10. Рифтогенез, тектонические процессы на дивергентных и трансформных границах литосферных плит
10.4. Океанский рифтогенез
Океанский рифтогенез чаще всего является прямым продолжением континентального, но может развиваться и на океанской литосфере. Раздвиг литосферных плит происходит в рифтовых зонах СОХ в результате гидравлического расклинивания поднимающейся базальтовой магмой. Этот процесс разрастания океанического дна получил название спрединг.
Спрединг в Исландии. На большем своем протяжении срединно-океанические хребты находятся ниже уровня океана, но иногда возвышаются над ним в виде островов. Наиболее изученной зоной спрединга является остров Исландия, где 350-километровый участок Срединно-Атлантического хребта приподнят над уровнем моря (рис. 10.14) [7].
Рис. 10.14. Остров Исландия расположен на оси Срединно-Атлантического хребта.
Геологические и геофизические (в том числе палеомагнитные и геотермические) наблюдения показали, что ось спрединга проходит через центральную часть острова, слагаемую самыми молодыми плейстоцен-голоценовыми базальтами, где проявляется современный вулканизм в виде трещинных излияний и гидротермальная деятельность (рис. 10.15).
Рис. 10.15. Базальтовые лавы трещинных излияний вулкана Лаки, Исландия.
Эти молодые базальты окаймляются более древними с возрастом 0,8-3,3 млн. лет, а те, в свою очередь, еще более древними с возрастом 3,3-15 и более млн. лет(рис. 10.16 ).
Рис. 10.16. Симметричное расположение базальтовых покровов разного возраста.
Раздвиг в осевой части спрединга происходит путем гидравлического расклинивания и внедрения даек шириной 1-3 м, изливающихся на поверхность в виде базальтовых покровов мощностью 10 м и более (рис. 10.17 ), либо внедряющихся в виде силлов между базальтовыми покровами.
Рис. 10.17. Покровы платобазальтов, Альманнагьяр, Исландия.
По мере напластования платобазальтов происходит их гравитационное проседание, в значительной мере компенсационное по отношению к питающему очагу, и одновременный раздвиг на величину их мощности (рис. 10.7 )[7].
Рис. 10.7. Механизм гидравлического расклинивания и наращивания океанической коры базальтовым расплавом.
Таким способом по обе стороны от осевой зоны спрединга происходит новообразование второго слоя океанской коры, состоящей в нижней части из серии параллельных даек, а в верхней – из веерообразно наклоненных платобазальтов. Некоторая часть растяжения в Исландии приходится на деформационный механизм рифтогенеза, выраженный в виде многочисленных открытых трещин и сбросов, смещающих молодые платобазальты (рис. 10.18 , pис 10_19).
Рис. 10.18. Открытые трещины и сбросы в платобазальтах в бортах рифтовой долины Тингвеллир, Исландия.
Рис. 10.19. Открытые трещины растяжения в платобазальтах рифтовой долины Тингвеллир, Исландия.
Мощность земной коры в Исландии достигает 40 км, что является аномальным для океанского типа коры. Это объясняется положением острова над поднимающейся мантийной струей, увеличивающей скорость поступления базальтового расплава [7].
Спрединг в подводных срединно-океанических хребтах. С помощью подводных обитаемых аппаратов подробно изучены рифтовые зоны Центральной Атлантики, Восточно-Тихоокеанского поднятия и многие другие.
Рельеф, структура, осадочные и магматические формации океанских спрединговых зон. Формирование океанской коры. Основными элементами внутриокеанских спре¬динговых хребтов в поперечном разрезе являются узкая гребневая зона, на большей части своего про¬тяжения осложненная осевой рифтовой долиной, и широкие (от нескольких сот до первых тысяч кило¬метров) фланговые зоны, в целом полого снижаю¬щиеся к подножиям этих хребтов (рис. 10.20 ).
Рис. 10.20. Блок-диаграмма строения фрагмента внутриокеанского спредингового пояса.
В осевой зоне ныне происходит процесс раздвижения литосферных плит с полускоростью от 1 до 10 см в год и фор¬мирования новой океанской коры за счет подни¬мающегося из верхней мантии и заполняющего образующуюся полость расплавленного, но посте¬пенно остывающего магматического материала. Ширина осевой зоны 10-40 км, относительная глубина – 1-4 км. Верхние части разреза этой зоны слагают подушечные лавы (рис. 10.21) под¬водных базальтовых излияний с их вулканическими центрами и магмоподводящими каналами (дайка¬ми), образующие вместе 2-й слой океанской коры, нижнюю — магматическая камера, в процессе охлаждения и застывания постепенно превращаю¬щаяся в сложно расслоенное интрузивное тело из основных и ультраосновных пород, которые образуют 3-й, самый нижний, слой океанской коры (см. рис. 10.20) [4].
Рис. 10.21. Подушечные лавы подводных излияний базальтов.
