/
Автор: Ушаков С.А. Дубинин Е.П.
Теги: прикладная геология и геофизика геологические методы поисков и разведки интерпретация результатов вулканизм вулканы и вулканические системы извержения вулканов и явления, связанные с извержениями геотектоника движение земной коры тектонические структуры земной коры и их элементы историческая геология гидрогеология монография геофизика геоморфология океанология океаны
ISBN: 5-89118-198-3
Год: 2001
Текст
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТим.М.В.ЛОМОНОСОВА Научно-учебный Музей землеведения
РОССИЙСКИЙ ФОНД ФУНДАМЕНТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
LOMONOSOV MOSCOW STATE UNIVERSITY Earth Science Museum
THE RUSSIAN FOUNDATION FOR BASIC RESEARCH
ГЕОС
E.P. DUBININ, S.A. USHAKOV
OCEANIC RIFTOGENESIS
Scientific editor academician D.V.Rundquist
Moscow GEOS 2001
Е.П.ДУБИНИН, С.А.УШАКОВ
ОКЕАНИЧЕСКИЙ РИФТОГЕНЕЗ
Научный редактор академик РАН Д.В.Рундквист
Москва ГЕОС 2001
УДК 550.83.06+551.214+551.24.02:551.24.01 (260)
ББК 26.323
Д79
Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Океанический рифтогенез. - М.: ГЕОС, 2001. - 293 с.
ISBN 5-89118-198^3
В монографии на основании обобщения и анализа геолого-геофизической информации проведена типизация и сравнительный анализ главных морфоструктур дна и глубинного строения рифтовых зон срединно-океанических хребтов (СОХ) с разными скоростями спрединга.
Рассмотрена и обоснована целостная иерархическая система сегментации рифтовых зон. Показано, что сегментация СОХ является разномасштабным глобальным и фундаментальным феноменом, отражающим зависящую от времени трехмерную природу аккреционных процессов на дивергентных границах плит.
Выявлены особенности формирования и эволюции магматических очагов в рифтовой зоне СОХ в зависимости от скорости раздвижения дна океана, периодичности тектоно-магматического цикла, трещиноватости коры и гидротермальной активности. Проведен анализ глубоководной гидротермальной деятельности в рифтовых зонах океана. Показано, что интенсивность гидротермальной циркуляции зависит от состояния и температуры осевой магматической камеры и в значительной степени влияет на процессы осаждения минералов и образования месторождений глубоководных сульфидных полиметаллов.
Па основании анализа геолого-геофизических данных наиболее изученных районов рифтовых зон СОХ с разными скоростями спрединга выявлены геодинамические связи между распределением областей с повышенной гидротермальной активностью и глубоководных полиметаллических сульфидов с главными морфологическими и геологическими структурами рифтовых зон и трансформных разломов, а также с термическим состоянием литосферы рифтовой зоны.
Выделены основные типы палеодивергентных границ плит - шовных зон океанической литосферы - и дана их краткая характеристика. Рассмотрены закономерности строения палеоспрединговых хребтов. Установлены этапы эволюции литосферы при отмирании спрединговых хребтов и рассмотрена эволюция океанического рифтогенеза в геологической истории Земли.
Для морских геологов, геоморфологов, геофизиков.
Табл. 23. Ил. 136. Библиогр. 566 назв.
Публикуется при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 00-05-78025).
Dubinin Е.Р., Ushakov S.A. Oceanic riftogenesis. - Moscow: GEOS, 2001. - 293 p.
The synthezes of the geological and geophysical information and comparative analysis of the main morphostructures of ocean floor and deep structure of rift zones of mid-ocean ridges (MOR’s) of different spreading rates are presented in the monography.
The complete hierarchical system of segmentation of rift zones is considered. It is shown, that the segmentation of MOR’s is a global and fundamental phenomena on reflecting the time-dependent three-dimensional nature of accreting processes within divergent plate boundaries.
The features of formation and evolution of the magmatic chambers in MOR rift zones are revealed depended on spreading.rate, periodicity of tectono-magmatic cycles, crust fractures and hydrothermal activity.
The analysis of sea water hydrothermal activity in oceanic rift zones has been carried out. It is shown, that the intensity of hydrothermal circulation depends on the temperature of the axial magmatic chamber and substantially influences on hydrothermal field distribution and deposition of sulfide polymetals.
The geodynamical relations between distribution of massive sulfide deposits and both the main morphological and geological structures of rift zones also with a thermal condition of lithosphere are revealed on the basis of the analysis of geological and geophysical data of the most investigated areas of MOR rift zones of different spreading rate.
The main types of paleodivergent plate boundaries - suture zones of an ocean lithosphere are considered and their brief characteristics are given. The lithosphere structure of paleospreading ridges are considered. The stages of lithosphere evolution are established during dying of spreading ridges and the evolution of ocean riftogenesis in the geological history of the Earth is considered.
Tabl. 23.11. 136. Bibliogr. 566.
This book is published at financial support of Russian Foundation for Basic Research (grant 00-05-78025).
© Дубинин Е.П., Ушаков C.A., 2001
© Музей землеведения МГУ им. М.В.Ломоносова, 2001
©ГЕОС, 2001
ОГЛАВЛЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ ..............................................................................9
ГЛАВА 1. ОКЕАНИЧЕСКАЯ ЛИТОСФЕРА........................................................11
1.1. МОРФОЛОГИЯ ДНА И АНОМАЛЬНОЕ ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ МИРОВОГО ОКЕАНА...................11
1.1.1. Связь аномального гравитационного поля с рельефом дна океана...............13
1.1.2. Морфотектонические структуры дна океана по данным спутниковой альтиметрии.15
1.2. ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА, ЛИТОСФЕРА И АСТЕНОСФЕРА.........................................18
1.3. ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ ТЕКТОНИКИ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ, КИНЕМАТИКА ПЛИТ И ВОЗРАСТ ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА.............................................................23
1.4. СТРОЕНИЕ И МОЩНОСТЬ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ, ПРИРОДА СРЕДИННООКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ......................................................36
1.5. МЕХАНИЗМЫ ДВИЖЕНИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ................................................40
ГЛАВА 2. МОРФОСТРУКТУРА И СТРОЕНИЕ РИФТОВЫХ ЗОН.........................................49
2.1. МОРФОСТРУКТУРНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ, ТЕКТОНИКА И ВУЛКАНИЗМ РИФТОВЫХ ЗОН.......................................................................49
2.1.1. Неовулканическая зона......................................................54
2.1.2. Тектоническая активность в рифтовых зонах СОХ и общие закономерности распределения разломов, сбросов и трещин..........................................55
2.2. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ РИФТОВЫХ ЗОН............................................58
2.2.1. Гравитационное поле и гравитационные модели рифтовых зон...................58
2.2.2. Магнитное поле.............................................................66
2.2.3. Тепловой поток.............................................................69
2.2.4. Сейсмичность рифтовых зон и трансформных разломов..........................74
ГЛАВА 3. СТРУКТУРНЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ И СЕГМЕНТАЦИЯ РИФТОВЫХ
ЗОН..................................................................................78
3.1. ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВЫХ ЗОН СОХ...............................78
3.2. ТРОЙНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ.................................................................90
3.2.1. Типы и кинематическая устойчивость тройных соединений......................90
3.2.2. Тройное соединение Буве....................................................93
3.2.3. Тройное соединение Родригес................................................94
3.3. ТРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ...............................................................97
3.3.1. Геодинамические типы трансформных разломов.................................99
3.3.2. Области пересечения трансформных разломов и срединно-океанических хребтов.111
5
3.4. ПЕРЕКРЫТИЯ И НЕТРАНСФОРМНЫЕ СМЕЩЕНИЯ ОСЕВЫХ ЗОН СПРЕДИНГА..............................120
3.4.1. Перекрытия центров спрединга..................................................120
3.4.2. Нетрансформные смещения осей спрединга........................................129
ГЛАВА 4. ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ РИФТОВЫХ ЗОН И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ..........................140
4.1. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСЕВОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ....................................................................140
4.2. СВИДЕТЕЛЬСТВА НАЛИЧИЯ ОСЕВОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ ПОЛУЧЕННЫЕ НА ОСНОВЕ ИЗУЧЕНИЯ ОФИОЛИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ.................................148
4.3. ОТРАЖЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ В АНОМАЛЬНОМ ГРАВИТАЦИОННОМ ПОЛЕ......................................................................150
4.4. ТЕРМОМЕХАНИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ СОХ.................................................................151
4.4.1. Изменение термического состояния, рельефа и теплового потока океанической литосферы с возрастом................................................................153
4.4.2. Стационарные распределения температур и формирование корового слоя в рифтовых зонах СОХ.................................................................154
4.5. ФОРМИРОВАНИЕ И РАЗВИТИЕ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ...........................................161
4.5.1. Описание модели...............................................................161
4.5.2. Эволюция магматической камеры в процессе ее формирования и остывания..........163
4.5.3. Связь термического состояния магматической камеры с рельефом осевого поднятия.168
4.5.4. Процессы в осевых магматических резервуарах.................170
ГЛАВА 5. ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ КОНВЕКЦИЯ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ СОХ...................174
5.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ АКТИВНОСТИ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ СОХ...................................................................................174
5.2. ВРЕМЯ ЖИЗНИ И ПРОСТРАНСТВЕННОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ...................................................................177
5.2.1. Гидротермальная минерализация.................................................178
5.3. МОДЕЛИ ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ КОНВЕКЦИИ.......................................................181
5.3.1. Конвекция в пористой среде....................................................183
5.3.2. Струйная конвекция............................................................184
5.3.3. Конвекция, вызванная перепадом рельефа........................................185
ГЛАВА 6. МЕТАЛЛОГЕНИЯ РИФТОВЫХ ЗОН..........................................................187
6.1. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ НА СОХ С МЕДЛЕННОЙ СКОРОСТЬЮ СПРЕДИНГА.........................................................................187
О
6.1.1. Гидротермальное поле Снейк Пит в области МАРК на 23 с.ш. САХ..................187
6.1.2. Гидротермальное поле ТАГ на 26° с.ш. САХ......................................193
6
6.2. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ НА СОХ СО СРЕДНЕЙ СКОРОСТЬЮ СПРЕДИНГА............................................................
6.2.1. Восточно-Тихоокеанское поднятие, 21°с.ш..............................198
6.2.2. Южный сегмент хребта Эксплорер.......................................201
6.2.3. Хребет Хуан де Фука..................................................201
6.3. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ НА УЧАСТКЕ ВТП С БЫСТРОЙ СКОРОСТЬЮ СПРЕДИНГА........................................................206
6.4. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ НА УЧАСТКЕ ВТП С ОЧЕНЬ БЫСТРОЙ СКОРОСТЬЮ СПРЕДИНГА.................................................209
6.5. ТЕКТОНО-МАГМАТИЧЕСКИЙ ЦИКЛ И ФОРМИРОВАНИЕ ГЛУБОКОВОДНЫХ ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИХ СУЛЬФИДОВ.................................................211
6.6. ОЦЕНКА ВРЕМЕНИ ФОРМИРОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ГЛУБОКОВОДНЫХ ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИХ СУЛЬФИДНЫХ РУД...........................................215
ГЛАВА 7. ПАЛЕОРИФТОВЫЕ ЗОНЫ В СТРУКТУРЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ................................................................218
7.1. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПАЛЕОСПРЕДИНГОВЫХ ХРЕБТОВ..........218
7.1.1. Лабрадорский палеоспрединговый хребет................................220
7.1.2. Палеоспрединговый хребет Эгир...................................... 222
7.1.3. Палеоспрединговый хребет Математиков.................................223
7.1.4. Гравитационные аномалии над палеоспрединговыми хребтами..............224
7.2. ИЗМЕНЕНИЕ ТЕРМИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ ЛИТОСФЕРЫ ПРИ ОТМИРАНИИ СПРЕДИНГОВЫХ ХРЕБТОВ.......................................................226
7.2.1. Эволюция литосферы Лабрадорского хребта..............................226
7.2.2. Эволюция литосферы хребта Математиков................................231
7.3. ПАЛЕОРИФТОВЫЕ ГРАНИЦЫ ПЛИТ - ШОВНЫЕ ЗОНЫ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ..................................................................233
7.3.1. Пассивные рифтогенные континентальные окраины........................233
7.3.2. Палеограницы плит, образованные при перескоке оси спрединга..........236
7.3.3. Палеограницы плит, образованные при продвижении спредингового хребта.239
7.3.4. Палеограницы плит, сформированные при эволюции тройных соединений....239
ГЛАВА 8. ЭНЕРГЕТИКА ЗЕМЛИ (МОДЕЛЬ СОРОХТИНА-УШАКОВА)..............................242
8.1. ФОРМИРОВАНИЕ И РАННИЙ (ДОРИФТОВЫЙ) ЭТАП РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ...................... 242
8.2. ЭНЕРГЕТИКА РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ....................................................249
8.2.1. Энергия аккреции и гравитационной дифференциации Земли...............250
8.2.2. Радиогенная энергия..................................................252
8.2.3. Энергетический баланс Земли..........................................254
7
ГЛАВА 9. ОКЕАНИЧЕСКИЙ РИФТОГЕНЕЗ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ...........258
9.1. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ ПРИЛИВНОГО ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛУНЫ С ЗЕМЛЕЙ.....................................................258
9.2. ЭВОЛЮЦИЯ СТРУКТУРЫ МАНТИЙНОЙ КОНВЕКЦИИ И ПРОСТРАНСТВЕННОГО РАСПОЛОЖЕНИЯ РИФТОВЫХ ЗОН.................................260
9.3. ИЗМЕНЕНИЕ СРЕДНИХ СКОРОСТЕЙ СПРЕДИНГА И МОЩНОСТИ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ...................266
ЗАКЛЮЧЕНИЕ................................................269
ЛИТЕРАТУРА................................................273
CONTENTS..................................................290
ВВЕДЕНИЕ
Одной из важнейших проблем современной геологии является геодинамический анализ строения и эволюции океанической литосферы и мировой рифтовой системы.
В 1960 г. американский морской геоморфолог Б.Хизен на основании отдельных батиметрических профилей и глобальных сейсмологических данных доказал наличие единой рифтовой системы на дне океана. В 1961 г. Р.Дитц и в 1962 г. Г.Хесс обосновали тот факт, что рождение океанической коры происходит в рифтовой зоне, являющейся осью симметрии огромного подводного срединноокеанического хребта. В 1963 г. Р.Вайн и Д.Метыоз показали, что по симметричному относительно рифтовой трещины аномальному магнитному полю можно определить возраст дна океана, а также скорость сйрединга, т.е. скорость разрастания океанической коры.
С середины 60-х годов до настоящего времени проведены обширные геолого-геофизические исследования строения земной коры океана, прежде, всего в рифтовых зонах и трансформных разломах. Здесь были обнаружены активные тектономагма-тические, гидротермальные и рудообразующие процессы. В литосфере осевых рифтовых зон была установлена интенсивная гидротермальная циркуляция, проявляющаяся на поверхности дна в виде таких экзотических образований, как "черные" и "белые курильщики", с которыми связаны крупные месторождения глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС).
Высокоразрешающие геофизические методы, использующие многолучевые гидролокаторы Си Бим, сонары бокового обзора Глория, системы Марк-1, Марк-2 вместе с исследованиями на подводных обитаемых аппаратах (ПОА) позволили получить детальные батиметрические и структурные карты рифтовых зон на участках Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП), Срединно-Атлантического хребта (САХ) и других спрединговых хребтов. Набортные геофизические методы - гравиметрические, магнитометрические, сейсмические, а также геотермические - позволили получить данные о глубинной структуре литосферы рифтовых зон и трансформных разломов. Имеющаяся в настоящее время геолого-геофизическая информация свидетельствует о большом разнообразии структурных обстановок в рифтовых зонах океана, обусловленных прежде всего различными скоростями спрединга, глубинным строением, перестройками оси срединного хребта и др.
Сейчас, несмотря на фундаментальные открытия, сделанные в рифтовых зонах на дне океана, детальными исследованиями покрыто менее 10% протяженности всей глобальной рифтовой системы. Поэтому существенную роль в исследовании геологической структуры литосферы рифтовых зон и в выявлении глубинных процессов, определяющих особенности этой структуры, играют геодина-мические модели термического режима, напряженного состояния литосферы и гидротермальной конвекции. Сложность процессов диктует необходимость использования методов численного и физического моделирования для изучения термического и механического состояния рифтовых зон. Комплексный анализ геолого-геофизических данных позволил в первом приближении понять сущность таких процессов как глубинное магмообразование, дифференциация магматического расплава под рифтовой зоной и современную активную тектонику этих зон.
Многочисленные национальные исследовательские программы, направленные на изучение рифтовых зон Мирового океана, координируются в рамках общего Международного междисциплинарного глобального эксперимента InterRidge, объединяющего ученых многих стран, в том числе и российских.
Геодинамика современного океанического риф-тогенеза - новое направление, позволяющее на основе комплекса геолого-геофизических данных представить модели глубинного строения рифтовых зон и развития этих зон на поверхности Земли, где происходит зарождение океанической коры и литосферы. Изучению глубинных процессов, определяющих строение рифтовых зон океана, закономерности их современного морфоструктурного плана и аномальных геофизических полей, а также особенностям распределения глубоководных сульфидных руд и посвящена эта книга. Различная степень изученности и сложность глубинного строения современных рифтовых зон послужили причиной того, что разные аспекты их строения и эволюции в настоящее время освещены с различной степенью достоверности. Поэтому там, где процессы достаточно сложны, а фактических данных не очень много, использовались различные геодина-мические модели. При этом внимание акцентировалось на тех моделях, которые, по нашему мнению, наиболее адекватны реальной ситуации.
Авторы данной работы принимали участие в морских геофизических исследованиях, а также в
9
построении геодинамических моделей эволюции рифтовых зон, трансформных разломов и островных дуг, т.е. различных типов границ литосферных плит [132, 38, 135, 136, 47, 121, 122]. Приобретенный опыт позволил нам приступить к критическому обобщению мировых геолого-геофизических данных о строении и динамике современных рифтовых зон с различной скоростью спрединга. Мы надеемся, что эта книга будет интересна широкому кругу геологов, геофизиков и геоморфологов, а также студентам геологических специальностей вузов, которые интересуются проблемами морской геологии и геодинамики.
Работа над книгой была начата несколько лет назад. Её успешному завершению способствовала финансовая поддержка Международного научного фонда (ISF М 62000), Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 96-05-64885), научной программы «Университеты России» и Федеральной целевой программы «Интеграция» (проект № А0070), а на стадии подготовки рукописи к
печати - гранта РФФИ № 00-05-64399.
Мы глубоко признательны научному редактору академику РАН Д.В.Рундквисту за важные замечания, способствующие улучшению содержания этой книги.
Мы искренне благодарны профессору О.Г.Соро-хтину за ценный вклад в развитие моделей глобальной эволюции Земли, а также доктору технических наук Ю.И.Галушкину, совместно с которым были разработаны численные термические модели геодинамических процессов. Очень полезными для авторов были плодотворные обсуждения динамических и минерагенических моделей рифтовых зон с доктором геолого-минералогических наук А.А. Ковалевым, кандидатом географических наук А.Л.Грохольским и А.А.Свешниковым.
Авторы признательны сотрудникам сектора геодинамики Музея землеведения МГУ Л.Д.Семеновой, А.Н.Филаретовой и Т.В.Газиной, оказавшим большую помощь при оформлении рукописи этой книги.
