научная статья по теме ОСОБЕННОСТИ МОРФОСТРУКТУРЫ РИФТОВОЙ ЗОНЫ ЮЖНО-АТЛАНТИЧЕСКОГО СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКОГО ХРЕБТА Геология

Текст научной статьи на тему «ОСОБЕННОСТИ МОРФОСТРУКТУРЫ РИФТОВОЙ ЗОНЫ ЮЖНО-АТЛАНТИЧЕСКОГО СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКОГО ХРЕБТА»

УДК 551.462.(261)

© 2014 г. А.В. ИЛЬИН

ОСОБЕННОСТИ МОРФОСТРУКТУРЫ РИФТОВОЙ ЗОНЫ ЮЖНО-АТЛАНТИЧЕСКОГО СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКОГО ХРЕБТА1

Рифтовые зоны срединно-океанических хребтов (СОХ) - ключевые структуры дна океана. Здесь образуется океаническая земная кора, и формируется морфоструктура дна океана. Все, что создается в рифтовых зонах, без существенных изменений перемещается на периферию.

Рельефообразующие процессы в рифтовой зоне многочисленны, разнообразны и характеризуются интенсивной пространственно-временной изменчивостью. На первых порах изучения дна океана с позиций тектоники литосферных плит все срединно-океанические хребты различались по темпам спрединга: быстроспредин-говые (> 8 см/год), медленноспрединговые (< 4 см/год) и переходные между ними (4 см/год < Успр < 8 см/год). Этот критерий сохранился до сих пор и в общих чертах по-прежнему соответствует данным по рельефу дна. Рифтовые зоны быстроспредин-говых СОХ представлены осевым поднятием, напоминающим в поперечном разрезе вулканический конус с пологими склонами и неглубоким грабеном при вершине. Отличительным признаком медленноспрединговых хребтов считается рифтовая долина с глубинами до 2-2.5 км и шириной до 35-40 км. Морфоструктура рифтовой зоны переходных или промежуточных СОХ многообразна и неоднозначна.

Накопление данных по разным разделам геодинамики послужило поводом для усложнения первоначальной классификации СОХ. Так в категории медленноспре-динговых хребтов сделана попытка выделения ультрамедленноспрединговых, общая длина которых составляет примерно 20% протяженности всех срединно-океаничес-ких хребтов [1]. Анализ морфоструктуры сегментов медленноспредингового ЮжноАтлантического хребта (ЮАСХ) в Южной Атлантике также показывает, что рифтовые зоны характеризуются здесь рельефом смешанного типа, включающего элементы мед-ленноспрединговых и, на первый взгляд, быстрорасширяющихся хребтов. При этом сходство некоторых элементов рельефа с морфологией быстроспрединговых хребтов не означает, что в этих фрагментах мы имеем дело с увеличенными темпами спредин-га. Как будет показано далее, подобие рельефа связано с избыточным вулканизмом, своеобразными "горячими точками" под некоторыми сегментами ЮАСХ.

Морфоструктура подобного типа характерна, например, для сегмента ЮАСХ между трансформным разломами Вознесения и Боде-Верде (рис. 1). Сегмент простирается в СЗС направлении примерно на 470 км. Осевая зона сегмента представлена обособленным массивным блоком, возвышающимся над окружающим дном примерно на 1000 м.

Важнейшей чертой морфологии осевого блока является разграничение его на три фрагмента - центральный и два концевых, стыкующихся соответственно с трансформными разломами Вознесения и Боде-Верде. Длина северного фрагмента равна 110 км, а южного - 150 км. Средняя часть осевого блока простирается на длину около 210 км. По ширине они также различаются. Концевые фрагменты массива имеют ширину 50-60 км. Таким образом внешние контуры осевого массива блока образуют форму овала или эллипсоида (рис. 2). Различия в рельефе трех фрагментов определяется наличием рифтовой долины в концевых фрагментах и полным ее отсутствием в средней части.

В северном фрагменте рифтовая долина хорошо развита и характеризуется глубинами, превышающими 1000 м, а на отрезке, примыкающем к разлому Вознесения, восточ-

1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 13-05-00513).

О 25 50 км

16° з.д. 15°30' 15° 0 50 100

14°30' 14° 150 200 км

13°30'

12°30' 12°

11°30'

11-з.д.

Рис. 1. Батиметрическая карта сегмента рифтовой зоны ЮАСХ между трансформными разломами Вознесения и Боде-Верде

Квадратом обозначена центральная асейсмичная часть сегмента. Батиметрическая основа - грид GEBC008 с разрешением 30 дуговых секунд. Сечение горизонталей - 200 м.

1 - землетрясения МЬ>4 (1975-2012 г. из каталога Advanced National Seismic System, http://www.ncedc.org/anss/), 2 - оси магнитных аномалий (по Cande S.C., LaBrecque J.L., Larson R.L., Pitman W.C. Ill, Golovchenko X., Haxby W.F. Magnetic Lineations of World's Ocean Basins (map), Amer. Ass. Petrol. Geol., Tulsa. OK. 1989. Digitized Set -J by G. Cole, 1993. Global Relief Data CD. NOAA Product # G01093-CDR-A0001, http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/93mgg01.html)

6° Ю.Ш.

6°30' 7° 7°30' 8° 8°30' 9° 9°30' 10° 10°30'

6° Ю.Ш.

