ГЕОТЕКТОНИКА, 2014, № 2, с. 3-22
УДК 551.241.23.001.57;551.465
ФОРМИРОВАНИЕ И РАЗВИТИЕ ВНЕОСЕВЫХ СТРУКТУР В ЗОНАХ СПРЕДИНГА ПО РЕЗУЛЬТАТАМ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ © 2014 г. А. Л. Грохольский1, Е. П. Дубинин1, А. В. Кохан1, А. В. Петрова2
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Музей Землеведения,
119992, Москва, Ленинские горы, д. 1 2 Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, геологический факультет,
119992, Москва, Ленинские горы, д. 1 Поступила в редакцию 11.03.2013 г.
Особенности внеосевого рельефа спрединговых хребтов являются результатом тектонических и магматических процессов, происходящих в пределах осевой зоны, а также процессов, действующих по мере удаления от оси хребта при дальнейшей эволюции коры. Результаты физического и численного моделирования показали, что различия в степени изрезанности рельефа, глубине рифтовой долины, частоте и амплитуде сбросов, геометрической устойчивости рифтовой оси определяются следующими параметрами: а) скоростью растяжения и аккреции новой коры, б) толщиной хрупкого слоя литосферы и ее реологическими свойствами, в) температурой подстилающей астеносферы. При быстрых скоростях спрединга наличие стационарного осевого магматического очага в коре предопределяет существование более тонкой и менее прочной литосферы, в результате чего перескоки оси происходят на небольшое расстояние, и геометрия оси сохраняет практически прямолинейный характер. Разрушение тонкой осевой литосферы, с малой механической прочностью, проявляется в частом и малоамплитудном сбросообразовании. Все это приводит к формированию характерного, слаборасчлененного рельефа быстроспрединговых хребтов. При отсутствии стационарного осевого магматического очага в коре медленно спрединговых хребтов и наличии более мощной и прочной литосферы, наблюдается сильно расчлененный осевой и внеосевой рельеф. Перескоки оси происходят на более значительные расстояния в пределах рифтовой долины, приводя к геометрической нестабильности оси и формированию трансформных и нетрансформных смещений.
Ключевые слова: спрединговые хребты, внеосевой рельеф, моделирование, трансформные и не-трансформные смещения.
Б01: 10.7868/80016853X14020039
ВВЕДЕНИЕ
Строение рифтовых зон срединно-океаниче-ских хребтов (СОХ) хорошо изучено благодаря детальной батиметрической съемке и высокоточным геофизическим исследованиям. Геолого-геофизическая информация свидетельствует о большом разнообразии структур в рифтовых зонах СОХ, обусловленных различными кинематическими параметрами спрединга, вариациями в глубинном строении коры, различиями в механизмах ее формирования и другими особенностями. Изучение современного океанического риф-тогенеза позволяет представить модели глубинного строения рифтовых зон и выявить условия образования осевых структур. Однако остается еще немало вопросов, связанных с формированием внеосевых структур образующих в процессе своей эволюции структурный план океанической коры. Какова их связь со структурами, которые
образовались в осевой части рифтовой зоны, как изменялись глубинные процессы по мере удаления от оси спрединга и какова их роль во внеосе-вом структурообразовании? Решение этих проблем пока остается дискуссионным. В рамках данной работы мы исследуем их с привлечением методов численного и физического моделирования.
Внеосевые структуры формируют периодичную морфологию океанического дна, выраженную в рельефе в виде гряд, разделенных депрессиями. Молодая океаническая кора образуется при раздвижении литосферных плит в результате внедрения базальтового вещества в разломы риф-товых зон и кристаллизации этого вещества в процессе его охлаждения. Мощность новообразованной литосферы закономерно увеличивается со временем по мере удаления от гребней СОХ, где она минимальна, в сторону абиссальных котловин с более древними участками океанического дна. В общем плане глубина дна пропорцио-
А
700 600 500 400 300 200 100
40 80 120 160
Полная скорость спрединга, мм/год
Б
20 40 60 80
Полускорость спрединга, мм/год
1
2
3
i 5
Рис. 1. Зависимость осевой сегментации и изрезанно-сти рельефа от скорости спрединга. А — изменение длины сегментов по [33], Б — изменение расчлененности внеосевого рельефа по [18, 21—23, 28, 34] при различных скоростях спрединга
1 — хребты Гаккеля и Книповича; 2 — САХ и ЮВИХ с рифтовой долиной; 3 — ВТП; 4 — ЮВИХ с осевым поднятием; 5 — ЮЗИХ
нальна квадратному корню из возраста литосферы в определенной точке дна глубоководной котловины [13, 31].
"Закон определяет региональный фон изменения глубины дна океана и толщины литосферы, на котором формируются все другие структуры океанической коры. Важными параметрами в процессах структурообразования на более мелких масштабных уровнях является линейная скорость спрединга и температура мантии. Именно они определяют термодинамический режим литосферы рифтовой зоны, ее толщину, эффективную прочность и генеральную
морфологию рельефа дна [9, 11]. Для медленно-спрединговых хребтов характерна рифтовая долина, а для быстро-спрединговых — осевое поднятие. Хребты со средними значениями скоростей растяжения обладают переходной морфологией [10].