ГЛАВА 1. ОКЕАНИЧЕСКАЯ ЛИТОСФЕРА
1.1. МОРФОЛОГИЯ ДНА
И АНОМАЛЬНОЕ ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ МИРОВОГО ОКЕАНА
Современная система взглядов на характер образования литосферы океана (тектоника мобильных литосферных плит) дает возможность связать формирование основных морфоструктур дна с процессами, протекающими в недрах Земли. В этом смысле различные формы рельефа океанического дна предстают как результат процессов, связанных с эволюцией глубинных плотностных, температурных и вещественных неоднородностей, как показатель преобладания одних глубинных процессов над другими, как свидетельство неравномерности динамического режима и энергетического потенциала планеты.
Является ли сходство подводных форм рельефа океанического дна случайным или оно обусловлено единым характером процесса, приводящего, например, к поразительному единообразию трансформных разломов (ТР) или рифтовой долины срединно-океанических хребтов (СОХ) океана на протяжении десятков тысяч километров, процесса, осуществляющего своеобразное взаимодействие вновь рождающейся литосферы и водной среды и регулирующего тепломассоперенос в масштабах всей планеты?
Весьма важно, что рельеф дна, сформированный и формирующийся в результате эндогенных процессов, фактически не подвержен влиянию экзогенных процессов. Это'обстоятельство позволяет считать, что и рельеф и связанные с ним гравитационные и магнитные аномалии в океане несут гораздо больше информации о процессах в недрах Земли, чем континентальный рельеф. Кроме того, относительно малая толщина коры и литосферы в пределах глубоководных частей океана повышают информативность геоморфологических и геофизических данных для познания процессов, происходящих в недрах Земли.
Благоприятным обстоятельством является и большая однородность (опять же в сравнении с континентом) океанической литосферы, на фоне которой ярче проявляются аномальные плотностные эффекты и иные неоднородности строения, вызванные проявлением глубинных процессов.
Как по морфологическим, так и по структурным признакам наиболее крупными подразделениями поверхности Земли являются континенты и океаны. В морфологическом отношении это деление отражает наличие двух максимумов графика повторяемости превышения рельефа твердой Земли, один из
которых примерно соответствует средней высоте суши (840 м), а другой - средней глубине океана (-3800 м). Бимодальность распределения отметок рельефа свидетельствует о существовании двух основных гипсометрических уровней поверхности литосферы, безусловно отражающих принципиальные отличия и в ее внутреннем строении.
Проблема границы между континентом и океаном достаточно многогранна и сложна. Нельзя считать, что выработан универсальный комплекс структурных или геофизических критериев для ее однозначного определения. При рассмотрении морфологии океана наиболее естественно формально принять в качестве границы континент -океан береговую линию, считая океаном ту часть Земли, где ее твердая поверхность опущена ниже уровня моря. Таким образом, в понятие «океан» включаются и затопленные окраины материков, что можно считать в какой-то степени оправданным, учитывая их непосредственную связь (в настоящее время или в геологическом прошлом) с процессами развития собственно океанов.
Изучение морфологии дна океана ведется ныне все возрастающими темпами, получаемые данные свидетельствуют о достаточно сложном его строении. Тем не менее четко выделяются три основные геоморфологические провинции: переходные зоны от континента к океану, глубоководные океанические впадины и срединно-океанические хребты (СОХ). Такое подразделение впервые предложено Б.Ч.Хизеном с соавторами [284] для геоморфологического районирования Северной Атлантики. Дальнейшие исследования подтвердили правомерность подобной классификации и для Мирового океана в целом, но уточнено, что переходные зоны бывают двух типов: активного и пассивного. В табл. 1.1 приводятся площади, занимаемые крупнейшими морфологическими провинциями Мирового океана.
Наиболее характерной особенностью рельефа дна океанов является существование системы срединно-океанических хребтов. Общая протяженность их около 70 тыс. км. Срединно-океанический хребет дна представляет собой широкий вал со сглаженным рельефом или увенчанный пиками подводных гор, разбитый поперечными разломами и продольными трещинами. Ширина хребта изменяется от 200 до 3000 км. По своим характеристикам и грандиозности эта морфоструктура не имеет аналогов на суше.
Центральная часть хребта, как правило, рассечена глубинным разломом - рифтом, расположенным в рифтовой долине, которая представляет собой узкое (около 30 км в ширину) ущелье с
11
Таблица L1. Площади морфологических провин-
ций Мирового океана, по [70]
Провинция Площадь, МЛН КМ" Доля от площади Мирового океана, %
Срединноокеанические хребты 62,8 17,2
Океанические котловины 185,1 51,4
Переходные зоны: активные пассивные 35,3 77,9 9,7 21,7
Итого: 361,1 100,0
крутыми стенками и плоским дном. Дно ущелья нередко находится глубже дна обрамляющих склоны хребта абиссальных котловин. Параллельно рифтовой долине по обеим сторонам проходят расчлененные гребневые горы. Все главные элементы системы приблизительно параллельны оси срединного рифта, а иногда и материковому склону. В отдельных океанах хребты срединного типа располагаются, отклоняясь от медианной линии океана, например Центрально-Индийский в Индийском океане, Гаккеля (Срединно-Арктический) в Северном Ледовитом, Восточно-Тихоокеанский в Тихом океанах. Наряду с этим некоторые океаны, например Индийский, имеют как бы две «срединные» системы:' широтную, (между Африкой и Австралией) и меридиональную (между Антарктидой и Азией).
Срединно-океанические хребты находятся на различных стадиях развития, вследствие чего они по-разному выражены в рельефе дна океана. Другой причиной региональных отклонений рельефа конкретных срединных хребтов от идеализированного (или теоретического) является влияние крупных мантийных неоднородностей.
Глубоководные океанические котловины, занимающие более половины площади Мирового океана, представляют собой собственно ложе океана. Поверхность дна здесь в значительной степени выровнена за счет глубоководного осадконакопления, вследствие чего большая часть океанических впадин характеризуется ровным горизонтальным дном. На фоне спокойного рельефа котловин четко проявляются отдельные локальные формы рельефа - подводные горы, группы и цепи подводных гор, асейсмичные подводные хребты неспредингового типа. Именно наличием положительных форм рельефа, в том числе крупных, таких как Китовый хребет в Южной Атлантике или цепь подводных гор Новая Англия в Северной Атлантике, объясняется то, что вся глубоководная часть океана разбита
на серию более или менее обширных котловин, имеющих обычно форму, близкую к изометричной. В пределах отдельных котловин иногда развиты положительные формы рельефа небольшой амплитуды - так называемые абиссальные холмы, а также линейные контрастные формы типа сопряженных желоба и поднятия, связываемых с зонами разломов океанической литосферы.
Пассивные рифтогенные переходные зоны, иначе называемые подводной окраиной материка атлантического типа, характерны для периферии Северного Ледовитого, Атлантического и Индийского океанов (за некоторыми исключениями). Общими чертами пассивных окраин является спокойный рельеф, малые углы наклона поверхности дна, отсутствие заметных проявлений эндогенной активности. Основными, морфоструктурами этой провинции являются материковый шельф, континентальный склон и материковое подножие. В пределах пассивных переходных зон основными рельефообразующими факторами являются транспортировка и отложение осадков, поэтому здесь широко развиты аккумулятивные формы рельефа, а в области склона - подводные каньоны.
Активные переходные зоны, иначе зоны перехода тихоокеанского типа, развиты преимущественно по периферии Тихого океана. Для них характерен своеобразный пространственный ряд крупных морфоструктур. По направлению от континента к океану можно выделить краевое, или окраинное, море, обладающее собственной глубоководной котловиной, горное сооружение островной, как правило, вулканической, дуги (одинарной или двойной), глубоководный желоб, имеющий в большинстве случаев асимметричное строение, и внешний вал, постепенно переходящий в глубоководную океаническую котловину. Рельеф дна в пределах активных переходных зон обладает наибольшей на Земле контрастностью, его амплитуда в системе дуга - желоб достигает 15 км при углах наклона поверхности дна порядка единиц градусов. Все это говорит о молодости и тектонической обусловленности морфологии активных переходных зон. Процессы эрозии и аккумуляции здесь хотя и наблюдаются, однако носят подчиненный характер.
Интересен вопрос о соотношении пассивных и активных окраин в Мировом океане. Уже отмечалось, что каждому океану присущ один определенный тип окраины, и в каждом из них, кроме Северного Ледовитого, отмечаются исключения, причины которых остаются неясными. Почему, например, периферия Атлантического океана, в целом пассивная, включает в себя два активных сегмента - Антильский и Скотга, а Индийского - дугу Зонда? В каких случаях могут формироваться подводные окраины пассивного типа в краевом море в тылу островной дуги (например, в Охотском море), а в каких случаях этого не происходит? В настоящее время очевидно, что географическое распределение переходных зон различных типов не является произвольным, а теснейшим образом связано с об-12
щей картиной глобального распределения напряжений в земных недрах, поэтому решение поставленных вопросов имеет большое значение для познания процесса развития Земля.
Общая принципиальная схема формирования океанического дна, обусловленная глубинными процессами, благодаря которым морфология современного Мирового океана представлена как сочетание срединного поднятия и обрамляющих его глубоководных котловин, в генерализованном виде соблюдается во всех океанах. Однако наличие подобия их рельефа не должно заслонять существенных упомянутых выше различий между ними. «Классический» тип морфологии имеет Атлантический океан, ложе которого разделено срединным хребтом; его рифтовая трещина очень близка к медиане котловины. Если обратиться к морфологии Индийского океана, то срединные хребты в этом океане смещены к западу, котловины различны по своей форме и размерам, а отдельные фрагменты хребта резко отличаются по геометрическим параметрам. Дно Тихого океана представляет собой наиболее асимметричную структуру, котловины его не имеют себе равных по размерам, а подводные горы и хребты занимают значительные площади.
Наименьший из океанов - Северный Ледовитый (Арктический) - имеет свои отличительные особенности. В пределах дна только этого океана выявлены три субпараллельных трансокеанических хребта, каждый из которых характеризуется существенно разными морфологическими признаками и предположительно разным генезисом. Один из них -хребет Гаккеля - имеет характерные признаки срединного и обрамлен симметричными глубоководными котловинами. Параллельный ему хребет Ломоносова является тйпичной континентальной погруженной структурой. Хребет Менделеева - более сложная по конфигурации морфоструктура, о происхождении которой судить пока трудно, хотя в последнее время появились данные, свидетельствующие в пользу его континентального генезиса.
1.1.1. Связь аномального гравитационного поля с рельефом дна океана
Подход к установлению взаимосвязи гравитационного поля и рельефа твердой Земли включает в себя много аспектов, учитывающих эффекты различного порядка: локальные, региональные и глобальные. Идея зависимости напряженности гравитационного поля от характера рельефа возникла еще в XVIII веке практически одновременно с первыми измерениями силы тяжести на поверхности Земли. Необходимость сравнения измерений силы тяжести, выполненных в различных условиях, привела к понятию редуцирования наблюденных зна
чений к уровню моря, т. е. к поверхности геоида. Такие аномалии, представляющие собой разность реального и теоретического значений силы тяжести на уровне моря, как известно, называются аномалиями в свободном воздухе.
Введение той или иной поправки в измеренное значение в разных вариантах связано с учетом влияния рельефа. Так, поправка за свободный воздух, т. е. за различие расстояний от точек наблюдений до центра Земли, учитывает нормальный градиент убывания силы тяжести с высотой и, следовательно, непосредственно связана с абсолютной отметкой пункта измерений. Поправка за притяжение промежуточного слоя вводится для того, чтобы исключить гравитационное влияние масс, расположенных между уровнем наблюдений и уровнем моря, т.е. притяжение топографических масс. В том случае, когда рельеф местности достаточно расчленен и его аппроксимирование плоскопараллельным слоем ведет к заметным ошибкам, применяется топографическая поправка, смысл которой заключается в непосредственном учете влияния реального рельефа. Аналогичный смысл имеет гидротопографическая поправка, вводимая в гравитационные наблюдения на акваториях.
Наконец, приведение наблюденного значения силы тяжести к эллипсоиду относимости, для которого вычислены нормальные значения силы тяжести (иначе, введение поправки Брунса), является не чем иным, как учетом отклонения генерализованного рельефа Земли, т.е. поверхности геоида, от эллипсоида.
Таким образом, признание связи между рельефом Земли и ее гравитационным полем является одной из фундаментальных основ гравиметрии и прочно вошло в теорию и практику редуцирования гравиметрических данных. Необходимо все же отметить, что перечисленные поправки учитывают лишь влияние слоя горных пород, расположенных выше уровня моря, или слоя воды до морского дна, иначе, гравитационный эффект поверхности твердой Земли. После введения этих редукций в гравитационном поле остается лишь влияние масс, расположенных ниже уровня моря на суше (при условии однородности плотностей топографических масс) и ниже поверхности дна на акватории.
Гравитационные аномалии, вычисленные путем введения перечисленных поправок, известные как аномалии Буге, обнаруживают далее явную зависимость от крупных форм рельефа, таких как континенты и океаны, отдельные хребты и впадины. Объяснение этому факту было дано гипотезой изостазии, согласно которой избыточные или недостаточные массы рельефа поверхности Земли компенсируются соответственно недостаточными или избыточными массами на глубине. Из существующих схем изостатической компенсации (Эри, Пратта и др.) наиболее близкой к реальности, очевидно, является схема Венинг-Мейнеса, согласно которой избыточные или недостаточные массы рельефа компенсированы регионально. Вклад компенси-13
рующих масс в общее гравитационное поле очень заметен в редукции Буге, с чем связано как существование известной корреляционной зависимости между аномалией Буге и превышениями рельефа поверхности твердой Земли, так и возможность оценки толщины земной коры по гравитационным данным [44, 16].
Наличие указанных зависимостей дало предпосылку для попыток учета влияния компенсирующих масс, т.е. для введения поправок за гравитационное влияние не только топографических, но и компенсирующих масс. Надо оговориться, что эти поправки, названные топографо-изостатическими, в значительной степени зависят от выбора той или иной компенсационной модели.
Говоря об учете эффекта компенсирующих масс в гравитационном поле, необходимо подчеркнуть то обстоятельство, что в данном случае признается как непосредственная, так и опосредованная взаимосвязь между поверхностными крупными формами рельефа нашей планеты и глубинными факторами. Сам факт установления равновесия в оболочках Земли не вызывает сомнений, поэтому введение изостатических поправок имеет несомненный геологический смысл с учетом сделанных выше оговорок.
В понятии изостатической компенсации заключена идея о связи рельефа твердой поверхности Земли со структурой земных глубин, тогда как значительные нарушения изостазии литосферы свидетельствуют об активных динамических процессах. В последние годы стало более очевидным, что толщина и строение поверхностных оболочек Земли являются следствием активных процессов, происходящих в пределах ее более глубоких слоев, а именно в мантии и даже ядре [121]. Эти глубинные плотностные неоднородности обычно слабо проявляются в наблюдаемом на отдельном профиле или площади гравитационном поле, а отражаются лишь в его низших гармониках при разложении поля Ag на поверхности Земли. Можно предполагать, что влияние этих источников на динамику литосферы, рельеф ее поверхности, на природу высоких гармоник аномального гравитационного поля очень велико. Эти соображения прямо приводят нас к заключению о важности оценки характера геодинамических процессов в недрах Земли при анализе поля силы тяжести на ее поверхности.
Из сказанного следует, что в аномальном гравитационном поле Земли рельеф ее поверхности проявляется непосредственно как влияние топографических масс и косвенно как влияние компенсирующих масс и плотностных неоднородностей в пределах внутренних по отношению к литосфере оболочек. Масштабы проявления этих эффектов неодинаковы и сложным образом связаны с глубиной источников. Влияние нескомпенсированных форм рельефа носит, как правило, локальный характер, крупные морфоструктуры проявляются в виде региональных аномалий, а неоднородности, связан
ные с глубинными геодинамическими процессами, могут быть выявлены лишь при глобальном анализе гравитационного поля Земли.
Описанные выше в самом общем виде связи аномального гравитационного поля с рельефом поверхности Земли одинаково справедливы как для континентальных, так и для океанических областей. Отличительной особенностью последних является то, что в океанах в связи с относительно меньшей толщиной и большей однородностью земной коры и литосферы эффекты таких связей проявляются более четко. Это дает возможность для более обоснованных заключений о геодинамике и строении океанической литосферы на основании гравиметрических данных. Выяснение закономерностей процессов, происходящих в рифтовых и переходных зонах, установление реакции океанической литосферы на внешнюю нагрузку и внутреннее напряжение и решение многих других проблем современной геодинамики -в совместном анализе рельефа дна и поля силы тяжести.
Попытаемся сформулировать некоторые общие черты, присущие гравитационному полю Мирового океана в целом. При глобальном рассмотрении обращает на себя внимание несоответствие между положением крупнейших гравитационных аномалий и взаимным распределением континентов и океанов. Анализ спутниковых данных позволяет достаточно уверенно определять первые восемь -десять гармоник гравитационного поля. Показано, что эти аномалии имеют размах от 40 до -40 мГал. Среднее отклонение от нулевого уровня, определяемое как корень из дисперсии, равно 12 мГал. Слабое соответствие крупнейших площадных аномалий силы тяжести основным формам рельефа подтверждается и результатами количественного анализа: коэффициенты взаимной корреляции между гравитационным полем и топографией для первых 12 гармоник разложения по сферическим функциям не превышают 0,5 по абсолютному значению, что не позволяет говорить о корреляции [38].
Более высокие гармоники гравитационного поля изучаются путем осреднения непосредственных наблюдений гравитационного поля на поверхности Земли. Современная густота и точность надводных гравиметрических измерений в Мировом океане позволяют характеризовать его аномальное гравитационное поле до гармоник, которые примерно соответствуют осреднению по 5-градусным квадратам. Оказалось, что такие осредненные аномалии обнаруживают значительно более тесную связь с рельефом дна океана, хотя и проявляющуюся не повсеместно. В целом можно считать, что глубоководным океаническим котловинам соответствуют отрицательные аномалии силы тяжести различной интенсивности (от 0 до -40 мГал), а срединноокеаническому хребту - положительные (от 0 до 40 мГал). В виде положительных аномалий проявляются также некоторые крупные подводные хреб-
14
ты и системы вулканических островов. Исследования связи гравитационного поля океанов, осред-ненного по клеткам размером 5° х 5°, с региональным рельефам дна показывают [16], что вычисление гравитационного эффекта топографии и ее компенсации не может объяснить осредненных аномалий ни при какой разумной схеме изостати-ческой компенсации в пределах литосферы. Поэтому в аномальном поле силы тяжести океана помимо рельефа отражено также влияние глубинных плотностных неоднородностей в мантии и ядре, часть из них может быть неизостатической по своей природе.
Обратившись непосредственно к измеренному по профилям или отдельным полигонам гравитационному полю в океане, т. е. к аномалиям в свободном воздухе, можно видеть, что в подавляющем большинстве случаев оно прямо соответствует локальным формам рельефа дна. Объясняется это тем, что поверхность дна является очень резкой плотностной границей, к тому же наиболее приближенной к поверхности наблюдений. Перепад плотностей на этой границе во много раз превышает плотностные контрасты, связанные с геологической неоднородностью океанической литосферы. Таким образом, все локальные формы подводного рельефа (самые мелкие из них индивидуально не скомпенсированные) находят отражение в аномалиях в свободном воздухе и в рельефе водной поверхности.