Этот слой представлен в основном габброидами с перидотитами и дунитами в нижней части, которые испытывают интенсивную серпентинизацию на небольшом расстоянии от центра спрединга благодаря циркуляции морской воды по трещинам растяжения рифтовой долины [1]. Базальты 2-го слоя и габброиды 3-го слоя относятся к толеитовым, они бедны калием и обогащены СаО.
Широкие фланговые зоны в относительно при¬поднятых приосевых частях спрединговых хребтов осложнены продольными грядами, сложенными базальтовыми лавами, и межгрядовыми понижени¬ями, образовавшимися на более ранних стадиях длительного процесса раздвижения и новообразова¬ния океанского дна. По мере удаления от гребневой зоны первичная вулканическая поверхность флан¬говых зон постепенно скрывается под океанскими осадками, толща которых становится все более мощной, начинается со все более древних слоев и соответственно подстилается все более древними базальтовыми покровами [4] В самой нижней части осадочной толщи часто прослеживается слой металлоносных осадков, связанных с деятельностью подводных гидротерм. На глубинах менее 4000 м преобладают карбонатные биогенные илы, на больших глубинах – кремнистые илы и красные глубоководные глины. Эти осадки формируют 1-й слой океанской коры. Понижение поверхности внутриокеанских хребтов к их периферии объясня¬ется постепенным охлаждением и соответственно увеличением плотности и уменьшением объема раз¬новозрастных магматических комплексов, форми¬ровавшихся на разных стадиях процесса спрединга по мере их отдаления от активной гребневой зоны. Одновременно к нижней части 3-го слоя океанской «прирастает» охлаждающийся и кристаллизующийся астеносферный расплав ультраосновного состава, оставшийся после выплавки базальта. Формирующиеся из этого расплава перидотиты наращивают снизу океанскую литосферу все больше и больше по мере удаления от оси спрединга и изостатически погружаются на фланговых зонах срединно-океанских хребтов, способствуя увеличению глубины океана. Эмпирически была выявлена зависимость глубины океана от возраста литосферы, получившая название закона Слейтера-Сорохтина:
где
– глубина относительно гребня срединно-океанского хребта, км, t – возраст литосферы, млн. лет (рис. 10.22).
Рис. 10.22. Зависимость глубины океана относительно гребня срединного хребта от возраста океанской литосферы.
Быстрый и медленный спрединг. Морфология рифтовых зон СОХ зависит от скорости расхождения литосферных плит.
Быстроспрединговые хребты (Восточно-Тихоокеанское поднятие) со скоростью разрастания более 6 см/год характеризуются наиболее приподнятой центральной зоной со слабо выраженным центральным грабеном и склонами, симметрично заглубляющимися по обе стороны от оси раскрытия (рис. 10.23) [1].
Рис. 10.23. Морфология рифтовых зон срединно-океанских хребтов с быстрой и медленной скоростями спрединга.
Медленноспрединговые хребты (Срединно-Атлантический и др.) имеют в рельефе четко выраженную рифтовую долину шириной 20-40 км, окруженную рифтовыми горами высотой 2-2,5 км, склоны которых осложнены листрическими сбросами (см. рис. 10.23).
В случае быстрого спрединга преобладающим механизмом раздвига будет магматическое расклинивание, а при медленном спрединге – деформационное растяжение. Для зон медленного спрединга характерна высокая степень дифференциации базальтовой магмы, приводящая к появлению порфировых разностей базальтов, в зонах быстрого спрединга выше температура и ниже вязкость базальтовой магмы, поэтому там наряду с подушечными лавами встречаются и обширные базальтовые покровы [7]. С течением времени скорости спрединга в одной и той же рифтовой зоне могут изменяться, что будет приводить к изменению высоты и объемов срединно-океанских хребтов. Наибольших объемов достигают срединно-океанские хребты при высоких скоростях спрединга, что приводит к вытеснению океанской воды и глобальным трансгрессиям [1].
Линейные магнитные аномалии и определение скорости спрединга. В 60-е годы прошлого века изучение линейных магнитных аномалий пород океанской коры выявило следующие закономерности:
1) линейные положительные и отрицательные аномалии следуют параллельно оси рифтовых зон и размещаются симметрично по обе стороны от этой оси (рис. 10.24);
Рис. 10.24. Центральная Атлантика. Линейные магнитные аномалии расположены симметрично относительно оси Срединно-Атлантического хребта.
3) расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах может быть различным, оно может изменяться и по протяжению одной и той же зоны;
4) в некоторых случаях симметрия нарушается тем, что по одну сторону от оси спрединга аномалии расположены более сжато, по другую – более разреженно [7].