При изменении скорости спрединга происходит изменение осевой морфоструктурной сегментации, изменяется внеосевая морфология и мор-фометрия абиссальных холмов (рис. 1) [12, 23, 25, 35]. В пределах медленно-спрединговых хребтов длина сегментов второго порядка, заключенных между трансформными разломами (ТР), составляет 50—80 км. Сегменты одного порядка в пределах быстро-спрединговых хребтов имеют длину первые сотни километров, но встречаются участки длиной до 600—800 км, полностью лишенные трансформных смещений (см. рис. 1А) [33]. Различается и морфология трансформных смещений — при замедлении спрединга увеличивается их глубина, длина и выраженность сопутствующих структур (рис. 2) (поднятий внутреннего угла, приразломных впадин и т.д.). В пределах быстро-спрединговых хребтов трансформные разломы приобретают характер разломных зон, включающих серию сдвиговых смещений, разделенных небольшими сегментами растяжения (см. рис. 2Е). С уменьшением скорости спрединга увеличивается изрезанность вдольосевого рельефа и на более низкомасштабных уровнях. Структурные нарушения 3-го, 4-го и более высоких порядков на быстро-спрединговых хребтах — это перекрытия центров спрединга и изгибы оси (девелы) с перепадами глубин не более 0.3—0.4 км и амплитудой смещения не более 7—8 км. Однопорядковые нарушения оси спрединга на медленноспрединго-вых хребтах — это небольшие трансформные разломы и крупные нетрансформные нарушения. Величина смещения оси по ним достигает 20—30 км, а перепад высот — 1—1.5 км [9].
Различия во внеосевом рельефе выражаются в степени его расчлененности. При уменьшении скорости спрединга возрастает высота (h) и ширина внеосевых поднятий (W) (таблица, см. рис. 2). Оценки проводились на основе батиметрических данных, представленных в работе [32], для участков Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП), Юго-Восточного Индийского хребта (ЮВИХ), Срединно-Атлантического хребта (САХ), хребта Гаккеля (см. рис. 2Ж, 2З).
Оценки средней высоты абиссальных холмов, проведенные Гофом с соавторами, на основе статистических методов показали следующие результаты: 180-320 ± 25-40 м для САХ, 50-150 ± ± 25-30 м для ВТП, 100-200 ± 25-30 м для ЮВИХ [21-23, 28]. Оценки, проведенные Д. Саутером с соавторами для ультрамедленного Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ) [34] показывают,
0
0
Высота и ширина внеосевых поднятий при различных скоростях спрединга.
Название Кспр, см/год к, км Ж, км
ВТП 12-16 0.08-0.2 0.5-1
ЮВИХ 7.5 0.25-0.6 0.5-5
САХ 2.6 0.5-1.2 0.5-8
Хр. Гаккеля 1.2-1.3 1.2-1.5 6-15
что высота абиссальных холмов составляет 220500 ± 25—40 м. В работе [18] оценивались амплитуды погребенных поднятий в котловинах хребтов Книповича и Гаккеля. Они составляют 450— 600 м (см. рис. 1Б). Наблюдается возрастание высоты абиссальных холмов с уменьшением скорости спрединга.
МОДЕЛИ СБРОСООБРАЗОВАНИЯ И ФОРМИРОВАНИЯ ВНЕОСЕВОГО РЕЛЬЕФА
Судя по рельефу дна и распределению сбросов, предполагается, что кора при малых скоростях растяжения подвержена большему тектоническому воздействию, чем при больших скоростях. Область активных сбросов распространяется на 4—10 км в сторону от оси для хребтов с большой и средней скоростями спрединга, и до 30 км — для медленно-спрединговых хребтов [16].
Так как почти вся первичная океаническая кора формируется в осевых зонах спрединга, то и внеосевой рельеф в значительной степени являет собой результат процессов, происходящих на оси. Среди этих процессов наиболее важными являются магматизм и сбросообразование в условиях растягивающих напряжений.
В модели с периодическими фазами магматической аккреции и тектонического растяжения [38] предполагается, что небольшие вариации в скорости магматической аккреции регулируют скорость сбросообразования, и таким образом, влияют на общий рельеф рифтовой зоны. Изменения в магматическом давлении нарушают тектоническое напряжение, что приводит к соответствующим изменениям скорости развития сбросов. Во время магматической фазы ширина неовулканической зоны рифтовой долины увеличивается, а величины смещения по сбросам внутренних стенок долины невелики. Когда поставки магмы сокращаются, возрастает роль тектонического растяжения, во время которого сбросы активизируются и смещения увеличиваются. Ступенеобразная структура бортов рифтовой долины образуется в результате наложения таких эпизодов.
По мнению Кринера с соавторами [24], при медленных скоростях спрединга (<4—5 см/год) формирующиеся листрические сбросы свиде-
тельствуют о преимущественно тектоническом происхождении абиссальных холмов в условиях растяжения. При этом поступление магмы минимально и кора относительно холодная и хрупкая, топография отличается значительной асимметрией. При средних скоростях спрединга (5—8 см/год) поступление магмы неравномерное и тектонические и вулканические процессы вносят примерно равный вклад в формирование абиссальных холмов. При быстрых и ультрабыстры
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.