Если гравитационные аномалии в свободном воздухе на континентах и океанах не имеют принципиальных различий, то в редукции Буге эта разница проявляется весьма заметно. Введение поправки за влияние промежуточного слоя в океане приводит к получению высоких положительных значений аномалий Буге, тем больших, чем больше глубина океана. Данный факт обусловлен теоретическим нарушением при введении поправки Буге («засыпке» океана) природной изостазии океанической литосферы. Так, в гребневых зонах СОХ аномалия Буге составляет около 200 мГал, для абиссальных океанических котловин - в среднем от 200 до 350 мГал. Несомненно, что в аномалиях Буге отражаются генеральные черты рельефа дна океана в той степени, в какой они изостатически скомпенсированы, поскольку основной вклад в аномалии Буге вносит именно теоретическая поправка.
Характер проявления локальных форм рельефа в гравитационном поле в редукции Буге в значительной степени зависит от выбора плотности промежуточного слоя. При изучении крупных областей, как правило, принимают единую плотность 2,60-2,67 г/см3. Однако конкретные морфоструктурные элементы иногда сложены породами большей (или меньшей) плотности, в связи с чем в результате редуцирования могут появиться ложные аномалии, якобы, связанные с рельефом. Другой формой проявления изолированной морфострукту-ры в аномалиях Буге является отражение ее «корней» или «антикорней», если она индивидуально
скомпенсирована. Во всех случаях для решения вопроса о природе локальной аномалии Буге необходим тщательный анализ правильности выбора плотности промежуточного слоя.
Таким образом, хотя рельеф дна Мирового океана очень тесно связан с аномальным гравитационным полем нашей планеты, эта связь проявляется в самых различных формах, от прямой для не-скомпенсированных элементов рельефа дна до очень сложной, опосредованной. Именно такой сложной и опосредованной является связь низких гармоник аномального гравитационного поля нашей планеты с глубинной мантийной конвекцией, которой, как предполагается большинством сторонников концепции современного мобилизма, объясняется перемещение всего ансамбля литосферных плит.
1.1.2. Морфотектонические структуры дна океана по данным спутниковой альтиметрии
В течение последних двух десятилетий дистанционные наблюдения, произведенные с орбитальных спутников, позволили получить новую информацию о геологии земной поверхности (ЛЕНДСАТ) и структуре магнитного (МАГСАТ) и гравитационного (СИСАТ и ГЕОСАТ) полей Земли. В частности, последние два спутника представляли собой новый источник информации о батиметрии океанического дна. В июне 1978 г. НАСА запустила спутник СИСАТ, чтобы собирать данные о высоте поверхности моря, высоте волн и приповерхностных ветрах. В то время, как расположенные на земле лазерные установки следили за движением спутника по его орбите, спутник с помощью радарного альтиметра измерял альтитуду (высоту) данной точки орбиты над поверхностью океана (Л). После внесения рядя поправок в измеренные значения высоты h, это расстояние вычиталось из расстояния между спутником и поверхностью рефе-ренц эллипсоида - идеальной геометрической фигуры, описывающей поверхность Земли - (Л') Различие между h' и h является высотой поверхности земли hg или высотой геоида. Альтиметриче-ские измерения между спутником СИСАТ и поверхностью земли были получены с погрешностью около 10 см [472].
В марте 1985 г. был запущен геодезический спутник ГЕОСАТ для дополнения информации, полученной со спутника СИСАТ, а также для получения сети высокоразрешимых океанографических данных. Спутник был сконструирован в Лаборатории прикладной физики Джона Хопкинса. Используя альтиметр подобный установленному на СИСАТ, измерения на спутнике ГЕОСАТ позволяли получить высоту морской поверхности с точностью 3,5 см [258].
Данные спутниковой альтиметрии, полученные с помощью спутников СИСАТ и ГЕОСАТ, насчи
15
тывают несколько сотен миллионов наблюдений, покрывающих большую часть океанов между 72с.ш. и 72° ю.ш. Они хранятся в Геологическом Центре данных Скрипсоновского Института океанографии [472].
Детальная информация, содержащаяся в адаптированных спутниковых альтиметрических профилях, допускает ее сравнение с Международной Батиметрической картой ГЕБКО.
Реальная фигура Земли - геоид, представляет собой эквипотенциальную гравитационную поверхность, которая хорошо аппроксимируется поверхностью уровня моря. Формы геоида и уровня морской поверхности изменяются в соответствии с гравитационными (плотностными) аномалиями внутри Земли. Длинноволновые аномалии (>1000 км) геоида обусловлены глубинными структурами внутри Земли, тогда как коротковолновые сигналы (= 200 км или менее) являются результатом избытка или дефицита масс вблизи ее поверхности.
В областях с избытком масс, таких как окрестности океанических хребтов или подводных гор отмечаются отчетливые поднятия геоида, а в областях, где имеется дефицит масс, таких как желоба, или глубокие разломные долины, имеется соответствующее понижение геоида. Эта прямая корреляция между коротковолновыми структурами
(или высокочастотными компонентами) геоида и батиметрией океанического дна была успешно использована для выявления вариаций расположения и простирания батиметрических структур. Данные по аномалиям геоида, полученные со спутников, дали информацию практически обо всех структурах дна океана: спрединговых хребтах, разломах, асейсмичных плато, желобах, подводных горах и т.д. Метод спутниковой альтиметрии основан на измерении высот геоида и построении по ним карты горизонтальных градиентов силы тяжести, которую можно использовать для идентификации морских морфотектонических структур [280, 472] (рис. 1.1). Модифицированная версия метода трансформации Фурье, кратко описанная в [394], была использована, чтобы вычислить вдольтреко-вые гравитационные аномалии из вдольтрековых вертикальных отклонений (наклонов поверхности), получаемых при спутниковых альтиметрических измерениях. Высоту геоида h можно связать с другими измеренными параметрами, такими как гравитационные аномалии Ag(x) и с гравитационным потенциалом F(x,z), с помощью формулы Брунса: hg = V(x,0)/g0, где go - среднее ускорение силы тяжести, а гравитационная аномалия Ag на океанической поверхности является вертикальной производной от потенциала. Ag(x) = -t/F(x,0)/afe. Иными словами, с помощью плотной сети спутниковых
Рис. 1.1. Морфоструктурные линеаменты океанических бассейнов, определенные по данным спутниковой альтиметрии, по [258]
16
альтиметрических профилей высот геоида можно вычислить гравитационные аномалии путем дифференцирования альтиметрических данных по направлениям х и у, соответственно, и построить каркасную карту морфотектонических структур.
К настоящему времени число доступных альтиметрических данных значительно увеличилось, что связано с запуском европейских (ER.S-1, ERS-2, TOPEX-Poseidon) и российских (ГЕОИК) спутников [10].
Главная цель спутниковых исследований заключается в идентификации морфотектонических структур по измеренным альтиметрическим данным. Многие исследователи успешно решали эту задачу [258, 472, 508]. Различные тектонические структуры, такие как разломные зоны, спрединго-вые хребты, подводные горы, асейсмические плато и желоба, были идентифицированы этими исследователями из карты линеаментов (см. рис. 1.1). Обнаруживается отличное соответствие полученной карты линеаментов с имеющимися батиметрическими картами.
Методика построения карты структурных линеаментов основана на вычислении положительных и отрицательных наклонов морской поверхности (геоида), обычно показываемых разными цветами: голубым и красным, соответственно. Так как наклоны морской поверхности непосредственно связаны с горизонтальной компонентой гравитационного поля, то голубые и красные линии представляют собой соответственно положительные и отрицательные горизонтальные гравитационные аномалии. Гравитационные аномалии обусловлены преимущественно топографией морского дна (разломы, желоба, поднятия и т.д.) и, как следствие, красные и голубые линии могут также быть представлены как линии вдоль максимальных наклонов этих подводных структур. Голубые линии указывают направления вверх по склону структуры, а красные линии - направления вниз по склону. Для примера в случае разломной зоны красная линия указывает, что спутник пересекал ее от более молодого блока литосферы к более старому, проходя от вершины уступа к его подножью, в соответствии с зависимостью высоты уступа от соотношения глубина - возраст для разновозрастных блоков литосферы, контактирующих по разлому. Естественно, при интерпретации необходимо учитывать как простирание структуры, так и направление трека спутника (как правило, с севера на юг) относительной этой структуры [258].
Разломные зоны на карте обычно выделяются очень выразительно, в виде линейных структур, пересекающих срединно-океанические хребты и простирающихся часто, в пределы пассивных континентальных окраин. Наиболее четко это видно в разломных зонах Атлантики (например, Чарли-Гиббс, Романш, Вознесения и др.), так как субмеридиональное движение спутника увеличивает разрешимость структур, имеющих субширотное простирание.
СОХ в спутниковых данных выражены плохо. За исключением хребта Рейкъянес, который окон-туривается серией параллельных простирающихся с северо-востока на юго-запад линеаментов, медленно раздвигающийся Срединно-Атлантический хребет (САХ) с грабенообразной рифтовой долиной выделяется по альтиметрии с трудом. Еще хуже отражаются в сигналах геоида быстроспредин-говые хребты с характерным осевым поднятием. Проходя над таким хребтом, спутник измеряет увеличение и уменьшение крутизны склонов. Максимальное понижение наклона осевого трога будет представлено красной линией, а максимальное повышение наклона трога с другой стороны представлено голубой линией. Действительное же положение осевого трога располагается между красной и голубой линиями [258].
В отличие от Атлантики, где в альтиметрических данных преобладают разломно-сдвиговые структуры широтного простирания, в Индийском океане обнаруживается большее разнообразие морфоструктурных простираний.
Отчетливые простирания трансформных разломов выявляются в окрестности медленноспредин-говых хребтов. Это, например, разломы Оуэн, Ви-ма, Арго, Мария Целеста, вдоль Центрально-Индийского хребта (ЦИХ), разломы Мелвилл, Атлантис 2, Галлени, Дискавери, Принц Эдуард и др. -вдоль Юго-Западного Индийского хребта. (ЮЗИХ). Вдоль Юго-Восточного Индийского хребта (ЮВИХ), характеризующегося средними значениями скорости спрединга, также выделяются серии разломных зон: Амстердам, Сан-Паулу, Митра, Варуна, Сома и др. С помощью спутниковой альтиметрии простирание некоторых разломов прослежено вплоть до континентальных окраин (Георг IV, Тасманова, Баллени (см. рис. 1.1).
Части ЦИХ, ЮЗИХ и ЮВИХ благодаря их субширотному простиранию неплохо проявляются в данных спутниковой альтиметрии. Наиболее хорошо идентифицируются сегменты хребтов, расположенные вдоль юго-восточной области хребта Карлсберг, вдоль ЮЗИХ южнее бассейна Агульяс, между разломной зоной Индомед и тройным соединением Родригес (TCP), а также вдоль Австрало-Антарктического дискорданса (ААД). Четко выделяются в Индийском океане асейсмичные плато Кергелен и Брокен. Благодаря использованию спутниковой альтиметрии контуры плато Кергелен были закартированы детально. Другие плато, такие как поднятие Дель Кано, банка Крозет, поднятие Конрада, также отчетливо видны на карте. Однако Восточно-Индийский хребет и Чагос-Лаккадивский хребет хотя и являются крупными тектоническими структурами, в альтиметрических картах выражены плохо из-за своей меридиональной ориентации. Особый интерес представляет система субширотно простирающихся линеаментов в Центрально-Индийской котловине. Эти структуры отражают деформации океанической коры, связанные с продолжающейся коллизией Индии и Евразии. Глубо
17
кий Зондский желоб хорошо прослеживается по данным альтиметрии [258].
Большое разнообразие морфоструктур различается на карте Тихого океана. В тектоническом строении западной и центральной Пацифики преобладают изометричные и линейные структуры, представляющие подводные горы или подводные хребты, соответственно. Здесь было выявлено несколько субпараллельных простираний подводных линеаментов. Наиболее четкие из них связаны с Гавайско-Императорским хребтом, поднятиями Лайн, Истер, хребтом Лоуисвилл. Подводные горы и крупные островные архипелаги представлены на карте небольшими окружностями и изрезанными изометр ичными областями (см. рис. 1.1). Размер окружностей зависит от величины амплитуды сигнала и, как правило, не соответствует размерам подводных гор, так как величина сигнала зависит не только от размеров подводной горы, но и от степени компенсации рельефа и расстояния от подводной горы до спутника.
В восточной части Тихого океана наиболее отчетливые структуры связаны с гигантскими разломными зонами (Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион, Ривера, Клиппертон). В юго-восточной части Пацифики также выделено немало крупных разломных структур (Хизена, Тарп, Удинцева и др.)
Из-за пологого неконтрастного рельефа и субмеридионального простирания Восточно-Тихоокеанское поднятие (ВТП) практически не заметно в альтиметрических данных. Это же касается и хр. Хуан де Фука, Чилийского хребта и Тихоокеанско-Антарктического хребта (ТАХ).
Другие рифтогенные структуры, связанные с перескоками оси спрединга, а также следами тройных сочленений (трог Генри, разлом Гумбольдта и др.) четко видны на структурной карте.
Глубоководные желоба и островодужные системы хорошо показаны на этой карте благодаря своему контрастному рельефу (Алеутский, Курильский желоба и др.). Таким образом, несмотря на то, что многие из описанных выше морфотектонических структур были известны и ранее из набортных съемок, данные спутниковой альтиметрии существенно расширяют знания о них. Карта тектонических линеаментов обеспечивает большую детальность многих известных структур, плохо выраженных на батиметрической карте ГЕБКО, а также предполагает протяжение некоторых структур даже вне их батиметрической выраженности, т.е. под осадочным чехлом. Вследствие ограниченности набортных съемок в южных океанах спутниковые данные дают информацию по структурам в малоисследованных районах. Например, Цирку-мантарктическая область, включающая южные части Тихого, Атлантического и Индийского океанов, море Росса, море Уэдделла и другие районы [258, 10].
1.2. ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА, ЛИТОСФЕРА И АСТЕНОСФЕРА
В процессе изучения верхней, жесткой каменной оболочки Земли - ее литосферы было установлено, что она состоит из земной коры и подстилающей ее подкоровой части мантии.
Земная кора представляет собой самый верхний слой твердой Земли и отличается от нижележащих оболочек строением и химическим составом. Подошва земной коры трассируется сейсмически границей Мохоровичича, на которой скорости распространения сейсмических волн скачком возрастают до 8,0-8,2 км/с.
Поверхность земной коры формируется благодаря трем разнонаправленным воздействиям: 1) эндогенным, включающим тектонические и магматические процессы, создающие неровности рельефа; 2) экзогенным, вызывающим денудацию (выравнивание) этого рельефа за счет разрушения и выветривания слагающих его горных пород и 3) осадконакоплению, скрывающему неровности рельефа фундамента и формирующего самый верхний слой земной коры. Выделяют два основных типа земной коры: «базальтовая» океаническая и «гранитная» континентальная.
Океаническая кора сравнительно проста по своему составу и, по существу, представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. За последние десятилетия благодаря проведению сейсмических работ в Мировом океане и развитию новых сейсмических методов получены обобщающие модели строения океанической коры и выявлены основные характеристики, составляющих ее слоев. В океанической коре выделяются три основных слоя.
Самый верхний - осадочный слой, представлен обычно карбонатными осадками, отложившимися на глубинах менее 4 км или бескарбонатными красными глубоководными глинами. Часто в осадочных разрезах встречаются вулканогенные отложения, а вблизи дельт крупных рек - и терригенные осадки. Средняя мощность океанических осадков невелика - около 0,5 км [71] и только у материковых склонов и в районах крупных речных дельт она возрастает до 10-12 и даже 15 км. Связано это с явлением лавинной седиментации, благодаря которой практически весь терригенный материал, сносимый с суши, отлагается в прибрежных участках океанов и на материковых склонах континентов.
Второй слой океанической коры - базальтовый, в верхней своей части сложен подушечными лавами толеитовых базальтов океанского типа (слой 2А). Ниже располагаются долеритовые дайки того же состава (слой 2Б) (рис. 1.2). Общая мощность базальтового слоя океанической коры, по сейсмическим данным, достигает 1,4-1,5, иногда 2 км.
18
Возраст океанической коры, млн лет
Рис. 1.2. Строение океанической рифтовой зоны
/ - уровень океана; 2 - осадки; 3 - подушечные базальтовые лавы; 4 лайковый комплекс (долериты); 5 - габбро; 6 - расслоенный комплекс; 7 - серпентиниты; 8 - лерцолиты литосферной плиты; 9 - астеносфера; 10 - изотерма 500° С (начало серпентинизации)
Частые находки в крупных трансформных разломах включений габбро толеитового состава, а также изучение офиолитовых покровов в складчатых поясах Земли, представляющих собой, как известно, фрагменты древней океанской коры, надвинутой в этих поясах на бывшие края континентов, позволяют считать, что дайковый комплекс снизу подстилается слоем габбро, представляющим собой верхнюю часть третьего слоя (слой ЗА) океанической коры. На некотором удалении от гребней СОХ по сейсмическим данным прослеживается и нижняя часть этого слоя (слой ЗБ), вероятнее всего, сложенная серпентинитами, отвечающими гидратированным перидотитам (см. рис. 1.2). Судя по сейсмическим данным, мощность габбро-серпен-тинитового третьего слоя океанической коры достигает 4,7-5 км. ,Общая мощность океанической коры, без осадочного слоя, достигает 5-8 км и не зависит от возраста. Под гребнями СОХ мощность океанической коры обычно сокращается до 3-4 км и даже до 1,5-2 км (непосредственно под рифтовыми долинами).
Снизу океаническая кора подстилается породами верхней мантии, слагающими подкоровые участки литосферных плит. Граница между корой и подкоровой верхней мантией называется границей Мохоровичича (сокращенно Мохо) по имени югославского геофизика впервые ее обнаружившего. Под гребнями СОХ океаническая кора залегает непосредственно над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества астеносферы. Средняя плотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см3, следовательно, массу консолидирован-
ной океанической коры можно оценить значением 6,4-1024 г. Объем и масса осадочного слоя в глубоководных котловинах Мирового океана, по оценке А.П.Лисицына, соответственно составляет 133 млн км3 и около 0,002% массы Земли. Объем осадков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько больший -около 190 млн. км3, что в пересчете на массу (с учетом уплотнения осадков) составляет примерно 0,008 % массы Земли.
Океаническая кора имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубине около 6-6,5 км, тогда как на гребнях СОХ, иногда расчлененных глубокими ущельями (рифтовыми долинами), его уровень приподнят примерно до отметок -2,5 км, а в некоторых местах океанское дно выходит непосредственно на дневную поверхность Земли (например, на о-ве Исландия и в провинции Афар в Северной Эфиопии). Перед островными дугами, окружающими западную периферию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед дугой малых Антильских и Южно-Сандвичевых островов в Атлантике, а также перед активной окраиной континента в Центральной и Южной Америке океаническая кора прогибается и погружается до глубины 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяженные глубоководные желоба.
Океаническая кора формируется в рифтовых зонах СОХ за счет происходящего под ними выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и излияния толеитовых базальтов на океанское дно (см. рис. 1.2). Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, кристаллизуется и изливается на океанское дно не менее 12 км3 базальтовых расплавов, которые формируют весь второй и часть третьего слоя океанической коры. Эти грандиозные тектоно-магматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями СОХ, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью.
Континентальная кора как по строению, так и по составу резко отличается от океанической: ее мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например, под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. Мощность континентальной коры под древними платформами в среднем равна 40 км [44], а ее масса составляет около 0,4 % массы Земли.
