшей степени это оказалось справедливым и для хр. Гаккеля в Арктике. Во-вторых, может наблюдаться перескок осей спрединга параллельно самим себе. Перескоки ярко выражены в Норвежско-Гренландском бассейне, где они произошли дважды в течение кайнозоя, а также южнее Исландии (рис. 10.3). В Тихом океане, к северу и югу от пересечения Восточно-Тихоокеанского поднятия Галапагосской зоной разломов, перескок произошел в неогене, причем на северном участке древняя ось спрединга располагается к западу от современной, совпадая с хр. Математиков, а на южном участке - к востоку; это Южно-Галапагосский хребет (А.В. Живаго). В дальнейшим на примере северной части Срединно-Атлантического хребта (С.В. Аплонов) выяснилось, что перескоки мелкого масштаба представляют, повидимому, обычное явление. Возможно, что именно с ними связана асимметрия в разрастании океанской коры по обе стороны современных осей спрединга. Соотношение аномалий позволяет судить и о переориентировке оси спрединга (рис. 10.4).
Рис. 10.4. Размещение линейных магнитных аномалий на крайнем северо-востоке Тихого океана, свидетельствующее о переориентировке спрединга на дивергентной границе литосферных плит Тихоокеанской и Фаральон в позднем палеоцене. По Д.Карессу и др.,1988:
