Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Тектонотипом низкоскоростных зон служит Срединно-Атлантический хребет, высокоскоростных - Восточно-Тихоокеанское поднятие. Уже в географических названиях - хребет (англ., ridge) и поднятие (англ., rise) - отразилось различие рельефа этих крупнейших поясов. При медленном спрединге образуется сравнительно узкий подводный хребет с отчетливо выраженной, ограниченной сбросами центральной рифтовой долиной, к осевой части которой приурочен вулканизм (см. гл. 10). При быстром спрединге появляется обширное вздутие океанской литосферы, вдоль него вместо центральной долины протягивается система мелких грабенов и горстов (рис. 5.11). Воздымание литосферы связывают с более свободным подъемом разогретой астеносферы, что способствует более полному соответствию рельефа изостатическому равноценно. Полагают, что таким образом, через рельеф срединноокеанских поднятий, вытесняющих массы морской воды на континентальные шельфы, скорости спрединга контролируют эвстатические колебания уровня Мирового океана ("тектоноэвстазия"). Поэтому эвстатическая кривая дает представление о крупных вариациях глобальной интенсивности спрединга (см. рис. 17.1).
Обособление базальтовой магмы, предшествующее ее выходу на поверхность, также зависит от скорости спрединга. В низкоскоростных зонах магматические очаги до сих пор не установлены, подъем базальтового расплава, по-видимому, рассредоточен, что согласуется с наблюдениями о непостоянстве оси трещинных излияний в таких зонах в отличие от высокоскоростных.
При малых скоростях спрединга базальтовая магма выходит на поверхность при температуре и вязкости, способствующих образованию подушечных лав, которые в виде насыпи нагромождаются непосредственно над подводящей трещиной. Чем выше скорости спрединга, тем больше условий для быстрого подъема магмы, тем выше температура и ниже вязкость изливающейся лапы. Поэтому она все реже проявляет сферическое строение, все чаще вместо подушечных лав при подводных трещинных излияниях образуются базальтовые покровы, похожие на платобазальты континентов. Так, съемка с помощью многолучевого сонара бокового обзора показала, что при извержении на Восточно-Тихоокеанском поднятии у 8°ю.ш. базальтовая лава разлилась на расстояние до 18 км от осевой трещины, образовав покров площадью около 220 км2.
Текучесть базальтовых лав в таких условиях может быть очень высокой и известны базальтовые покровы толщиной всего лишь 0,2 м наблюдались лавовые озера. На диаграмме (см. рис. 5.11) видно вполне закономерное соотношение подушечных лав и лавовых покровов в осевой части рифтовых зон с разной скоростью спрединга.
Согласно В.В. Матвеенкову (1983), при малых скоростях спрединга, затрудняющих выход базальтовой магмы на поверхность, возрастает степень ее дифференциации, появляются порфировые и даже крупнопорфировые разности базальтов. Однако, судя по более поздним данным У. Мелсона (1993), эта зависимость не столь однозначна.
Различие условий отделения базальтового расплава при разных скоростях спрединга выражается не только в объемах магмы, поступающей на единицу длины рифтовой зоны, но и в ее геохимических особенностях, что важно для палеотектонических реконструкций. Дж. Морел и Р. Экиньян (1980) обнаружили возрастание содержаний титана и отношения железа к магнию с увеличением скорости спрединга, эта зависимость была в дальнейшем уточнена (см. рис. 5.11).
5.4. Активный и пассивный рифтогенез
Обсуждаются два главных способа заложения и раскрытия рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного представления о первичности зародившегося на глубине восходящего тока астеносферного вещества, который подымает и раздвигает литосферу, что и выражается континентальным и океанским рифтогенезом. Локализация рифтовой зоны предопределена в этом случае местом подъема мантийных течений, возбуждающих рифтогенез.
Противоположная концепция пассивного рифтогенеза принимает в качестве первопричины боковое воздействие внешних сил на литосферную плиту, способную передать напряжения на большие расстояния. Согласно Д. Таркотту и Э. Оксбургу (1973), рифтогенез начнется, если обусловленные, внешними силами горизонтальные растягивающие напряжения будут достаточно высоки, чтобы произошло растяжение и уменьшение мощности литосферы в какой-то благоприятно ориентированной ослабленной зоне. Соответствующее снижение давления может вызвать частичное плавление и снижение вязкости астеносферного вещества, вовлечение его в адвективное, а затем и конвективное перемещение, которому будут способствовать латеральные температурные градиенты. В результате под линейной зоной растяжения формируется характерный для рифтовых зон глубинный механизм, поддерживающий дальнейшее разрастание рифта и питающий его магматизм. Таким образом, при пассивном рифтогенезе локализация рифтовой зоны предопределяется механической неоднородностью литосферной плиты, размещением зон, способных воспринять наведенные извне тектонические напряжения.
Поскольку при таком заложении рифтовая зона трассируется избирательно, по ослабленным зонам, то нередко раскол проходит через горячие точки как участки, прогретые мантийной струей. Согласно К. Сейферту (1987), так намечались рифтовые границы при распаде Пангеи. В дальнейшем они в одних случаях смещались относительно мантийной струи (в неогене горячая точка Тристан-да-Кунья оказалась в стороне от Срединно-Атлантического хребта), в других, как, например, в Исландии, все еще совмещаются с горячей точкой.