В континентальной коре обычно выделяются три слоя: верхний, осадочный и два нижних слоя, сложенных кристаллическими породами. Мощность верхнего осадочного слоя континентальной коры меняется в широких пределах - от 0 на древ-
19
них щитах до 10-12 км и даже 15 км на шельфах пассивных окраин континентов и в краевых прогибах платформ. Средняя мощность осадков на континентальных платформах близка к 2-3 км, а скорости сейсмических волн изменяются в пределах 2-5,5 км/с. Среди осадков платформ преобладают глинистые отложен"ия и карбонаты мелководных морских бассейнов.
Верхняя часть разреза консолидированной континентальной коры, расположенная под осадочным слоем, представлена древними, по большей части докембрийскими, породами гранито-гнейсового состава, пегматитами, метаморфическими сланцами, кварцитами. Иногда эту часть разреза называют «гранитным» слоем, подчеркивая тем самым преобладание в ней пород гранитоидного ряда. Породы «гранитного» слоя обычно бывают преобразованы процессами регионального метаморфизма. Скорости продольных сейсмических волн варьируют здесь в диапазоне 5,5-6,2 км/с, а плотности пород меняются от 2,5 до 2,75 г/см .
«Гранитный» слой континентальной коры подстилается «базальтовым» со скоростями 6,2-7,0 км/с. Почти повсеместно континентальная кора, как и океаническая, подстилается высокоскоростными породами верхней мантии со скоростями сейсмических волн от 8,0 до 8,2 км/с, залегающими ниже границы Мохоровичича.
Еще раз повторим, что главными признаками, по которому континентальная кора отличается от океанической, является присутствие в ней «гранитного» слоя и значительно большая толщина.
Кроме континентальной и океанической коры существуют разнообразные промежуточные типы коры. Для таких типов, когда «гранитный» слой в коре сейсмически выражен слабо, используют термины субконтинентальный или субокеани-ческий.
Состав земной коры. Земная кора состоит преимущественно из легкоплавких силикатов с преобладанием алюмосиликатов. Из химических элемен-
Таблица 12. Средний химический состав континентальной и океанической коры
Оксид Содержание, %
в континентальной коре в океанической коре
SiO2 61,9 49,4
ТЮ2 0,8 1,4
А12О3 15,6 16,0
Fe2O3 2,6 2,3
FeO 3,9 7,6
MnO 0,1 0,2
MgO 3,1 8,0
CaO 5,7 Н,4
Na2O 3,1 2,7
K2O 2,9 0,2
тов в земной коре в наибольших количествах присутствуют кислород (43,13%), кремний (26%) и алюминий (7,45%) (табл. 1.2) в форме силикатов и окислов.
Океанская кора резко отличается от континентальной однородностью своего состава. Под тонким слоем осадков она представлена толеитовыми базальтами практически неизменного химического состава (см. табл. 1.2) в любой точке Мирового океана. Можно говорить о постоянстве состава океанической коры так же, как мы говорим о постоянстве состава морской воды или атмосферы. Это - одна из глобальных констант, свидетельствующая вместе с постоянной мощностью океанической коры об едином механизме ее формирования. В коре отмечаются повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов -урана (232U), тория ('МТЬ) и калия (^К). Наибольшая концентрация радиоактивных элементов характерна для «гранитного» слоя континентальной коры. Содержание радиоактивных элементов в океанской коре ничтожно мало.
Литосфера - верхняя каменная (жесткая и прочная) оболочка Земли, все компоненты которой находятся в твердом состоянии. В современном понимании литосфера включает в себя не только земную кору, но и часть верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько остыло, что полностью раскристаллизовалось и превратилось в горную породу.
Характерными признаками литосферы, как уже упоминалось, являются ее жесткость и прочность, а следовательно, способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того, чтобы литосферную плиту разрушить или деформировать, необходимо к ней приложить дополнительные механические напряжения, превышающие предел ее прочности.
С увеличением глубины, как известно, температура постепенно возрастает. Под литосферными плитами обычно располагается астеносфера - пластичная оболочка мантии, вещество которой уже частично расплавлено или размягчено и характеризуется относительно пониженной вязкостью т| = Ю|9-1020П под океанами и т) =1021—1022 П под континентами (для сравнения отметим, что у воды Г1=10'2 П, вязкость жидкой базальтовой лавы Т] = 105-106П, у льда ц = 1013 П, а у каменной соли ц = 10|8П). В отличие от литосферы астеносфера не обладает пределом прочности и ее вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений.
Анализ реологических свойств литосферы невозможен без уточнения понятия «толщина литосферы».
Существо проблемы заключается в неоднозначности определения толщины литосферы как с позиций механики, так и на основании экспериментальных данных, получаемых различными геофизическими методами. Можно дать несколько опре-
20
определений толщины литосферы [121]: 1) реологическая толщина литосферы - максимальная глубина, до которой могут распространяться хрупкие
7Т, — Tmerf
z 2(а/)^
(1.1)
трещины; 2) магматическая толщина - минимальная глубина, на которой парциальное плавление достаточно, чтобы поставлять лаву для подводных вулканов; 3) термодинамическая толщина, которая определяется как положение уровня на диаграмме температура-давление, означающего начало парциального плавления в системе с известными или с предполагаемыми физическими свойствами. Сюда можно добавить и сейсмологическое определение толщины литосферы, основанное на законе распределения с глубиной скоростей упругих волн, продольных и поперечных, в верхах мантии. Первые три определения близки между, собой в том смысле, что все предполагают наличие либо начало частичного плавления на границе литосферы и астеносферы. Они согласуются и с сейсмическим определением подошвы литосферы как верхней границы зоны низких скоростей сейсмических волн. Такая зона низких скоростей установлена под океанами, но далеко не повсеместно под континентами.
Многие природные данные свидетельствуют в пользу того, что зона волновода является зоной, ослабленной в механическом смысле и, в частности, слабо сопротивляющейся сдвиговым напряжениям. Поэтому она допускает движение литосферы относительно нижней мантии. Как отмечалось, наиболее вероятной причиной поведения астеносферы под океанами одновременно и как ослабленной зоны, и как зоны пониженных скоростей сейсмических волн является наличие в ней частично расплавленного вещества мантии. Анализ изменения добротности в астеносфере под океаном свидетельствует о том, что процент расплава вне срединных хребтов ниже, чем под хребтами, и доля плавления в пределах 1-10% хорошо объясняет наблюдаемые значения затухания сейсмических волн в астеносфере под океаном и под внутриконтинен-тальными рифтовыми областями. Эти выводы основаны на результатах лабораторных исследований затухания сейсмических волн в расплавах с различной степенью плавления [518].
Распределение температуры в остывающей литосфере можно определить по кельвиновскому решению уравнения теплопроводности
где Tz - температура на уровне z; Тт - температура горячей мантии; а - коэффициент температуропроводности пород литосферы; t - возраст плиты.
Благодаря тому что у молодых океанических плит температурные градиенты существенно выше, чем у древних континентальных плит и, особенно, чем градиент температуры конвектирующей мантии все океанические геотермы, определяемые вы
ражением (1.1), пересекаются с кривой температуры начала плавления (солидуса) , мантийного вещества на глубинах от 2,5 до 100 км [29]. Следовательно, под всеми без исключения океаническими плитами располагается «классическая» астеносфера, состоящая из частично расплавленного мантийного вещества. Под древними континентальными платформами, уже давно успевшими предельно остыть, изотермы должны характеризоваться наименьшими градиентами температуры, особенно при учете выделения радиоактивного тепла в верхнем (гранитном) слое континентальной коры. Поэтому и мощность литосферы под такими платформами должна быть наибольшей.
О сравнительно небольшой мощности океанических литосферных плит и о большой мощности континентальных плит говорят геофизические измерения. Но кроме них имеются и чисто геологические свидетельства, позволяющие оценить толщину литосферных плит. Геохимия внутриплатного магматизма океанических плит однозначно свидетельствует об их сравнительно небольшой предельной мощности [29]. В частности, в океанических магмах никогда не встречаются ксенолиты более высокой степени метаморфизма, чем шпинелевые лерцолиты. С другой стороны, кимберлитовый и лампроитовый вулканизм, пронизывающий архейские континентальные плиты, выносит на поверхность ксенолиты глубинных пород со специфическими минеральными ассоциациями пироп-алмазной фации метаморфизма, практически однозначно свидетельствующие о том, что толщина литосферы под древними щитами достигает, по меньшей мере, 200 км [46]. По-видимому, под древними континентальными щитами не должно существовать «классической» астеносферы с частично расплавленным в ней веществом [121].
Важно отметить принципиальное отличие реологических свойств вещества в литосфере и астеносфере. Учитывая хорошее приближение (с точностью до 1,5-10'5) формы Земли к равновесной фигуре эллипсоида вращения, в первом приближении можно считать, что подлитосферная мантия характеризуется свойствами вязкой ньютоновой жидкости. При этом часть существующих ундуля-ций геоида естественным образом объясняется динамическими эффектами конвекции очень вязкой жидкости в мантии Земли [121], а другая часть -динамическими взаимодействиями литосферных плит в зонах субдукции [131] или краевыми эффектами на границах континентов и океанов [29]. С учетом отмеченных динамических эффектов можно и во втором приближении считать вещество подлитосферной мантии идеальной вязкой ньютоновой жидкостью. Однако в связи с частичным расплавлением мантийного вещества в «классической» астеносфере, под океаническими плитами, сдвиговая вязкость в ней оказывается намного меньшей, чем под континентами: под океанами Т|ок ~ 1О19-1О20 П [133] и rf® « 1021-1022 П под континентами [395, 133]. Именно по этой причине под континентами
21
астеносферный слой всегда оказывается менее выраженным и постепенно переходящим в промежуточный слой Голицина между верхней и нижней мантией.
В отличие от астеносферы литосфера обладает конечной прочностью, характеризуемой пределом пластичности т0. Пока возникающие в литосфере под действием внешних нагрузок напряжения не превосходят этого предела, в ней происходят только обратимые упругие деформации. Когда же такие напряжения превосходят предел прочности, в литосфере начинают развиваться необратимые пластические деформации. Если же в области деформаций существуют жидкие и маловязкие расплавы, способные воспринимать гидростатическое давление, то такие деформации становятся хрупкими и могут распространяться в литосфере со скоростями, ограничиваемыми лишь скоростью заполнения возникающих хрупких трещин вязкой жидкостью расплава. Именно этим явлением можно объяснить стремительный подъем жидких и легких кимберлитовых магм и вынос ими плотных ксенолитов тяжелых пород с подошвы литосферы на земную поверхность по «бегущей» трещине, разрывающей за несколько часов всю толщину континентальной плиты, начиная с глубины около 200 км [118]. Поэтому в первом приближении литосферу можно описывать свойствами упруго-пластичного (упруго-хрупкого) тела, обладающего конечным значением предела прочности материала то 0. В этом случае за подошву литосферы следует принимать уровень то=О либо уровень, на котором возникающие при конвективном массообмене мантии сдвиговые напряжения тд превышают этот пре-дел Ts То.
Имеющиеся геофизические и геологические данные показывают, что жесткость литосферы сохраняется практически по всей ее толщине. Так, на Гавайских островах, мощность литосферной плиты под которыми оценивается в 60 км, начало каждого нового цикла вулканической деятельности предваряется сейсмическими толчками (индикаторами хрупкого разрушения плиты), происходящими также на глубине около 60 км. То же можно сказать и о мощных литосферных плитах под архейскими континентами. Как было показано в работе [121], литосфера под древними кбнтинентами на предельных глубинах около 200 км обладает конечной прочностью.
1.3. ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ ТЕКТОНИКИ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ, КИНЕМАТИКА ПЛИТ И ВОЗРАСТ ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА
Рождение в геологии нового научного направления -мобилизма в виде гипотезы дрейфа материков обычно связывают с именем немецкого геофизика Альфреда Вегенера. В первой четверти XX века
А.Вегенер [13] выдвинул предположение, что в конце палеозоя - начале мезозоя, около 200 млн лет назад все материки были сгруппированы в единый гигантский континент, который он назвал Пангеей. Этот суперконтинент состоял из двух крупных частей: северной - Лавразии, объединявшей нынешнюю Европу, Азию (без Индии) и Северную Америку, и южной - Гондваны, включавшей в себя Южную Америку, Африку, Антарктиду, Индостан и Австралию. Между юго-восточной границей Лавразии и северо-восточной - Гондваны в виде огромного залива находилась впадина океана Тетис. Первоначально гипотеза А.Вегенера основывалась на поразительном сходстве в очертании берегов Африки и Южной Америки. Однако в дальнейшем, отстаивая свою концепцию дрейфа материков, ученый черпал новые факты для ее подтверждения, в палеонтологии, палеоклиматологии, геологии, минералогии. Благодаря своей простоте и наглядности, предложенная А.Вегенером гипотеза дрейфа континентов дала мощный импульс развитию идей мобилизма. Однако в то время А.Вегенер не смог указать силы, ответственные за передвижение континентов и обладающие достаточной энергией для образования обширных горных систем. Позднее голландский геофизик Ф.Венинг-Мейнес предположил наличие конвективных течений в мантии Земли, а англичанин А.Холмс и американец Д. Григе связали их с дрейфом материков. .И все же в те годы еще не было достаточно убедительных доказательств гипотезы А.Вегенера, поэтому большинство геологов относились к ней скептически.
Новый импульс в развитии теория тектоники литосферных плит получила в конце 50-х - начале 60-х годов, когда широкое развитие получили геофизические методы исследования Земли, гравитационная съемка областей материковых оледенений, палеомагнитные исследования горных пород и целенаправленная магнитная съемка океанов, охватывающих две трети поверхности Земли. В этот период был сделан ряд принципиально важных открытий в науках о Земле.
Прежде всего было установлено существование пластичного слоя астеносферы, который допускал возможность перемещения литосферы относительно подстилающей мантии; было подтверждено существенное различие мощности и состава океанической коры от континентальной; но самое главное -было установлено существование глобальной системы срединно-океанических хребтов и рифтов; открыта система линейных знакопеременных магнитных аномалий, параллельных и симметричных осям срединных хребтов, способных фиксировать периодические инверсии магнитного поля Земли. К тому же благодаря широкому развитию сейсмостанций стало возможным построить карту сейсмической активности Земли (рис. 1.3). Из этой карты следовало, что большая часть эпицентров землетрясений («98%) приурочено к линейным вытянутым поясам, обрамляющим обширные, поч-22
ти асейсмичные, участки поверхности Земли, названные позже литосферными плитами. Изучение остаточной намагниченности горных пород, позволяющих восстановить их положение в древнем магнитном поле, подтвердило, что материки испытывали значительные перемещения, прежде чем занять свое современное положение.
Полученные факты не укладывались ни в одну тектоническую гипотезу фиксистского направления и заставили вспомнить о гипотезе Вегенера, у которой в то время было очень немного сторонников. В 1961-1968 гг. усилиями американских, английских, канадских и французских геофизиков и геологов, были разработаны основы новой мобили-стской теории, первоначально больше известной как новая глобальная тектоника, а затем тектоника плит (точнее, тектоника литосферных плит). Зародышем ее явилась идея об образовании океанов в результате раздвижения континентов и разрастания молодой океанической коры от осей срединноокеанических хребтов. Этот процесс был впервые описан американскими геологом Г.Хессом и геофизиком Р.Дитцем и получил (от последнего) название спрединга океанского дна (спрединг буквально означает «разрастание»), Декан геологического факультета Принстонского университета
Г.Хесс в своей работе, которую он назвал «геопо-этическим эссе», высказал предположение, что горячее, частично расплавленное мантийное вещество, поднимаясь вдоль рифтовых трещин должно растекаться в разные стороны от оси СОХ и растаскивать океанское дно в разные стороны. Поднимающееся расплавленное мантийное вещество заполняет рифтовую трещину, застывая в ней и наращивая, таким образом, расходящиеся края океанической коры. Из теоретической концепции Г.Хесса и Р.Дитца о разрастании океанического дна следовало представление о молодости (в геологическом масштабе) океанической коры.
Определение возраста океанической литосферы сначала по геофизическим, а потом и по геологическим данным - это одно из важнейших событий в развитии всей геологической науки второй половины XX века.
Принципиальная возможность геоисториче-ской интерпретации аномального магнитного поля океана, т.е. определение возраста дна океана по рисунку аномалий ДТа, впервые была показана в 1963 г. Ф.Вайном и Д.Мэтьюзом. Они объяснили полосчатый и линейный характер магнитных аномалий в океане как результат сочетания трех фундаментальных и независимо уста-
зо
60
90
120 150 180 150 120
90 60
30
30 60
120 150 180 150
120
60 30
Рис. 1.3. Сейсмичность Земли, по [161]
23
Рис, 1.4. Симметричная система линейных магнитных аномалий на пересечении через Восточно-Тихоокеанское
поднятие (51°ю.ш.)
1,2 - полярности: / - прямая, 2 ~ обратная.
новленных факторов. Первый - разрастание дна океана, при котором каждая новая порция изверженных базальтовых магм, застывая в рифтовой зоне, намагничивается под влиянием главного магнитного поля, а затем, «припаиваясь» к дивергентным краям двух плит, разрывается примерно посередине и растаскивается в стороны. Второй фактор -изменение полярности главного магнитного поля Земли. Оно происходит достаточно быстро за первые тысячи лет, а один и тот же знак геомагнитного поля сохраняется на протяжении нескольких десятков и сотен тысяч лет. За последние несколько миллионов лет магнитные полюса Земли меняли свою полярность свыше 20 раз. Осредненное за такое время геомагнитное поле может быть с хорошим приближением описано полем теоретического магнитного диполя, направленного по оси вращения Земли и расположенного практически в ее центре. Третий фактор, позволяющий проводить количественную геоисторическую интерпретацию аномального магнитного поля океана, - это существование у базальтов океанической коры остаточной намагниченности, приобретенной ими в момент их застывания и остывания в рифтовой зоне, и
ее преобладание над индуктивной намагниченностью, обусловленной воздействием современного геомагнитного поля.
Для объяснения природы знакопеременного и симметричного аномального магнитного поля океанского дна Ф.Вайн и Д.Мэтыоз предположили, что магнитные аномалии океана есть не что иное, как запись инверсий магнитного поля Земли в геологическом прошлом на гигантской природной «магнитофонной» ленте - океанической коре, которая, застывая в рифтовой трещине, рвется в ней примерно по середине и каждая половина раздвигается в стороны от места своего рождения (рис. 1.4). Зная порядок чередования и время каждой инверсии главного магнитного поля Земли, можно составить единую шкалу геомагнитных инверсий, скоррелированную с геохронологической шкалой, и по рисунку аномалий определить возраст дна океана (рис. 1.5). Геоисторическая интерпретация аномального магнитного поля океана, подтвержденная данными глубоководного бурения, убедительно показала геологическую молодость океанического дна. В рифтовых трещинах располагаются самые молодые породы, имеющие современный возраст, а на флангах СОХ и в районах абиссальных котловин возраст пород достигает 80-100 млн лет. Самый древний возраст океанической коры не превышает 160-170 млн лет, что составляет всего ’/зо от возраста нашей планеты.
Американский геолог Г.Менард открыл в Тихом океане гигантские разломы, пересекающие срединно-океанские хребты, а канадский геофизик Дж.Т.Вилсон установил, что они образуют особый класс разломов, и назвал их трансформным и.
Итак, к концу 60-х годов были сформулированы основные положения новой геологической теории, получившей название тектоники литосферных плит, которые кратко изложены ниже на основании фундаментальных обобщающих работ ведущих мобили-стов, внесших значительный вклад в развитие этой теории [69, 132, 135, 136,58, 137,47,73, 121, 122, 141].