6°30' T

7°30' 8°

8°30' 9°

9°30'

10°

10°30'

ный склон рифтовой долины поднимается на высоту 1700-2300 м (рис. 3А-1). По мере продвижения к средней части сегмента современный центральный рифт уменьшается по глубине, а в пограничной зоне с центральным блоком рифтовая долина как форма рельефа исчезает (рис. 3А-4).

Рифтовая долина южного окончания сегмента также хорошо проявлена, но отличается от северной меньшими глубинами, редко превышающими 1000 м (рис. 3Б).

Центральная часть сегмента в поперечном разрезе имеет форму купола с минимально пологими склонами (рис. 4). По простиранию осевой блок представляется гигантским монолитом эллипсоидальных очертаний. Субгоризонтальная поверхность блока характеризуется вторичным расчленением (рис. 5). Самые крупные формы рельефа - возвышенности или массивы, ориентированные, в общем, по простиранию осевой зоны. На протяжении всего сегмента (470 км) насчитывается 10-15 таких возвышенностей. Некоторые из них объединены между собой перемычками-седловинами. Грядово-долинная морфология проявляется нечетко. Долины являются скорее ложбинами, а сопряженные с ними гряды - пологими валами, напоминающими по форме прирусловые валы речных долин. Для морфологии срединной части сегмента больше всего подходят эпитеты - полого-холмистый, волнистый, бугристый, которые характеризуют общую сглаженность рельефа. Подобные оценки рельефа не предполагают возможности проявления существенных тектонических дислокаций в его формировании. Тем самым морфология срединной части сегмента коренным образом отличается от его концевых фрагментов с рифтовой долиной, образование которой обусловлено тектоническими причинами [2]. Об особенностях формирования рельефа средней части сегмента ярко свидетельствует распределение эпицентров землетрясений в пределах рассматриваемого сегмента. Как видно на рис. 1, концевые части сегмента с рифтовой долиной испещрены точками эпицентров землетрясений, зарегистрированных во временном интервале 1975-2012 г. Причина землетрясений связана непосредственно с формированием рифтовой долины. Не останавливаясь подробно на процессах образования этой формы рельефа, отметим, что в осевых зонах медлен-носпрединговых хребтов или иначе - в центрах спрединга - едва ли не повсеместно фиксируется отрицательная аномалия силы тяжести по той причине, что магма, поднимающаяся вверх по каналу, не достигает в центре спрединга гидравлического равновесия, в результате здесь создается дефицит массы. В процессе спрединга на периферии его центра начинается восстановление гравитационного равновесия земной коры путем тектонического поднятия с образованием склонов рифтовой долины. При этом в слабоструктурированной новообразованной земной коре возникают тектонические

Разлом Вознесения

Разлом Боде-Верде

Рис. 2. Схема главных элементов морфоструктуры осевого блока сегмента Вознесения - Боде-Верде 1 - рифтовая долина, 2 - центральный блок, 3 - риф-товые горы

Глубина, м -1500

-2000

-2500

-3000

-3500

^Ю00 -100

-1500

-2000

-2500

-3000

-3500

сбросы, генерирующие землетрясения на склонах рифтовой долины. По такой схеме развиваются события в рифтовой зоне медленноспрединговых хребтов, определяющие возникновение землетрясений. Эти события имеют другие следствия [2], но здесь они упоминаются с позиции генезиса землетрясений. Таким образом, в концевых фрагментах избранного сегмента рельеф несет на себе печать интенсивных тектонических дислокаций. То есть формируется морфо структура тектонической специализации.

В средней части сегмента, протяженностью около 210 км, ничего подобного не наблюдается, а отмечается полное отсутствие сейсмических маркеров, свидетельствующее об ином геодинамическом режиме центра спредин-га. Логично предположить, что реологические свойства новообразованной земной коры в срединной части сегмента исключают проявления сколов и других проявлений тектоники, ограничивая механические

преобразования новоявленной коры исключительно пластическими деформациями. Судя по внешним морфологическим признакам, магматические рельефообразующие процессы подавляют здесь тектонические, хотя, подспудно, тектоническое воздействие в осевой зоне - явление постоянное, поскольку сам спрединг генерирует тектонические дислокации. Речь идет лишь о внешних проявлениях тектоники, которая в подобных условиях максимально ослаблена. Ранее отмечалось, что в осевой части среднего фрагмента наблюдается нечеткая линейность грядово-долинного рельефа, который является своеобразной проекцией трещинного вулканизма центра спрединга. В условиях интенсификации этого процесса черты линейности рельефа сохраняются лишь в предельно завуалированном виде. Другими словами, в этой части сегмента на обширном пространстве рельеф несет на себе печать интенсивных вулканических процессов с формированием морфоструктуры магматической специализации.

ь / ' — 1 ю

/ -2ю

г \ / -3 ю

\ /А" г'* '4 / ■■4ю

**

л А\ >—"ТЧ

-100 -80 -60 -40 -20 0 20 40

60 80 100 Расстояние, км

Рис. 3. Рифтовая долина северного (А) и южного (Б) окончаний осевого блока сегмента ЮАСХ между трансформными разломами Вознесения и Боде-Верде

Положение батиметрических профилей показано на рис. 2. Буквы с и ю обозначают северное и южное окончание сегмента, соответственно

Именно с серединой сегмента связана нестабильность магнитных аномалий, их разрыв и смещения по латерали на 15-20 км (рис. 1, врезка А). Более протяженными и стабильными аномалии становятся в концевых фрагментах с рифтовой долиной. Существует предположение, что временные центры спрединга могли существовать ранее на некотором удалении от современного. В этом случае современная мор-фоструктура сформировалась позднее,

Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.

Показать целиком