Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Полученные исходя из этих результатов скорости, которые принято исчислять относительно оси спрединга (отдельно в каждую сторону от нее), варьируют от 1,5 до 15-18 см/год. Максимальные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском поднятии - от 13 до 23° ю. ш.
Согласно гипотезе Вайна - Мэтьюза, линейные магнитные аномалии - это изохроны океанской коры, что полностью подтвердилось при глубоководном бурении. Как выяснилось, аномалии коренятся главным образом в базальтах и долеритовых дайках II слоя. Созданная Дж. Хейртцлером и др. (1968), Р. Ларсоном и У. Питманом (1972) глобальная аномалийная шкала в дальнейшем дополнялась и уточнялась. Ее начинают аномалии 1-34, последняя из которых, имеющая нормальную полярность, занимает широкую полосу океанского дна и трактуется как "меловая зона спокойного магнитного поля" (84-118 млн. лет). Далее следуют аномалии МО-М39 с датировками вплоть до 171 млн. лет. Они охватывают, в частности, и те области океана, которые рассматривались прежде как "юрская зона спокойного магнитного поля" и где была все же выявлена система слабоамплитудных аномалий.
Как справедливо писал Ф. Вайн, "счастливое сочетание двух глобальных земных процессов - спрединга морского дна и геомагнитных инверсий" стало ключом к восстановлению эволюции океанов, а для позднего мезозоя - кайнозоя и всей глобальной системы относительного перемещения литосферных плит.
Рис. 5.6. Симметричная система линейных магнитных аномалий (в гаммах) на пересечении через Восточно-Тихоокеанское поднятие (51° ю. ш.). Верхний профиль - по данным аэромагнитной съемки, нижний - рассчитан по магнитохроноло- гической шкале (дана справа), исходя из гипотезы Вайна- Мэтьюза о записи геомагнитных инверсий в процессе двустороннего спрединга (см. блок-диаграмму внизу). По Ф. Вайну (1966) и А. Коксу (1969), с изменениями. 1 - прямая полярность, 2 - обратная полярность
Сегментация зон спрединга, трансформные разломы. Сегментация рифтовых зон океана многочисленными поперечными разломами - их характерная особенность; механические свойства океанской литосферы, по-видимому, благоприятствуют хрупкой деформации. Поперечные нарушения между сегментами принадлежат категории трансформных разломов (Дж.Т. Вилсон, 1965) - особого кинематического типа разрывов со сдвиговым смещением, которые переносят, трансформируют горизонтальное движение литосферы от одной активной границы (дивергентной или конвергентной) к другой (см. рис. 3.4). Трансформные разломы рифтовых зон соответствуют типу "хребет - хребет", т.е. снимают горизонтальные напряжения между двумя отрезками рифтовой зоны. На некоторых отрезках Срединно-Атлантического хребта они следуют через каждые 100-50 км и даже чаще.
Причины накопления напряжений между сегментами срединно-океанского хребта связаны с неравномерностью спрединга. Вдоль хребта меняется его скорость, симметричный спрединг может соседствовать с асимметричным (рис. 5.7, в). Считают вероятным и изначально кулисообразное размещение осей спрединга, тогда образование разрыва связывает их (см. рис. 5.7, а,б). В целом, как отмечалось выше, развитие рифтогенеза на разделенных трансформными разломами сегментах протекает в значительной степени обособленно. Соседние сегменты могут одновременно находиться в разных фазах этого процесса, и магматический спрединг может соседствовать со сбросовыми деформациями растяжения.
Во всех случаях трансформные разломы вторичны по отношению к рифтогенному раздвигу и это определяет свойственное им направление горизонтальных перемещений. В частности, структуры, изображенные на рис. 5.7, могут создать ложное впечатление о левосторонних сдвигах, в то время как реальное смещение на активном отрезке между рифтовыми долинами правостороннее. Такое "обратное" направление движений было предсказано моделью Дж. Т. Вилсона, а затем подтверждено решениями фокального механизма сейсмических очагов (см. рис. 10.7) и структурными наблюдениями при глубоководном картировании. По обе стороны от рифтовой зоны трансформный разлом обычно утрачивает активность - сразу или постепенно в зависимости от кинематического баланса.
Рис. 5.7. Развитие трансформного разлома между двумя сегментами зоны спрединга (тип "хребет - хребет"):
а - оси спрединга изначально лежат не на одной линии, скорости равны; б - то же, скорости различны; в - асимметричный спрединг на одном из сегментов как причина смещения его оси и образования трансформного разлома. Пунктиром выделены неактивные фланги трансформных разломов. По Г. Роналли (1974), с дополнениями
Рис. 5 8. Перестройка и переориентировка системы осей спрединга, трансформных разломов и линейных магнитных аномалий при изменении направления спрединга на северо-востоке Тихого океана. По Г. Менарду, 1969.
1 - оси спрединга; 2 - трансформные разломы, их активные отрезки выделены сплошной линией (Мн - Мендосино, П - Пайонир, Мр - Мэррей, Мл - Молокай); 3 - линейные магнитные аномалии и их номера
Рис. 5.9. Сдваивание и последующее соединение кулисообразно расположенных осей спрединга при их продольном разрастании (propagation) в случае высоких скоростей спрединга и малого (<15 км) расстояния между его осями, когда не образуется трансформный разрыв (I-IV). Слева - развитие процесса по данным моделирования, справа - соотношения, установленные на Восточно-Тихоокеанском поднятии при скорости спрединга 11 см/год, изобаты в метрах. По К. Макдональду и П. Фоксу (1983), упрощено