Слово тектоника в буквальном переводе с древнегреческого языка значит строительство. В науках о Земле под этим термином обычно понимают геологическое строение и закономерности развития земной коры, а под литосферой - каменную (т.е. твердую и прочную) оболочку Земли. В современном понимании литосфера (как отмечалось выше) включает в себя не только земную кору, но и часть верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько остыло, что полностью раскристаллизова-лось и превратилось в горную породу. Слово «плиты» в названии новой теории показывает, что литосферная оболочка Земли разбита на отдельные
24
я Хроны “ТГ“
р п X X я н и Ц в и поднр- NOCTN N MJMBONJH * о.' к
X О О (К нмтныс ацомй.1нн 5 С
1 2 3 4
х^ S
• 1 ‘Q 3 G 1 ииив
шами
- 2 2
X
- 3 ф
X £ 2А аавя
X
-4 Пл ввоя
3 явп
- 5 -
-в ЗА яви
ЗВ МВВ
7 - 4
• 8 - 4А
- 8
.10- 5
•11- X в^мямя
ф — ИНВ!
•12- X ЙМ
-13- V ввяи
о Д' 5А пей
14- 0 а
о> X S Ий
-15 • X 5В ввивав
18*
вйМНШ
•17' 5С ^ша
•1в- 50
-19- 5Е
•20 6 I ' * I
-21- 6А |
•22-
•23- 6В
-24- вс маам
-25-
-28- X 7 ।
7А
W
•27- U X 8 I
•28-
о Д
•29- о s i
в L.
-30- X
1 Е q 10 Г
1 О I
•31- <4
-32- С 11 I
-33- 12
1 2 3 | 4 |
•М14 • WiiiiiiiiI
139 if 9 Г и М15
140 о «а
141 НИЙ р р и М16 Н№|
142 143- Н и ж , Б е М17
4 44
М18 ШВ
145
146- М19 ИМИ
147- 148 ИТОН М20 НН|
149 М21 ММ
150
•151 152 М22 Ш|Щ
м
153 164 Q. S РИД М23 k-i-J
155 м е М24 f®~]
X М24А Р*"“Ч
158 М24В рддц
к М24С |ИИИ|
157 К М25 JjJg|
158 X Р Д М25А Sind
159< X о
е М26 1ИИП
160 о. о М27 1ИВП
161 № м Q М26 ₽ииищ
М28А ПИП
162 tn М28В |ППЦ
_ №9 _ ДД
163 МЗО РИЦ
ГМЗОАГИв мз1
184 X М32 Евц
M/hk/.MI
165 С п мэз 1ИИИ
166 о М34 BSI
С
167 С 0) М34С |Ц
М35
168 МЗЬЛ >—мини М356ПВНЙ
16А М36 |вяи“
— Гб М37 РЬм
17С а S М37С Iя"11111111111 L—
17" к к >5 а> Q о в g М38
172 мзо ЯРЯ*
Рис. 1.5. Геохронологическая шкала палеомагнитных инверсий (время в млн лет), по
Д.Кенту и Ф.Градштейну с добавлениями А.Шрейдера [145]
Условные обозначения см. на рис 1.4
25
блоки, вертикальные размеры которых обычно много меньше горизонтальных.
Таким образом, под тектоникой литосферных плит мы будем понимать геологическую теорию, которая рассматривает образование, строение и взаимные перемещения литосферных плит, сопровождаемые их деформациями, магматическими проявлениями и другими процессами, приводящими к формированию земной коры и приуроченных к ней полезных ископаемых. В этом определении ничего не говорится о причинах движения литосферных плит, поскольку эта проблема находится в рамках смежного научного направления - геодинамики, речь о которой пойдет ниже.
Особенностью литосферных плит является их жесткость и способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того, чтобы литосферную плиту разрушить или деформировать, необходимо к ней приложить дополнительные механические напряжения, превышающие ее предел условно-мгновенной прочности, примерно равный 1 т/см2. Суммарная мощность океанической литосферы меняется в пределах от 2-3 км в районе рифтовых зон океанов до 80-90 км вблизи континентальных окраин. Толщина континентальной литосферы достигает 200-220 км.
В отличие от литосферы подстилающая ее пластичная астеносфера не обладает пределом прочности и ее вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений, увлекая за собой жесткие литосферные пли
ты. Перемещения литосферных плит по поверхности астеносферы происходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдельные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или скользить относительно друг друга. В первом случае между плитами возникают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ плит, во втором - зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием одной плиты на другую, в третьем - сдвиговые зоны - трансформные разломы, вдоль которых происходит скольжение соседних плит.
Из определения литосферы, как жесткой оболочки с конечной прочностью и хрупким разрушением, вытекает следствие: если литосферная плита представляет собой единую пластину, то каждый ее разлом - это источник землетрясения. Обычно сейсмическая активность сосредоточена в пределах сравнительно узких зон, вдоль которых происходят взаимные перемещения и трения смежных плит.
Как отмечалось, землетрясения распространены по поверхности Земли в виде поясов сейсмической активности, оконтуривающих обширные асейсмические области (см. рис. 1.3). Более надежному выделению сейсмических поясов помогла созданная к началу 60-х годов мировая сеть стандартных сейсмологических станций. Хорошо определенные сравнительно узкие пояса современной сейсмической активности - это, наравне с геоморфологическими признаками, наиболее существенный определяющий признак для трассирования границ и, как следствие, оконтуривания самих литосферных плит (рис. 1.6).
Рис. 1.6. Относительные движения литосферных плит и распределение скоростей спрединга в рифтовых зонах СОХ (в см/год), по [135]
1 - дивергентные и трансформные границы плит; 2 - планетарные пояса сжатия; 3 — конвергентные границы плит
26
Развитие широкой мировой сети сейсмологических станций позволило установить преобладающие направления смещений на различных типах границ литосферных плит.
Сейсмологические характеристики землетрясений, происходящих вдоль разных границ литосферных плит, кратко можно суммировать в следующем виде. В осевой части СОХ глубина очагов землетрясений небольшая - всего 2-3 км (максимальная - 5-10 км). При этом по характеру механизма в очаге достаточно четко выделяются два типа землетрясений. Очаги первого типа сосредоточены в пределах узких зон сейсмической активности, протягивающихся вдоль гребня СОХ в направлении его простирания. В этих зонах, как правило, происходят мелкофокусные землетрясения, глубина очагов которых не превышает первых километров от дна. В очагах преобладают механизмы субгоризонтального растяжения в направлении, перпендикулярном простиранию осевой рифтовой трещины.
Очаги второго типа простираются также в виде достаточно узких зон, как правило, перпендикулярных к генеральному простиранию рифтовой трещины СОХ. В таких очагах преобладают преимущественно субгоризонтальные сдвиги в направлении, ортогональном простиранию хребта. Сейсмофокальные зоны со сдвиговыми механизмами в очагах землетрясений свидетельствуют о субгоризонтальном смещении краев плит. В абсолютном большинстве случаев каждая такая сейсмическая зона расположена между двумя отрезками осевой рифтовой трещины. Эта зона фиксирует собой живущий трансформный разлом, по которому и происходит смещение отдельных отрезков рифтовой оси. Глубина очагов вдоль трансформных разломов СОХ обычно невелика: в абсолютном большинстве случаев она не превышает самых первых десятков километров. Простирающиеся в осевой области СОХ сейсмоактивные зоны маркируют собой смещение краев плит в рифтовых трещинах и по трансформным разломам.
От описанных выше сейсмоактивных зон СОХ существенно отличаются те, которые расположены в районах островных дуг и активных континентальных окраин обрамления Тихого океана. Хорошо известно, что характерная особенность таких зон - их большая глубинность. Глубины очагов землетрясений здесь достигают 600-650 км. При этом, как показали исследования С.А.Федотова, Л.Р.Сайкса и А.Хасегавы, ширина уходящей в глубь зоны сейсмической активности не превышает 50-60 км. Другая важная отличительная особенность этих сейсмоактивных зон - механизмы в очагах землетрясений, вполне определенно свидетельствующие о сжатии литосферы в районе внешнего края островных дуг и активных континентальных окраин.
Еще один тип сейсмоактивных зон приурочен к Альпийско-Гималайскому поясу. На мировой карте сейсмичности эта зона представлена в виде широ
кой вытянутой области как бы беспорядочно рассеянных эпицентров землетрясений. Однако детальные исследования отдельных регионов этого горного пояса позволяют выделить ряд крупных разломов, около которых и концентрируется большинство зарегистрированных очагов землетрясений. В пределах разломных зон Альпийско-Гималайского пояса у абсолютного большинства очагов глубина изменяется от 70 до 100 км. Только на четырех участках: в Калабрийской дуге на юге Италии, в Эллинской дуге Восточного Средиземноморья, в районе Вранча в Карпатах, в районе города Хорога между Памиром и Гиндукушем - зафиксированы большие глубины очагов. Но нигде в пределах этого горного пояса не установлены сейсмофокальные зоны с очагами глубже 300 км. Механизмы в очагах землетрясений Альпийско-Гималайского пояса достаточно разнообразны. Преобладают сдвиги в условиях сжатия, а также сдвиги или их комбинации. В некоторых случаях зарегистрированы также механизмы растяжения или сдвиги с компонентой растяжения, которые преобладают в литосфере Эгейского моря и его обрамления.
Обращает на себя внимание, что большая часть землетрясений Альпийско-Гималайского пояса, а также землетрясения тыловых участков островных дуг и активных окраин континентов андийского типа происходят в пределах верхней части земной коры (на глубинах до 20 км) и создают широкую полосу активности, иногда далеко отступающую от зон поддвига плит. Это не случайное явление. Оно показывает, что взаимодействия и деформации литосферных плит в сравнительно узких зонах суб-дукции передаются земной коре, приводят к смещениям и деформациям ее верхних слоев и распространяются по ним на довольно широкие пространства. Связано это явление с расслоением континентальной коры на более или менее жесткий (охлажденный) слой верхней коры и подстилающий его прогретый (до 500-600° С) и поэтому пластичный слой нижней коры. В зонах коллизии континентов и в тылу активных окраин континентов над зонами субдукции давление литосферных плит передается на твердые слои земной коры, раскалывая их на отдельные блоки - коровые микроплиты. Дальнейшие смещения и подвижки таких микроплит по пластичным слоям нижней коры и создают характерный фон рассеянной сейсмичности вдоль рассматриваемых типов горных поясов. Подробнее это явление, получившее название двухъярусной тектоники, рассматривается в ряде общих и специальных работ Л.ИЛобковского [73].
В рифтовых трещинах и трансформных разломах СОХ выделяется около 3% всей упругой энергии, в Альпийско-Гималайском поясе - около 15%; почти вся остальная упругая энергия выделяется в районах островных дуг. Меньше 1% общей энергии выделяется в очагах, расположенных в пределах самих литосферных плит; как правило, такие очаги приурочены к районам внутриплитного вулканизма
27
(например, Гавайские острова) и реже - к пассивным переходным зонам атлантического типа.
Итак, пояса сейсмической активности служат важнейшим критерием для трассирования боковых границ современных литосферных плит. Механизмы в очагах землетрясений (при условии их статистической достоверности) позволяют определить кинематику смещения краев плит вдоль того или иного разлома и, следовательно, выделить кинематический тип этой границы. Поэтому мировая карта сейсмичности отразила контуры наиболее крупных литосферных плит.
Самая крупная по площади плита - Тихоокеанская. Она целиком состоит из океанической литосферы и занимает большую часть дна от оси Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) до системы глубоководных желобов северного и западного обрамлений этого океана.
Много меньше по площади плита Наска, но все же она может быть отнесена к крупным. Состоит плита Наска только из океанической литосферы и занимает дно Тихого океана к востоку от оси ВТП до оси Перуано-Чилийского желоба. С севера эта плита ограничена рифтовой трещиной и трансформными разломами Галапагосского хребта, а с юга - Чилийского.
По трансформному разлому Сан-Андреас Тихоокеанская плита граничит с континентальной частью Североамериканской плиты, которая с юга ограничена трансформными разломами Кайман и Барракуда. Восточная граница Североамериканской плиты проходит по оси Срединно-Атлантического хребта (САХ), а северная - по ее арктическому продолжению - оси хребта Гаккеля. Некоторые исследователи относят к Североамериканской плите Аляску и Чукотку; нам представляется, что более правомерно включать эти области в состоящий из многих малых плит Циркумтихооке-анский планетарный пояс сжатия литосферы.
Четвертая крупная плита - Южноамериканская, граничащая с Североамериканской по трансформному разлому Барракуда. С востока Южноамериканская плита ограничена осевой зоной САХ; ее южная граница проходит преимущественно по трансформным разломам, которые протягиваются от о-ва Буве к Южно-Сандвичевому желобу; далее к западу эта граница проходит севернее Южно-Антильского хребта (также по трансформному разлому) вплоть до Магелланова пролива. Западную границу Южноамериканской плиты традиционно проводят по оси Перуано-Чилийского желоба. При этом по геоморфологическим и геофизическим данным Анды можно относить к Циркумтихоокеанско-му планетарному поясу сжатия литосферы (в данном случае в составе Южноамериканской плиты).
По осевой зоне Срединно-Атлантического хребта Южноамериканская плита граничит с Африканской. Около 4/5 общей протяженности границ Африканской плиты приходится на осевые рифтовые трещины и соединяющие их участки трансформных разломов Южно-Атлантического, Африкано
Антарктического, Западно-Индийского и Аравийско-Индийского подводных хребтов, а также Аденского залива и Красного моря. С севера эта плита ограничена Азоро-Гибралтарским трансформным разломом, который к востоку переходит в конвергентную границу между Африканской плитой и западной частью Альпийско-Гималайского планетарного пояса сжатия Евразийской литосферной плиты. При этом Африканский Атлас относится к поясу сжатия Африканской плиты; за пододвигание океанической литосферы Африканской плиты в Калабрийской и Эллинской дугах является причиной развития сейсмофокальных зон с глубинами очагов до 200 км и более.
Африканская плита непосредственно граничит с Евразийской по Азоро-Гибралтарскому трансформному разлому. Далее к востоку южная граница современной Евразийской плиты проходит по Альпам, Карпатам, Крыму, Большому Кавказу и Копетдагу до Памира. Все эти горные области с юга граничат с целым рядом микроплит Альпийско-Гималайского горного пояса сжатия литосферы. Обычно принимается, что далее на юго-восток граница Евразийской плиты проходит от Памира и Гиндукуша через Гималаи, Малайзию, Большие и Малые Зондские острова, а восточная граница -через Филиппины и Японскую островную дугу на Курило-Камчатскую дугу, далее она проходит между Чукоткой и Аляской. Многие исследователи в юго-восточной части Евразийского региона выделяют самостоятельные плиты среднего и мелкого размера: например, Тибетско-Таримскую, Индонезийско-Малайзийскую, Амурско-Японскую и Китайскую плиты. Если это так, то южная граница Евразийской плиты на восток от Памира проходит через Алтае-Саянскую зону на Байкал и далее вдоль Станового хребта и Алданского нагорья к западному побережью Охотского моря. Северо-восточная и восточная границы Евразийской плиты в этом случае протягиваются от подводного хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане мимо устья Лены (порт Тикси) к Момскому рифту на Колыме и далее к югу по зоне сжатия вдоль западного побережья Охотского моря. С севера и запада Евразийская плита по рифтовой оси срединноокеанических хребтов Гаккеля, Мона и Северо-Атлантического граничит непосредственно с Североамериканской плитой.
Седьмая крупная плита - Индийская, или Индо-Австралийская, включает как материковую литосферу Индостана и Австралии, так и океаническую -северо-восточной части Индийского океана. К северу и востоку эта плита пододвигается под Гима-лаи, западную окраину Юго-Восточной Азии и Малайский архипелаг. Поэтому северная и северо-восточная границы этой плиты маркируются системой предгорных прогибов Индостана и глубоководных желобов, из которых самый крупный -Яванский. С востока под Индо-Австралийскую плиту пододвигается Тихоокеанская, и здесь граница проходит по желобам Тонга и Кермадек. Да
28
лее к югу восточная граница Индо-Австралийской плиты проходит по пересекающему Новую Зеландию Альпийскому трансформному разлому и разлому Маккуори. Южная и юго-западная границы плиты протягиваются по осевой зоне Австрало-Антарктического, Юго-Восточного Индийского, Центрально-Индийского и Аравийско-Индийского подводных хребтов, расположенных в Индийском океане.
Восьмая большая литосферная плита - Антарктическая; она почти со всех сторон окружена срединно-океаническими хребтами и трансформными разломами. Только на одном участке - в районе самой северной окраины Антарктического полуострова - происходит поддвигание океанической литосферы; здесь конвергентная граница проходит по оси глубоководных Шетлендского и Оркнейского желобов.
Некоторые исследователи к крупным плитам причисляют Аравийскую, которая почти целиком состоит из материковой литосферы, хотя она пока не очень далеко удалилась от своей «родительницы» Африканской плиты. Сама же Африканская плита и сейчас продолжает раскалываться буквально на наших глазах по системе рифтовых впадин, разделяющих ее на две части: восточную - Сомалийскую и западную - собственно Африканскую, или Нубийскую плиту.
Еще одна плита среднего размера - это плита Кокос, расположенная в восточной части Тихого океана, состоит целиком из океанической литосферы. Западная граница этой плиты фиксируется узкой сейсмоактивной зоной, приуроченной к рифтовой оси Восточно-Тихоокеанского поднятия, южная - аналогичной по своей природе зоной, проходящей вдоль оси Галапагосского хребта. Северо-восточная граница плиты Кокос проходит по оси глубоководного Центрально-Американского желоба.
Итак, в настоящее время выделяются семь наиболее крупных плит: Тихоокеанская (ТИХ), Североамериканская (САМ), Южноамериканская (ЮАМ), Африканская (АФР), Евроазиатская (ЕАЗ), Индо-Австралийская (ИНД) и Антарктическая (АНТ). В несколько раз меньше по размерам плита Наска (НАС), но она также, как правило, причисляется к крупным плитам.
Кроме названных выше плит обычно выделяется несколько средних плит, из которых самые крупные - Филиппинская (ФИЛ), Скотия и Кариб-ская (КАР), по площади соизмеримые с плитами Аравийской (АРВ) или Кокос (КОК), и несколько десятков более мелких плит. Некоторые малые плиты входят в состав Альпийско-Гималайского и Циркумтихоокеанского планетарных поясов сжатия литосферы. Все эти малые плиты объединены общей геодинамической особенностью: они подчинены границам сжимающих их более крупных плит. Многие из этих малых плит фактически являются коровыми пластинами.
Завершая рассмотрение закономерностей пространственного расположения поясов сейсмиче
ской активности на поверхности Земли, необходимо отметить антиподальность и ортогональность главных поясов сейсмичности. Первый сейсмический пояс характеризуется механизмами растяжения и протягивается по рифтовым трещинам Атлантики, Красного моря, Аденского залива, Аравийско-Индийского и Центрально-Индийского хребтов и далее к востоку вдоль осевых рифтовых трещин Австралийско-Антарктического, Южно- и Восточно-Тихоокеанского поднятий к Калифорнийскому заливу. Второй наиболее сейсмоактивный пояс Земли, ортогональный к первому, простирается в пределах Альп, Гималаев и по периферии Тихого океана; механизмы в его очагах свидетельствуют о преобладании сжатия - это поистине планетарный пояс сжатия литосферы. Эти два ортогональных пояса сейсмической активности, маркирующие границы главных литосферных плит, приурочены, с одной стороны, к дивергентным границам - рифтовым трещинам СОХ, а с другой стороны, к конвергентным границам - глубоководным желобам с островными дугами и складчато-глыбовыми горными цепями на континентах.