Убедительное объяснение этих закономерностей предложили ученые из Кембриджского университета Великобритании Фред Вайн и Друм Мэтьюз в 1963 г. Они показали, что этот странный рисунок магнитных аномалий, не встречающийся на континентах, отражает последовательность внедрения базальтовой магмы в рифтовой зоне хребта. Застывая, базальты, проходя точку Кюри, приобретают намагниченность данной эпохи. Пока геомагнитное поле имеет одну полярность, последовательно изливающиеся в рифтовой зоне порции базальтов намагничиваются в одном и том же направлении. В какой-то момент магнитное поле Земли испытывает инверсию , и следующая порция базальтов, излившихся в рифтовой зоне, намагничивается уже в противоположном направлении относительно блока более древней коры, к этому времени расколотого надвое и отодвинутого в стороны от гребня СОХ на примерно одинаковые расстояния (рис. 10.25)[1].
Рис. 10.25. Формирование линейных магнитных аномалий пород океанической коры.
Поэтому и магнитные аномалии располагаются симметрично относительно оси хребта. Каждой аномалии, начиная от оси срединно-океанического хребта, был присвоен порядковый номер и определен ее абсолютный возраст, т. е. построена глобальная аномалийная шкала океанов, совмещенная с магнитостратиграфическими шкалами континентов (рис. 10.26).
Рис. 10.26. Фрагмент глобальной аномалийной шкалы океанов.
Таким образом, можно определить скорость спрединга на любом участке СОХ, разделив расстояние каждой аномалии от оси хребта на ее возраст, что дает ключ к восстановлению эволюции океанов и истории перемещения литосферных плит. Иными словами, по обе стороны СОХ мы имеем две одинаковые «записи» изменения магнитного поля на протяжении длительного времени. Нижний предел этой «записи» – 180 млн. лет (рис. 10.27,рис. 10.28).
Рис. 10.27. Возраст океанической коры Центральной Атлантики.
Рис. 10.28. Возраст океанической коры.
Древнее океанической коры не существует [3].
Сегментация зон спрединга, трансформные разломы. Рифтовые зоны СОХ на всем своем протяжении разбиты на отдельные блоки поперечными разломами, вдоль которых происходит смещение осевых зон рифтов и перенос горизонтального движения литосферы от дивергентных границ к конвергентным [7]. Этот тип разломов со сдвиговым смещением Дж. Т. Вилсон назвал трансформными разломами. Они пересекают оси срединно-океанических хребтов через каждые 50-100 км и более и имеют длину от первых километров до нескольких тысяч километров (рис. 10.29).
Рис. 10.29. Крупнейшие трансформные разломы, пересекающие ось Срединно-Атлантического хребта.
Причина формирования трансформных разломов заключается в накоплении напряжений в связи с неравномерностью спрединга на разных участках вдоль оси хребта. Так как наиболее приподнятые осевые участки СОХ отодвинуты друг от друга вдоль трансформного разлома, они граничат с более глубокими участками СОХ, создавая расчлененный рельеф (рис. 10.30).
Рис. 10.30. Смещение осевой зоны рифта вдоль трансформного разлома.
Если в ходе спрединга происходит переориентировка движения расходящихся литосферных плит, т. е. угол раздвига отклоняется от прямого к СОХ, то в зоне трансформного разлома будет происходить либо сжатие – транспрессия, либо растяжение – транстенсия. В последнем случае вдоль трансформного разлома могут подниматься клинья серпентинизированных перидотитов верхней мантии и, реже, базальтовые лавы [7]. В обоих случаях в линии трансформного разлома будет появляться излом. По простиранию трансформные разломы могут либо затухать вблизи пассивной окраины континента (Атлантика), либо поглощаться в зонах субдукции (Чилийский хребет), либо продолжаться на континенты, формируя трансформные границы двух литосферных плит (разлом Сан-Андреас в США, рис. 10.31).
Рис. 10.31. Трансформный разлом Сан-Андреас.
Продольное разрастание и перескоки осей спрединга. При заложении новых осей спрединга или в ходе развития уже существующих осей возможно их продольное разрастание. Во втором случае разрастающаяся ось «вспарывает» трансформный разлом, проникая в пределы следующего сегмента, в котором старая ось спрединга отмирает. При таких перескоках новая ось спрединга резко (до нескольких сот км) смещается по латерали, по сравнению со старой, сохраняя прежнее направление. Примером перескоков оси спрединга может служить рифтовая зона Колбейнсей в Северной Атлантике, сместившаяся от хребта Эгир на северо-запад в позднем палеогене на несколько сотен километров (рис. 10.32).
Рис. 10.32. Перескок оси спрединга от хребта Эгир (Aegir ridge) к хребту Колбейнсей (Kolbeinsey Ridge) в Северной Атлантике.
Старые зоны спрединга при этом теряют свою активность и превращаются в палеоспрединговые хребты. Другой вариант отмирания зон океанского рифтогенеза реализуется при смене расширения неширокого спредингового бассейна сжатием, которое завершается полным замыканием бассейна с образованием складчато-надвиговых структур [7].