Подавляющее большинство молодых вулканических процессов также сосредоточено вдоль границ плит. Больше всего по массе вулканических процессов развивается в рифтовых зонах Мирового океана, меньше - в континентальных рифтовых областях и зонах поддвига литосферных плит. Из конвергентных границ наибольшей вулканической активностью обладают те, под которыми сейсмо-фокальные зоны достигают глубины 150-200 км и более. Наглядным примером тому может служить все Тихоокеанское «огненное» кольцо, а также вулканические дуги: Яванская в Индийском океане, Малая Антильская и Южно-Сандвичева в Атлантическом, Калабрийская и Эллинская в Средиземном море. Иными словами, почти вся тектоническая и магматическая активность приурочена к боковым границам литосферных плит.
В соответствии с разным характером деформаций, возникающих по периферии плит, различают три типа их границ. К первому, или дивергентному, относятся границы плит, вдоль которых происходят раздвижения литосферных плит с образованием рифтовых зон (см. рис. 1.2) и непрерывным рождением новой океанической коры. Такие границы называют еще конструктивными. В океанах этим границам отвечают рифтовые зоны срединноокеанских хребтов (хребтов Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей в Северном Ледовитом океане; хребтов Рейкьянес, Северо-Атлантического, Южно-Атлантического и Африканско-Антарктического в Атлантическом океане; хребтов Западно-Индийского, Аравийско-Индийского, Центрально-Индийского и Австрало-Антарктического в Индийском океане; хребтов Тихоокеанско-Антарктического, Чилийского, Галапагосского, Хуан де Фука и Восточно-Тихоокеанского поднятия в Тихом океане). На континентах к зарождающимся границам
29
Ось желоба
Рис. 1.7. Строение зоны субдукции литосферной плиты в районе Курильских островов. Изолиниями показана сейсмическая активность, по [139]
1 - астеносфера; 2 - подкоровая мантия; 3 — океаническая кора; 4,5 - осадочно-вулканическая толща; 6 - океанические осадки
такого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая система и Байкальский рифт в Азии. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратившихся благодаря раздвижению плит из континентальных в океанские, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива Индийского океана.
К дивергентным границам плит в океанах приурочены мощнейший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах СОХ, и мелкофокусная сейсмичность. В рифтовых зонах океанов базальтовые расплавы, выплавляющиеся из разогретого и пластичного материала магматических очагов, расположенных под осевой зоной СОХ, оказываются существенно легче базальтов, слагающих океаническую кору, и в следствие этого, они достаточно быстро поднимаются к поверхности. Поэтому в пределах океанических рифтовых зон извергаются недифференцированные базальтовые расплавы. В осевой части СОХ, где глубина отделения расплавов всего 3-10 км, состав лав - преимущественно толеитовые базальты. На континентах дивергентные границы плит отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным базальтово-сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями (до 200 км). В континентальных рифтах процесс рифтогенеза сопровождается утонением литосферы и подъемом высокотемпературных мантийных расплавов. Мантийные расплавы, поднявшись в зону более легких пород континентальной коры, задерживаются в них, формируя промежуточные очаги на глубинах порядка первых десятков километров. Здесь происходят процессы дифференциации расплавов и взаимодействия их с контрастными по составу
вмещающими породами. Состав вулканических пород континентальных рифтов крайне разнообразен. Здесь представлены изверженные породы субщелочного и щелочного рядов: трахиты, трахи-андезиты, щелочные базальты, нефелиниты. Из пород нормального ряда для континентальных рифтов наиболее характерны кислые дифференциаты - от авгитовых андезитов до липаритов.
К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит, в которых океанские литосферные плиты пододвигаются под островные дуги, либо под континентальные окраины Андийского типа (рис. 1.7). Так как на конвергентных границах происходит поглощение коры, то они еще называются деструктивными. Этим границам обычно соответствуют очень характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (достигающих по высоте 7-8 км), если поддвиг происходит под континенты.
Примерами таких границ в океанах могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также, желоба у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане. В Индийском океане это - желоба Андаманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическом океане это - желоб перед Малыми Антильскими островами в Карибском море и Южно-Сандвичев желоб перед одноименными островами в Южной Атлантике.
Сейсмофокальные зоны, отражающие пододви-гание литосферных плит в мантию, всегда наклонены («падают») под островные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений (см. рис. 1.7). Зонам поддвига плит свойственен известковощелочной магматизм. андезитового состава. Андезитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужных структур. Расстояние от оси глубоководного желоба до фронта вулканической зоны зависит от крутизны кровли пододвигаемой плиты и горизонтального угла подхода ее к границе плит. Обычно оно составляет 100-200 км.
Процесс пододвигания океанской плиты под континентальную называется субдукциёй, а процесс надвигания океанской плиты на континентальную -абдукцией.
Пододвигание океанских плит под континенты, если оно не компенсируется их раздвижением в срединно-океанических хребтах, обычно приводит к постепенному закрытию океана, сопровождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, и к возникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного складчатого пояса. (Процесс столкновения континентов называется коллизией). Таким путем, например, на месте древнего океана Тетис возник Альпийско-Гималайский горный пояс. Процесс поддвига плит здесь продолжается и сегодня, о чем свидетельствует повышенная сейсмичность этого региона, поэтому Альпийско-Гималайский пояс также можно рассматривать как систему конвергентных, коллизионных границ плит.
Детальными исследованиями СОХ установлено, что их гребни и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно, а как бы разорваны на отдельные сегменты трансформными разломами, по которым обычно происходят только чисто сдвиговые смещения плит (рис. 1.8). Это и есть границы плит третьего типа, или трансформные разломы. Как правило, эти разломы всегда располагаются перпендикулярно к простиранию рифтовых трещин. При этом активными участками разломов являются только их отрезки, соединяющие сегменты двух смежных рифтовых зон (трансформирующие одну из них в другую). За пределами этих активных участков никаких смещений плит по трансформным разломам не происходит. Амплитуда смещений по большинству из таких разломов не превышает десяти или нескольких десятков километров, но изредка может достигать и сотен километров.
Трансформные разломы иногда пересекают зоны поддвига плит или протягиваются от них к риф-
Рис. 1.8. Блок-диаграмма трансформного разлома океанической литосферы
товым зонам, но все же подавляющее их большинство рассекает только срединно-океанские хребты.
Наиболее крупными из них являются разломы Гиббс, Атлантис, Вима, Романш, Азоро-Гибрал-тарский в Атлантическом океане; разломы Оуэн, Принц Эдуард, Амстердам в Индийском океане; разломы Маккуори, Элтанин и Челленджер в Тихом океане. Кроме того, в северной половине Тихого океана остались следы ныне отмерших, но некогда гигантских разломов, смещения по которым происходили на многие сотни и даже тысячу и более километров. Это так называемые великие разломы Тихого океана: Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион и Клиппертон.
Примером границ третьего типа на континентах может служить разлом Сан-Андреас в Калифорнии, Левантийский разлом, Анатолийский разлом и др. В рельефе океанические трансформные разломы четко фиксируются сопряженными параллельными структурами узких хребтов и ложбин с крутой общей стенкой. Как правило, трансформные разломы амагматичны, хотя в некоторых случаях (при наличии раздвиговой составляющей в движении плит) на их флангах возникают базальтовые вулканы со щелочной ориентацией [47].
В первом приближении литосферные плиты можно рассматривать как фрагменты жесткой сферической оболочки, перемещающиеся по поверхности Земли. В этом случае для количественного описания перемещений литосферных плит по сферической поверхности Земли обычно используют теорему Эйлера. Применительно к задаче определения параметров движения жестких сферических оболочек - литосферных плит по поверхности земного шара эта теорема утверждает, что в каждый данный момент времени любое такое движение может быть представлено поворотом плиты с определенной угловой скоростью относительно оси, проходящей через центр Земли и некоторую точку на ее поверхности, называемую полюсом вращения. Тогда, сеть рифтовых и трансформных разломов, возникающих между двумя раздвигающимися плитами, будет всегда ориентирована по меридианам и широтным кругам, проведенным из полюса относительного вращения плит. Теорема Эйлера позволила по палеомагнитным аномалиям на океаническом дне количественно рассчитывать перемещения всего ансамбля литосферных плит по поверхности Земли и построить палеогеодинамические реконструкции положений древних океанов и континентов в прошлые геологические эпохи. Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне.
В процессе разрастания морского дна магма, поднимаясь по рифтовой трещине, изливаясь на поверхность дна и застывая, образует новые порции океанической коры. Поднявшийся к поверхности базальтовый расплав по мере остывания проходит через изотерму Кюри и после этого новорожденные участки океанической коры намагничи-
31
ваются в прямом или обратном направлении по отношению к современному полю в зависимости от направления главного магнитного поля в момент застывания базальтовых расплавов. «Запоминая» это поле за счет остаточной намагниченности базальтов, новообразованная кора намагничивается в соответствии с направлением геомагнитного поля во время рождения данных участков коры. Но одновременно с этим процессом происходят новые раздвижения океанической коры, новые ее разрывы и новые наращивания краев смежных плит. Когда направление геомагнитного поля меняет свой знак, одновременно меняется намагниченность новых, наращиваемых участков коры.
Таким образом, благодаря следующим друг за другом инверсиям главного магнитного поля и постепенному раздвижению и наращиванию океанических плит в рифтовых зонах вытянутые вдоль них линейные участки океанической коры оказываются намагниченными в разной полярности, но обязательно симметрично по разные стороны от рифтовой зоны (см.рис. 1.4). Следовательно, океаническую кору можно рассматривать как магнитоактивный слой, в первом приближении состоящий из последовательности прямо и обратно намагниченных полос, вытянутых параллельно рифтовой трещине и симметричных относительно нее. В каждом конкретном случае ширина полосы аномального поля ДГа океанического дна определяется как произведение линейной полускорости раздвижения плит на интервал времени, в течение которого геомагнитное поле сохраняло одинаковую полярность.
Благодаря быстрой смене знака главного магнитного поля Земли (характерное время одной инверсии - несколько тысяч лет) и на основании сопоставления магнитных данных по суше с гидромагнитной съемкой и ее привязкой к абсолютному возрасту по данным бурения, в 1963 г. А.Коксом была построена первая абсолютная геохронологическая шкала инверсий геомагнитного поля. В дальнейшем по мере накопления материала морских магнитных съемок геохронологическая шкала палеомагнитных аномалий постоянно совершенствовалась и распространялась на весь кайнозой и меловое - верхнеюрское время мезозоя (геохронологические шкалы Хейрцлера, 1968, Ле Пишона, 1968, Ларсона и Питмана, 1972, Лабрека, 1977, Шлиха, 1979, Манкинена и Далримпла, 1979, Харланда, 1982, Кента и Градштейна, 1986, Шрейдера, 1992). Последняя версия временной шкалы палеомагнитных аномалий охватывает интервал от О до 169 млн лет и включает в себя 34 аномалии кайнозойского возраста и аномалии МО - М3 8 мезозойского возраста и меловую эпоху «спокойного» поля (см.рис. 1.5).
Палеомагнитная шкала инверсий мелового и позднеюрского времени менее детальна и менее точна, чем кайнозойская. Трудность проблемы построения мезозойской шкалы заключается в том, что в юрское и меловое время имели место два длительных периода прямой полярности, которые и
обусловили зоны спокойного магнитного поля Мирового океана.
В результате сопоставления полученной таким путем геомагнитной временной шкалы с магнитными аномалиями на океанском дне удалось определить возраст океанической коры на большей части акваторий Мирового океана.
Таким образом, можно с полным основанием считать, что линейные магнитные аномалии, сформированные в процессе разрастания океанического дна, позволяют использовать новый метод определения возраста океанической литосферы. Необходимо отметить, что, несмотря на принципиальную простоту этого метода определения возраста дна, на практике приходится сталкиваться со значительными трудностями при идентификации магнитных аномалий. Естественно, что наиболее уверенно можно идентифицировать аномалии, расположенные на небольшом удалении от оси. В последние годы появилось много интересных исследований, посвященных расшифровке и идентификации сложной картины магнитных аномалий в отдельных регионах океана [77]. Они позволяют проследить геометрическую картину эволюции рассматриваемых областей дна и дают ключ для выяснения многих других аспектов истории развития океанической литосферы в каждом конкретном регионе.
Второй важный метод определения возраста дна Мирового океана - это глубоководное бурение. Результаты бурения явились, доказательством справедливости идеи о разрастании океанического дна и показали, что при удалении от срединноокеанического хребта закономерно и симметрично относительно оси хребта увеличивается возраст наиболее древних осадков.
Данные бурения подтвердили справедливость применения палеомагнитной шкалы инверсии для определения возраста океанической коры в мезо-кайнозойское время. Об этом свидетельствует удовлетворительное совпадение возраста дна, предсказанного по магнитным данным, т.е. по полю ДГа океана, с возрастом древнейших осадков и базальтов океанической коры, полученных в результате биостратиграфических и радиохимических определений керна и скважин, пробуренных в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах. Необходимо отметить, что в некоторых скважинах не наблюдается явной корреляции возраста океанической коры, полученного по результатам бурения и определенного по магнитным аномалиям. По исследованиям А.П. Лисицына, из 100 скважин, пробуренных через всю толщу осадков, в 90 возраст коры, предсказанный по магнитным аномалиям, получил подтверждение и лишь 10% скважин дали расхождение. В большинстве случаев результаты определения возраста, полученные на основании бурения, дают меньшие значения, чем определения, сделанные по магнитным аномалиям. Такое расхождение можно объяснить либо перерывом в осадконакоплении, либо сносом осадков придон-32
ными течениями; однако это не исключает возможности отдельных погрешностей в определении возраста осадков по более молодым базальтовым покровам, особенно в изолированных бассейнах и при плохом разрешении картины аномального магнитного поля. Кроме того, необходимо учитывать, что по магнитным аномалиям определяется возраст магнитоактивного слоя, т.е. базальтового фундамента, в то время как возраст вышележащих осадков, естественно, должен быть несколько меньше возраста кристаллического основания.
Анализ магнитных аномалий и данных бурения дает возможность сделать вывод, что океаническая литосфера сравнительно молода. Значительная часть площади Мирового океана покрыта магнитной съемкой и буровыми скважинами; во всей исследованной области не было обнаружено участков океанической коры древнее ранней юры. Самые древние участки океанической коры обнаружены в Северной Атлантике близ ее Американского и Северо-Африканского бортов, а также в Тихом океане недалеко от Японского желоба. И несмотря на то, что многие районы дна Мирового океана пока исследованы слабо, теперь известны возраст коры, основные закономерности и направление эволюции океанической литосферы в позднем мезозое и в кайнозое.
Одна из первых схем возраста дна океана была составлена по советским и опубликованным зарубежным геофизическим данным в 1972 г. [138]. Затем была опубликована карта возраста дна Мирового океана [441]. Эта карта, а также данные, полученные советскими исследователями в Арктическом бассейне [62], позволили представить современную карту возраста дна Мирового океана (рис. 1.9). С учетом масштаба карты и точности исход
ной информации были выделены области дна, образованные в плейстоцене и плиоцене (0-6 млн лет), в миоцене (возраст коры 6-23 млн лет), в олигоцене (23-37 млн лет), в эоцене (38-59 млн лет), в палеоцене (59-65 млн лет), в позднемеловое время (66-84 млн лет), в раннемеловое (84-144 млн лет) и позднеюрское (144-160 млн лет) время.
Таким образом, результаты геоисторического анализа аномального магнитного поля океана, проверенные и дополненные биостратиграфическими результатами глубоководного бурения, позволили получить представление об этапах раскрытия молодых океанов (Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого) и об основных геометрических закономерностях формирования дна наиболее древнего и сокращающегося по площади Тихого океана.
Существенная отличительная особенность разрастания дна Атлантического и большей части Индийского океана по сравнению с Тихим заключается в том, что разрастание этих молодых океанических впадин пространственно достаточно жестко связано с перемещением обрамляющих их материков. Поэтому, восстанавливая по полосовым магнитным аномалиям картину конечной относительной кинематики разрастания отдельных бассейнов в пределах каждой из этих впадин, можно тем самым описать и геометрию относительного конечного перемещения тех пар материков, которые входят в состав литосферных плит по разные стороны от общей рифтовой оси. Благодаря возможности совмещения одновозрастных линейных магнитных аномалий можно представить геометрические очертания каждой из этих молодых океанических впадин в любой момент геологического времени от начала их развития в прошлом, но при одном оче
90
0
90
Рис. 1.9. Карта возраста дна океана (цифры - возраст дна в млн лет), по [343]
33
видном условии, что магнитные аномалии достаточно уверенно выделены. Для литосферы Тихого океана, которая погружается под обрамляющие его материки и островные дуги, можно реконструировать лишь геометрию разрастания океанических плит в рифтовых зонах.
В настоящее время благодаря геофизическому анализу поля &Та известно, что древнейшие участки океанической коры современного Атлантического океана образовались в раннеюрское время (около 160-170 млн. лет назад) в результате откола Северо-Американского материка от Африканского и разделения Пангеи на Гондвану и Лавразию. Раскол же Гондваны произошел в раннемеловое время, когда Индостан откололся от Африки и от современной Восточной Антарктиды. Последняя, в свою очередь, откололась от Африки и Южной Америки, и эти современные материки разделились между собой. Ведь возраст самой древней океанической коры в Южной Атлантике и Индийском океане не превышает 140-150 млн. лет.
Самая молодая, недавно рожденная океаническая впадина - это Калифорнийский залив; Калифорнийский полуостров отделился от Мексики всего несколько миллионов лет назад. Впадина Красного моря древнее Калифорнийского залива, но скорость ее разрастания невелика, а скорость накопления осадков значительна, поэтому в Красном море типичные океанические полосовые магнитные аномалии установлены лишь в приосевой зоне. В этом отношении Красное море может служить хорошим примером того, как в условиях быстрого осадконакопления на начальной стадии раскрытия океанской впадины могут формироваться в пределах континентального подножия зоны спокойного аномального магнитного поля даже тогда, когда главное геомагнитное поле инверсирует достаточно часто.
Вся океаническая литосфера в полярной и субполярной областях Атлантики образовалась в кайнозое, ибо только в самом позднем мелу Гренландия начала откалываться от Северной Америки и от Европы. В кайнозое нынешний подводный хребет Ломоносова оторвался от современного арктического склона Европы и, удаляясь, привел к образованию в Северном Ледовитом океане Евразийской котловины (Нансена-Амундсена), которая разрастается до сего времени. Только для Канадской котловины Арктического бассейна пока не получено достоверных результатов для геоисторической интерпретации аномального магнитного поля.
Приведенные здесь выводы теории позволили количественно рассчитать взаимные перемещения всего ансамбля литосферных плит на поверхности Земли.
За рубежом такие расчеты были выполнены Дж.Минстером и его коллегами [404], а в России -Ю.И.Галушкиным и С.А.Ушаковым [135]. Результаты расчетов исключительно показательны (см. рис. 1.6). Оказалось, что с максимальной скоростью океанское дно раздвигается в юго-восточной части
Тихого океана (возле острова Пасхи). В этом месте ежегодно наращивается до 18 см новой океанической коры. По геологическим масштабам это очень много, так как только за один миллион лет таким путем формируется полоса молодого дна шириной до 180 км, при этом на каждом погонном километре рифтовой зоны за то же время изливается примерно 360 км3 базальтовых лав. По этим же расчетам Австралия удаляется от Антарктиды со скоростью около 7 см/год, а Южная Америка от Африки со скоростью около 4 см/год. Отодвигание Северной Америки от Европы происходит существенно медленнее - на 2-2,3 см/год. Еще медленнее расширяется Красное море - на 1,5 см в год (соответственно здесь меньше изливается и базальтов -всего 30 км3 на каждый погонный километр Крас-номорского рифта за 1 млн лет). Зато скорость «столкновения» Индии с Азией достигает 5 см/год, чем, кстати, и объясняются развивающиеся буквально на наших глазах интенсивные неотектони-ческие деформации Гиндукуша, Памира и Гималаев. Эти деформации и создают исключительно высокий уровень сейсмической активности всего региона (тектоническое влияние столкновения Индии с Азией сказывается и далеко за пределами самой зоны столкновения плит, распространяясь вплоть до Байкала). Деформации Большого и Малого Кавказа вызываются давлением Аравийской плиты на этот район Евразии, однако скорость сближения плит здесь существенно меньше - всего 1,5-2 см/год. Поэтому меньшей здесь оказывается и сейсмическая активность региона.
Исключительная важность приведенных расчетов очевидна, поскольку они позволяют количественно оценивать современную тектоническую активность Земли и объемы магматических излияний в современных рифтовых зонах. Но оказывается, пользуясь аналогичной методикой и последовательно совмещая друг с другом одновозрастные магнитные аномалии, можно и для прошлых геологических эпох строить достаточно точные реконструкции положения континентов и океанов (со срединно-океанскими хребтами в них), и определять скорости раздвижения или пододвигания их океанского дна. За последние годы большое число таких палеогеодинамических реконструкций было построено Л. П. Зоненшайном и его коллегами для всего временного интервала существования магнитных аномалий на современном океаническом дне, т.е. с позднего мезозоя и до наших дней [58]. Все океанские плиты, сформировавшиеся ранее поздней юры, уже успели погрузиться в мантию под современными или древними зонами поддвига плит, поэтому на океаническом дне не сохранилось магнитных аномалий, возраст которых превышал бы 170 млн лет. В связи с этим для более древних геологических эпох могут строиться только приблизительные палеогеографические реконструкции с использованием палеомагнитных данных по континентам. Такие реконструкции, построенные
34
EZJ* [<=2j2 Z/j3
Рис- 1.10. Глобальная кинематическая картина современного абсолютного движения литосферных плит, по [135]
, 7 - линейная скорость перемещения в различных пунктах литосферных плит (в см/год); 2 - положение полюса мгновенного вращения плит и эллипс 95% доверительной вероятности; 3 Циркум-Тихоокеанский и Альпийско-Гималайский пояса планетарного сжатия литосферы
А.Смитом [500], охватывают интервал времени до раннего триаса включительно (220 млн лет). Аналогичные реконструкции построены и для всего фанерозоя до раннего кембрия (570 млн. лет) [37; 261].
Ю.Галушкин и С.Ушаков [135], вслед за Дж.Минстером и др. [404], но с использованием гораздо большего количества фактических геоморфологических и геофизических данных выполнили расчет «мгновенной» кинематики 10 литосферных плит в системе 20 так называемых горячих пятен. До сего времени природа этих пятен вызывает оживленную дискуссию. Но расчет глобальной кинематической модели в их системе показал, что скорость смещения каждого из этих "пятен" по поверхности Земли существенно меньше, чем линейная скорость перемещения плит. В этой модели смещение каждой плиты совпало с направлением простирания цепочек подводных вулканических гор [135].
Последующие кинематические модели, построенные по геоморфологическим и геофизическим данным, неплохо совпали с предыдущими [403, 220]. Отметим, что во всех этих моделях интервал времени менялся от практически мгновенного (механизмы в очагах землетрясений) до нескольких сотен тысяч и даже миллионов лет (морские магнитные и геоморфологические данные). Получен
ные результаты показали, что минимальные «абсолютные» линейные скорости характерны для тех плит, в которых значительную часть площади занимает континентальная литосфера: Антарктическая плита - 0,4-0,7, Евразийская - 1,0-1,2, Африканская - 1,9, Североамериканская - 1,9-2,4 и Южноамериканская - 2,2-2,4 см/год. Максимальные линейные скорости перемещения имеют те плиты, которые состоят целиком из океанической литосферы: Наска - 6-7 и Тихоокеанская - 8-10 см/год. Индийская плита характеризуется линейными скоростями 4,9-6,5 см/год (рис. 1.10).
Но все эти кинематические модели имеют два ограничения: во-первых, данные, полученные для различных границ плит, объединялись в единую модель при обязательном допущении жесткости каждой плиты, во-вторых, они давали кинематику, осредненную за время порядка сотен тысяч - первые миллионы лет. Космическая геодезия не имеет ни одного из этих ограничений, она позволяет находить относительные положения точек на поверхности Земли в разное время и таким образом определять изменение их относительных положений. Современная космическая техника обеспечивает достаточно высокую точность, позволяющую за один - два десятка лет определить не только относительные перемещения различных плит, но и внутриплатные движения. Было получено очень
35
хорошее совпадение спутниковой информации с глобальной моделью «мгновенной» кинематики литосферных плит, рассчитанной по геофизическим и геоморфологическим данным [516].
Все эти данные убедительно показали, что перемещение плит за несколько лет хорошо совпадает с результатами, усредненными за первые миллионы лет. Литосферные плиты с хорошим приближением можно рассматривать как жесткие. Хотя в настоящее время не вызывает никаких сомнений наличие внутриплатных перемещений; относительная скорость их порядка нескольких миллиметров в год.
Все вышеизложенное дает основание расценивать тектонику плит как первую научную теорию, имеющую предсказательную силу. Статус тектоники плит как теории подкрепляется и тем обстоятельством, что она имеет определенное математическое обоснование, благодаря которому современная или так называемая мгновенная кинематика плит, включающая направления и скорости их взаимных перемещений, может быть экстраполирована и в прошлое, и в будущее.
Несмотря на то, что теория тектоники литосферных плит завоевала ведущие позиции в науках о Земле, остается еще немало проблем, требующих дальнейшего разрешения. К ним относятся проблемы внутриплитной тектоники. При детальном изучении литосферные плиты вовсе не являются столь жесткими и монолитными и недеформируе-мыми, как предполагалось первоначально. Немало вопросов остается при попытках объяснить природу внутриплитного магматизма и образование асейсмичных хребтов и плато на дне океана. Часто с этой целью прибегают к гипотезе «горячих точек» и «мантийных струй», предложенной Дж.Вилсоном [562] и Дж.Морганом [410]. Согласно этой гипотезе, из недр Земли поднимаются локальные мантийные струи, прогревающие и проплавляющие литосферу. Требуют решения и некоторые вопросы движущего механизма литосферных плит, мантийной конвекции и дифференциации вещества в недрах Земли.
Однако развитие глубинной геофизики и прежде всего сейсмической томографии и изучение океанических глубин с помощью подводных обитаемых аппаратов ежегодно приносят немало новых открытий, дающих новые перспективы дальнейшего развития теории тектоники литосферных плит и позволяющих надеяться на то, что в недалеком будущем будут сформулированы основные положения новой, более общей теории глобальной эволюции Земли, предпосылки которой разработаны О.Г.Сорохтиным и С.А.Ушаковым и опубликованы в фундаментальной монографии «Глобальная эволюция Земли».
1.4. СТРОЕНИЕ И МОЩНОСТЬ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ, ПРИРОДА СРЕДИННООКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ
Как уже отмечалось, океаническая литосфера - это оболочка Земли, представляющая собой охлажденное и полностью раскристаллизованное вещество земной коры и верхней мантии, подстилаемое снизу горячим и частично расплавленным веществом астеносферы. Естественно предположить, что океанические литосферные плиты образуются за счет остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества астеносферы, подобно тому, как это происходит, например, на реке при замерзании воды и образовании льда. Аналогия здесь очень глубокая - ведь кристаллические породы литосферы по сути своей это тот же «силикатный лед» для частично расплавленного силикатного вещества астеносферы. Разница состоит лишь в том, что обычный лед всегда легче воды, тогда как кристаллические силикаты всегда тяжелее своего расплава. В таком случае дальнейшее решение задачи об образовании литосферных плит не представляет большого труда, поскольку процесс кристаллизации воды хорошо изучен.
Несколько упрощенно процесс образования океанических литосферных плит по такому механизму можно представить себе следующим образом. В зазор между расходящимися плитами (в рифтовую трещину) поднимается горячее, частично расплавленное вещество астеносферы. Попадая на поверхность океанического дна это вещество охлаждается и кристаллизуется, превращаясь в породы литосферы. По мере раздвижения плит образовавшиеся ранее участки литосферы «промерзают» еще более и также отодвигаются в стороны, а на их место в новые рифтовые расколы поступает новое ас-теносферное вещество и процесс повторяется.
Начатый в рифтовых зонах процесс формирования литосферных плит продолжается под склонами срединно-океанических хребтов и абиссальными котловинами за счет постепенного остывания и полной кристаллизации исходного горячего мантийного вещества, последовательно «примораживаемого» снизу к подошве литосферы. Очевидно при этом, что чем дольше мантийное вещество поднявшееся на поверхность Земли, охлаждается, тем на большую глубину оно «промерзнет» и кристаллизуется. Следовательно, под более древними участками океанического дна, расположенными дальше от рифтовых зон, толщина литосферы (т.е. слоя охлажденной и раскристаллизованной мантии) будет большей (рис. 1.11). Глубина «промерзания» расплава (будь то вода или базальтовая магма) определяется кельвиновским решением уравнения
36
1—1/ 1шИ2 lLlЧз
Рис. 1.11. Модель строения океанической литосферы 1 - поверхность океана; 2 - океаническая кора; 3 -океаническая литосфера; 4 - астеносфера
теплопроводности (1.1) (см. раздел 1.2). По оценкам, основанным на измерениях температуры базальтовых лав в современных действующих вулканах рифтовых зон и океанических островов, температура астеносферы под рифтовыми зонами примерно равна 1300° С. Из решения (1.1) легко получить зависимость толщины океанической литосферы от ее возраста [115, 432]
Hi = k4i (1.2).
Если толщину литосферы Я/ выразить в километрах, а возраст - в миллионах лет и в решение (1.1) подставить наиболее вероятные значения параметров Ts, Тт и а, то найдем, что 6,5 < к < 8,5.
Позднее появилась работа Т.Иоши [566], в которой зависимость Hi(t) определяется по экспериментальным данным на основании обобщения результатов по распространению и дисперсии поверхностных сейсмических волн Рэлея
(1.3).
Эмпирическая зависимость Т.Иоши имеет тот же вид, что и теоретическая, и отличается от нее лишь величиной коэффициента.
Однако и сейсмологические определения мощности океанической литосферы по дисперсии поверхностных волн приводят к завышенным результатам, но других более надежных методов измерения мощности литосферы пока не существует (магнитотеллурическое зондирование, к сожалению, тоже позволяет проводить лишь качественные оценки).
Из приведенного сравнения видно, что высказанный в 1973 г. на основе теории тектоники литосферных плит теоретический прогноз зависимости толщины литосферных плит от их возраста через два года был полностью подтвержден экспериментально.
Кристаллизационная модель, по-видимому, неплохо соответствует реальному механизму образования литосферных плит. В этой модели толщина литосферы определяется глубиной охлаждения и кристаллизации мантийного лерцолита и, следовательно, зависит от времени экспозиции вещества
мантии на поверхности Земли. Поэтому мощность литосферы под СОХ не является постоянной, а закономерно увеличивается с возрастом по мере удаления от рифтовых зон. В центре рифтовых долин мощность литосферы минимальна и астеносфера выходит почти на поверхность Земли.
Как уже отмечалось, породы литосферы тяжелее подстилающего их горячего вещества астеносферы (примерно на 0,1 г/см3). Следовательно, чем толще океаническая литосфера, тем на большую глубину она погружается в мантию и тем ниже опускается ее поверхность. Поэтому закон опускания океанского дна определяется все той же корневой зависимостью от возраста литосферы, т. е. от возраста самого океанского дна. По этой зависимости самый высокий уровень стояния океанского дна должен быть там, где литосфера всего моложе и тоньше, т. е. в океанских рифтовых зонах, как раз и расположенных на гребнях СОХ. По мере же удаления от гребней этих хребтов глубина океана должна возрастать пропорционально увеличению толщины литосферы, т. е. по закону:
ДЛ« (1.4).
Р« PlV
где ДА - перепад средних уровней рельефа срединно-океанического хребта между его гребнем и любой данной точкой склона; pi, ро и pw~ плотности, соответственно, литосферы, астеносферы и океанических вод. Если выразить ДА в км, t - в млн лет и принять р/ = 3, 3, ра = 3,21, pw = 1 г/см3, Ts= 1060, Tm= 1235° С и а = 5,4-Ю'3 см2/с, то из (1.1) и (1.4) найдем [115]:
ДА = 0,357? (1-5).
Если описанная модель образования океанических литосферных плит верна, то и выведенный на ее основе теоретический закон (1.5) должен правильно описывать осредненный реальный рельеф океанического дна.
Проверить это несложно, и результаты такой проверки показаны на рис. 1.12. Как видно из рисунка, осредненные профили рельефа всех СОХ действительно очень неплохо аппроксимируются одной и той же зависимостью (1.5) для молодой океанической литосферы, возраст которой до 70 млн лет. При этом теоретическое значение коэффициента пропорциональности в найденном законе исключительно хорошо совпало с его эмпирическим значением (вероятность случайного совпадения очень мала). Для более древних участков океанической литосферы рельеф дна оказывается более пологим, чем это определяется формулой (1.5). Это, вероятно, связано с расслоенностыо верхней мантии по полиморфным минеральным ассоциациям, возникающим в мантийном веществе в зависимости от господствующих там Р-Т условий (рис. 1.13). Объясняется же такое изменение закона
37
Рис. 1.12. Аппроксимация глубины океана на склонах срединно-океанических хребтов, по [115]
а - Срединно-Атлантический хребет в Южной Атлантике; б - Восточно-Тихоокеанское поднятие (широтный разрез через Гавайские острова)
прогибания литосферной плиты при />70 млн лет тем, что, начиная с этого времени, дальнейшее увеличение мощности литосферы происходит уже за
Рис. 1.13. Разрез океанической литосферы, по [29]
Области существования: LPI - плагиоклазовых лерцолитов; LPx -пироксеновых лерцолитов; LSp - шпинелевых лерцолитов; LGr - гранатовых лерцолитов. Области выплавления базальтов: 77гР - толеитов срединно-океанических хребтов; Л/р - глиноземных базальтов; ар - щелочных базальтов; О/р - щелочной оливиновый базальт; яр - пикрит-базальтов; q - теоретическая кривая теплового потока
счет кристаллизации ее вещества в условиях устойчивого существования шпинелевых лерцолитов с меньшим их парциальным плавлением, а следовательно, и с меньшим, чем это было до момента t = 70 млн лет, перепадом плотности.
В таком случае для описания регионального рельефа склонов СОХ и абиссальных котловин (без учета влияния на рельеф осадочных толщ) можно воспользоваться следующими приближенными выражениями: при Z< 70 млн лет АЛ = 0,35 V/, (1.6)
при t>70 млн лет АЛ = 0,75+0,26^11.
Отложение осадков на дне океана приводит к повышению его уровня на высоту
Pm~P* « 0,64Я,, (1.7).
Pm” Ри-
где Hs мощность осадочного чехла, а р., ~ 1,8 г/см3 -средняя плотность осадков. Учитывая теперь, что средний уровень гребней СОХ (за исключением Северной Атлантики) располагается приблизительно на 2,6 км ниже уровня океана, рельеф большей части океанического дна можно выразить аналитически через глубину океана h0K:
при t <70 млн лет /гок= 2,6+0,35 'll - 0,64 Нх, (1.8) при I >70 млн лет h0K = 3,35+0,26 'It -0,64 Hs.
Здесь h0K и Hs, по-прежнему выражены в километрах, a t - в миллионах лет.
Аналогичное влияние на рельеф океанического дна оказывает и такой фазовый переход, как от плагиоклазовых лерцолитов к пироксеновым лерцолитам, заметно проявляющийся в рельефе при возрасте плиты около t~ 20 млн лет. Однако в противоположность предыдущему случаю, несмотря на большее парциальное плавление мантийного вещества в области устойчивости плагиок-лазного лерцолита, разность плотностей (pi.pm) здесь оказывается заметно меньшей, чем на более глубоких горизонтах в области устойчивости пироксеновых и шпине-левых лерцолитов. Связано это с тем, что при низких давлениях до 11-12 кБар плотность кристаллических плагиоклазов рр!=О.,7-2,8 г/см3 значительно ниже средней плотности мантийных расплавов при тех же давлениях (это в какой-то мере напоминает ситуацию с водой и льдом). Поэтому здесь наблюдается обратная картина: при переходе от молодых участков дна с t < 20 млн лет к более древней коре с t >20 млн лет коэффициент в выражении (1.5) не уменьшается, а, наоборот, возрастает.
Интересно отметить, что образование океанических литосферных
38
плит по рассмотренному здесь механизму охлаждения и кристаллизации обязательно сопровождается возникновением гравитационной неустойчивости, так как более легкое вещество астеносферы сверху оказывается перекрытым более тяжелыми породами литосферы с Др/„, =0,07-0,09 г/см3. В этой связи часто возникает вопрос, почему в таком случае литосферные плиты не тонут в горячей мантии, если они тяжелее ее вещества? Ответ прост. Континентальные плиты не тонут, потому что к тяжелой мантийной части таких плит сверху «припаяна» легкая земная кора с запасом «положительной плавучести». В результате средняя плотность континентальных плит всегда оказывается заметно меньшей, чем средняя плотность горячей мантии [121].
В отношении океанических плит такой вопрос не совсем уместен, поскольку все они рано или поздно погружаются в мантию и тонут в ней под зонами поддвига плит. И именно потому,, что древние фрагменты океанической литосферы уже утонули в горячей мантии, современный возраст океа- . нического дна повсеместно моложе 170 млн лет.
В пределах же 170 млн. лет океаническая литосфера сохраняется на плаву, подобно металлическим судам, удерживающимся на поверхности воды, несмотря на-значительную разность плотностей железа и воды. Действительно, стабильные, не опускающиеся в мантию океанические плиты напоминают по своему строению гигантские блюдца, ограниченные со всех сторон приподнятыми бортами — гребнями СОХ и континентальными окраинами (примером может служить литосфера под Атлантическим океаном). .У таких плит возникает нейтральная плавучесть, поскольку в полном соответствии с законом Архимеда вес вытесняемой из-под них астеносферы оказывается строго равным весу самих плит и заполняющей абиссальные впадины воды. Возникающие же в плитах благодаря тектоническим напряжения разломы, обычно быстро «самозалечиваются» путем кристаллизации проникающих в них базальтовых магм.
Однако, как и в корпусе любого судна, в теле литосферных плит при их погружении в астеносферу возникают избыточные напряжения, величина которых тем больше, чем глубже такие плиты «проседают» в мантию, т.е. чем. древнее сами ПЛИТЫ. . .
Используя приведенную выше зависимость глубины океана от возраста его дна, легко, рассчитать, что в литосферных плитах,-образовавшихся ранее 170 млн лет назад, должны возникать напряжения, превышающие 1 т/см2, т. е. предел прочности самой литосферы. Именно с этим явлением, по-видимому, и связано то обстоятельство, что предельный возраст океанических плит примерно равен 170 млн. лет.
Как отмечалось выше, молодая океаническая литосфера образуется при раздвижении литосферных плит в результате внедрения вещества астеносферы в разломы рифтовых зон и кристаллизации
этого вещества за счет его постепенного охлаждения. Мощность новообразованной океанической литосферы определяется глубиной охлаждения и кристаллизации мантийного вещества, т. е. глубиной залегания поверхности солидуса, и, следовательно, зависит от времени экспозиции литосферы на поверхности Земли. Благодаря такому механизму образования литосферы ее мощность закономерно увеличивается по мере удаления от гребней СОХ, где она минимальна, в сторону абиссальных котловин с более древними участками океанического дна.
Эта закономерность позволяет под всеми участками океанического дна с известными возрастами по выражению (1.2) определить мощность литосферы. В тех же местах, где возраст дна океана по тем или иным причинам нам неизвестен, такие определения Hi могут быть выполнены по выражению (1.4) с поправкой на мощность осадков (1.7) и взятым с батиметрической карты значением Д/г.
В таких расчетах ранее была сделана попытка учесть, конечную толщину литосферы (а точнее, океанической коры) в рифтовых зонах при t - 0 [29, 135]. Однако сейсмические наблюдения показывают, что начальная толщина литосферы (над центральным очагом базальтовых расплавов) невелика и обычно не превосходит 2-2,5 км. Кроме того, сбросовые деформации в рифтовых зонах частично компенсируют эффект введения в расчет такой поправки. Поэтому здесь мы будем пользоваться ничем не осложненной зависимостью (1.3), считая, что она наилучшим образом позволяет рассчитывать суммарную мощность океанической литосферы Я/ с включением в нее и океанической коры.
При нахождении мощности литосферных плит по рельефу океанического дна надо следить за тем, .чтобы на участках определения Hi рельеф не был бы осложнен наложенными на него тектоническими структурами, такими как трансформные разломы, подводные хребты типа Императорского, Китового, возвышенности Шатского, Хесса и другие, а также, чтобы рельеф на этих участках не искажался упругими или термическими'Воздействиями на литосферу, подобно'тому, как это происходит на краевых ваддх, желобах или у подножия .Гавайских островов. Й этом случае для участков' дна, не покрытых осадкамиг расчетам? формулы легко находятся по выражениям (1.3) й (1.5):
пр$и / < 70 млн лет/7/ = 21,4 Д/г (1.9)
при t > 70 млн лет Hf = 28,9 &h - 21;fl.
Если же дно океана засыпано осадками с толщиной слоя Hs, то, как следует из (1.7), Д/г = Д/го+5/г=Д/г0+0,б4 Нх, следовательно,
при t <70 млн летЯ/= 21,4Дйо+ 13,7 Hs (1-Ю) при I >70 млн лет И/ =28,9Д/го+18,5 Hs - 21,7, где ДАо - перепад уровней между гребнем средин-
39
но-океанического хребта и данным участком засыпанного осадками дна океана.
Используя описанный здесь подход, а также эмпирические данные по средним глубинам Мирового океана и возрасту дна, была построена карта мощности океанической лцтосферы, изображенная на рис. 1.14 [121]. Карта наглядно показывает, что мощность океанической литосферы закономерно увеличивается в направлении от осевых частей СОХ, где она близка к 2-3 км, к глубоководным котловинам, под которыми ее мощность возрастает до 70-80 км. Наибольшая мощность океанической литосферы 85-90 км отмечается в наиболее древних районах океанического дна (мезозойского возраста) в Северо-Западной котловине Тихого океана, а также под абиссальными котловинами Атлантического океана, протянувшимися вдоль его побережий по обе стороны срединного хребта.
О точности построения карты Я/ говорить пока трудно, поскольку еще очень мало надежных реперов для сравнения теоретических расчетов с независимыми определениями Я/. Тем не менее приведенная на рис. 1.14 карта мощности океанической литосферы может быть полезной при интерпретации региональных аномалий геофизических полей под акваториями Мирового океана [11], а также при изучении химизма базальтового вулканизма на океаническом дне и океанских островах.
1.5. МЕХАНИЗМЫ ДВИЖЕНИЯ
ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
Глобальная эволюция Земли и ее тектоническая ак
тивность должны управляться наиболее мощным из эндогенных процессов, в максимальной степени снижающим потенциальную (внутреннюю) энергию нашей планеты (особенно ее подлитосферной части) и приводящим к выделению наибольшего количества кинетической (тепловой) энергии. Энергетический анализ наиболее мощных развивающихся в Земле эндогенных процессов показал, что на геологическом этапе ее развития, т.е. начиная приблизительно с 3,8 млрд лет назад, таким процессом мог быть только процесс химикоплотностной (гравитационной) дифференциации земного вещества, приводящий к расслоению Земли на плотное окисно-железное ядро и остаточную силикатную мантию [121]. Процесс этот должен сопровождаться возникновением в мантии крупномасштабных конвективных движений, охватывающих всю мантию (и верхнюю и нижнюю), с образованием конвективных ячеек, размеры которых соизмеримы с радиусом Земли. Этим объясняется и сам факт дрейфа континентов и. существование крупных литосферных плит, поперечные размеры которых часто достигают многих тысяч километров.
В результате взаимных перемещений литосферных плит возникает комплекс геологических процессов и явлений, с которыми мы обычно и связываем понятие тектонической активности Земли (например, землетрясения, рифтогенез, поддвиг океанических плит под островные дуги, магматизм всех типов и др.). Естественной мерой тектонической активности Земли поэтому может выступать средняя скорость Иср относительных перемещений всего ансамблЯ'Литосферных плит. Современное значение Кср= 5 см/год.
В настоящее время есть множество доказа-
Рис. 1.14. Карта мощности океанической литосферы (изопахиты в км), по [121]
40
тельств того, что тектонические процессы в литосферной оболочке Земли непосредственно связаны с конвективными движениями вещества в глубинах мантии. Главными из них можно считать: дрейф континентов; молодость дна океанов; наличие и пространственное положение глобальной системы рифтовых зон, в которых на поверхность поднимается мантийное вещество и образуется молодая океаническая кора, раздвигающаяся затем в стороны от этих зон; существование и расположение глобальных поясов сжатия, под которыми океаническая кора погружается в мантию, а также ряд других факторов.
Рассматривая природу мантийной конвекции, следует подчеркивать ведущую роль в ее возникновении процесса химико-плотностной дифференциации земного вещества. Однако при этом не следует забывать и о вкладе тепловой составляющей конвекции. Этот вклад определяется как непосредственным разогревом мантийного вещества и распадом рассеянных в нем радиоактивных элементов, так и косвенным воздействием дополнительного разогрева вещества, благодаря диссипации энергии вязких течений в мантии, а также влиянием погружающихся в мантию холодных океанических литосферных плит. Судя по энергетическим оценкам, вклад радиогенного тепла в конвективный массо-оборот мантийного вещества не превышает 10%. Диссипативная же составляющая тепловой энергии конвекции и ее часть, определяемая охлаждением океанической литосферы, черпается из гравитационной энергии самого процесса дифференциации земного вещества. Поэтому, определяя природу тектонической (или точнее тектоно-магматической) активности Земли, следует ее связывать не просто с гравитационной, а именно с гравитационно-тепловой конвекцией. В дальнейшем как синоним этого понятия мы будем широко использовать термин «химико-плотностная конвекция», понимая под ним, что плотностные неоднородности в мантии возникают не только за счет изменений химического состава, но и благодаря ее температурным неоднородностям.
Как показали О.Сорохтин и С.Ушаков [121], на планетной стадии развития Земли действовал эффективный механизм химико-плотностной дифференциации земного вещества. Детальное же изучение энергетического баланса Земли привело этих исследователей к заключению, что и сегодня этот процесс не только продолжает действовать, но является наиболее мощным из всех других эндогенных энергетических процессов. Более того, благодаря действию механизма гравитационной дифференциации земного вещества в мантии Земли возникает и развивается интенсивная конвекция, приводящая к перемешиванию ее вещества и дрейфу литосферных плит на поверхности Земли.
Однако природа конвективных движений и их масштабность до сих пор остаются не выясненными и порождают оживленные споры среди геофизиков. Дело в том, что непосредственные причины
движения литосферных плит, особенно океанических, могут быть связаны как со строением, физическими свойствами и режимами формирования самих плит, так и с более глубинными, эндогенными механизмами - движениями всего мантийного вещества.
Для выявления возможных механизмов движения литосферных плит, следуя О.Сорохтину и С.Ушакову [121], рассмотрим вначале движущие силы, действующие в самих плитах. Прежде всего отметим, что такие силы возникают только в океанических плитах. Если не считать боковых давлений, оказываемых со стороны смежных плит, то можно выделить две основные причины, способные вызвать смещения плит друг относительно друга и по отношению к мантии [247]. Первая из них - это соскальзывание океанических плит со склонов асте-носферных линз, расположенных, под срединноокеаническими хребтами (рис. 1.15). Вторая причина связана с погружением холодных и поэтому более тяжелых океанических плит в горячую мантию по зонам субдукции. При этом опускающийся в мантию край литосферы как бы тянет за собой и основную часть, еще остающуюся «на плаву», т. е. на земной поверхности плиты (рис. 1.16).
Рис. 1.15. Механизм соскальзывания океанических литосферных плит с выступов горячей мантии под срединно-океаническими хребтами, по [121]
Пояснения см. в тексте
Рис. 1.16. Затягивание океанической литосферы в мантию по зонам субдукции, по [121]
Пояснения см. в тексте
Давление сжатия, создаваемое океанической плитой за счет ее соскальзывания с астеносферной линзы под срединно-океаническим хребтом при отсутствии трения на подошве можно оценить по условию гидростатического равновесия, учитывая,
41
что на торец такой плиты давит «тяжесть» вышележащих ее участков. В этом случае избыточное давление сжатия Др, действующее на сечение плиты Не, опущенное на ДА по сравнению с уравнением гребня срединно-океанического хребта (см. рис. 1.14), определится простым выражением
Др = ДАДр£, (1.11).
где Др = ра- pw; ра» 3,2 г/см3 - средняя плотность астеносферы; pw= 1 г/см3 - плотность океанической воды; g = 981 см/с2 - ускорение силы тяжести. Для литосферных плит возрастом t >100 млн лет и ДА = 3,5-4 км Др ~ (8—9)-10s дин/см2, т. е. избыточное давление сжатия достигает 800-900 кг/см2 и приближается к пределу прочности литосферных плит Ts ~ Ю9 дин/см2 (~ 1 т/см2).
Силы затягивания океанических литосферных плит в мантию могут быть существенно большими. Если океаническая литосфера по зоне поддвига плит погрузилась в мантию на глубину h (см. рис. 1.15), то за счет большей плотности ее холодных пород по сравнению с плотностью горячего вещества мантии Др ~ (0,1 г/см3) возникает отрицательная архимедова сила. При отсутствии трения эта затягивающая сила создавала бы в приповерхностном сечении литосферы избыточное напряжение порядка
Др ~ - AApg sinp, (1.12).
где |3- угол падения зоны поддвига плит. Если погружающаяся плита опустилась до уровня 600 км, то напряжение растяжения в океанической литосфере перед глубоководным желобом в зависимости от значения угла р могло бы в этом случае достигать (3-6)4 О9 дин/см2, т. е. 3-6 т/см2.
В реальных условиях, однако, оба давления (1.11) и (1.12) могут существенно отличаться от приведенных здесь идеальных случаев. Связано это со взаимодействием движущих плит с мантийным веществом. Так, если движение плит происходит по отношению к неподвижной мантии, то обязательно должны возникнуть силы вязкого трения с мантийным веществом и противодействующее их движению касательное напряжение торможения
т = - Т| dvi /dz, (1.13).
где т| - вязкость мантийного вещества; V/ - скорость движения литосферной плиты; z - координата оси, направленной перпендикулярно к поверхности плиты. Свой тормозящий вклад вносит также трение плит в зонах субдукции и активных частях трансформных разломов. В результате движение плит оказывается существенно заторможенным, а соответствующие силы-затягивания плит в мантию -резко ослабленными [247]. Поскольку величина сил вязкого торможения возрастает с увеличением скорости плит, их движение происходит приблизительно с постоянной скоростью, при которой сумма движущих сил (1.11) и (1.12) полностью уравновешивается суммой тормозящих сил (1.13).
Интересно отметить, что происходящие в мантийном веществе под влиянием высоких давлений фазовые переходы с образованием более плотных минеральных ассоциаций не только не являются помехой погружению литосферных плит в мантию, но, наоборот, способствуют этому процессу, поскольку у всех таких переходов всегда dp/dT > 0.
Анализируя взаимные скорости перемещения основных литосферных плит в зависимости от наличия у них и размеров погруженных в мантию краевых фрагментов («шлейфов»), Д.Форсайт и С.Уеда пришли даже к выводу, что главной движущей силой, заставляющей перемещаться литосферные плиты по поверхности Земли, является архимедова сила затягивания холодных и тяжелых океанических плит в горячую мантию [247]. По этой классификации, правда, в разряд «медленных» плит попали почти все характеризующиеся высокой мощностью (до 200-250 км) континентальные плиты и скрепленные с ними океанические плиты, а быстрыми оказались в основном чисто океанические плиты с относительно малыми толщинами от 60 до 80 км и сравнительно протяженными зонами субдукции. При этом выяснилась и еще одна интересная закономерность: чем больше площадь континентальной плиты, тем скорость дрейфа у нее оказывалась меньшей. По-видимому, это говорит о том, что мощные континентальные плиты, подобно айсбергам, сидящим на мели, своими корнями погружаются в мезосферу мантии, а горизонтальные составляющие мантийных течений в ней либо малы, либо их влияния на большой площади крупных континентов взаимно уравновешиваются.
Согласно вышеизложенно следует, что гравитационная неустойчивость океанических литосферных плит сама по себе может породить их движение и создавать конвекцию в мантии.
Однако по своей сути рассмотренная конвекция является типично тепловой с тем лишь отличием от классического случая, что в ней ведущую роль играет не подъем разогретого мантийного вещества в земных недрах, а погружение охлажденного на поверхности пограничного слоя мантии, т. е. океанических литосферных плит [127].
Для длительного функционирования описанной здесь конвекции, как и любой тепловой конвекции, к веществу мантии необходимо.подводить энергию, не меньшую,' чем, связанные .с ней теплопоте-ри.: При этом интенсивность конвективного массо-обмена в мантии, а в нашем случае и средние скорости движения океанических плит (т.е. средняя интенсивность тектонической активности Земли) по-прежнему будут полностью контролироваться скоростью генерации в мантии энергии. Связано это с сильной экспоненциальной зависимостью вязкости мантийного вещества т| от температуры, а следовательно, и от подвода к нему тепловой энергии: при снижении генерации тепла в мантии ее вязкость будет повышаться и соответственно возрастут силы вязкого трения, препятствующие движению плит по рассмотренным здесь механизмам.
42
Наоборот, при поступлении дополнительной энергии вязкость мантии и вместе с ней силы трения уменьшатся, а скорость «самодвижения» плит возрастет.
Именно поэтому тектоническая активность Земли в рамках рассмотренной здесь модели движения плит строго определяется генерацией -тепловой энергии в глубинах мантии за вычетом энергии, ушедшей на дополнительный разогрев Земли, и без учета радиоактивной энергии, выделившейся в континентальной коре, т.е. фактически описывается кривой теплового потока <20КК через океанический сектор Земли.
Рассмотрим теперь механизмы, способные возбудить конвективные движения мантийного вещества. Большинство геофизиков традиционно предпочитают рассматривать только тепловую конвекцию в ее классической постановке, считая, что она питается энергией распада радиоактивных элементов или постепенным остыванием Земли.
Применительно к концепции тектоники литосферных плит тепловая конвекция в мантии исследовалась Д.Маккензи, Ф.Рихтером [399], В.Каулой [315], Д.Тёркотом, Дж.Шубертом [127] и многими другими специалистами. У нас в стране тепловая конвекция рассматривалась в работах В.Трубицы-на, [".Голицына, В.Жаркова и других исследователей [56].
Напомним, что для определения условий возникновения тепловой конвекции в мантии обычно пользуются критерием (числом) Рэлея
Л = Pg7/3A7tX, (1.14).
ОТ]
где р - плотность; g - ускорение силы тяжести; Я-толщина слоя; ДТ - сверхадиабатический перепад температуры в слое, а - коэффициент объемного расширения; а- коэффициент температуропроводности; Г| - коэффициент динамической вязкости. Согласно критерию Рэлея, тепловая конвекция в слое вязкой жидкости возникает лишь в случае, если число Ra превышает некое предельное (критическое) значение. Для сферического слоя критическое значение числа Рэлея примерно равно 2-103 [56].
По современным представлениям эффективная вязкость мантии Земли находится в пределах Ю23-1024 П [29], поэтому для возникновения в ней сквозной тепловой конвекции достаточно сверхадиабатического перепада температуры всего в 1-10° С. При этом, правда, возникнет исключительно вялая конвекция, но ведь реальные значения ДГ вполне могут достигать и нескольких десятков градусов.
Химико-плотностная конвекция в мантии изучалась главным образом у нас в стране: на качественном уровне она рассматривалась Е-Артюшко-вым [5], приближенно - О.Сорохтиным [116] и более строго иа уровне численного моделирования -
В. Кеонджяном [64], а также А. Мониным с соавторами [89].
Условие, определяющее начало возникновения химико-плотностной конвекции, можно найти по аналогии с критерием Рэлея для тепловой конвекции [116]. Действительно, безразмерное число Рэлея (1.14) представляет собой отношение двух факторов: подъемной силы, возникающей при тепловом расширении вещества (т.е. фактора, способствующего конвекции), к фактору, препятствующему конвекции и характеризующему скорость рассеивания тепловых неоднородностей среды и ее сопротивление сдвиговым деформациям (т.е. конвективным движениям). Учитывая сказанное, в выражении (1.14) можно заменить произведение ДТа на эквивалентное ему отношение Др/р, где под Др следует понимать средний перепад плотности, образующийся за счет изменения химического состава вещества мантии в процессе его дифференциации на поверхности ядра. Пользуясь далее аналогией уравнения диффузии, определяющего скорость рассасывания неоднородностей химического состава, с уравнением теплопроводности, определяющим скорость выравнивания температуры в среде, мы можем заменить в знаменателе выражения (1.14) коэффициент температуропроводности а на коэффициент диффузии D. В этом случае модифицированное число Рэлея, определяющее развитие химико-плотностной конвекции в мантии, можно выразить отношением
„ ДреЯ3
R = ----. (1.15).
4 РГ|
Выражение (1.15) показывает, что интенсивность химико-плотностной конвекции полностью определяется только вязкостью среды т| и перепадами плотности Др в ее химических неоднородностях и не зависит от процесса диффузии этих плотностных неоднородностей. Следовательно, при заданных г] и Др химико-плотностная конвекция в мантии всегда будет развиваться с предельно возможной скоростью, но она может быть очень низкой, если вязкость мантии т] достаточно большая, а перепады плотности Др, генерируемые на поверхности ядра, незначительные.
В реальных условиях скорость химикоплотностной конвекции, по-видимому, должна саморегулироваться таким образом, чтобы скорость снижения потенциальной энергии Земли (благодаря дифференциации ее вещества) была бы максимальной, а затрата энергии на преодоление сил вязкого трения в среде - минимальной.
Энергетический подход позволил О.Сорохтину и С.Ушакову [121] количественно оценить масштабы конвективного массообмена в мантии и показать, что конвективный массообмен, вызываемый химико-плотностной дифференциацией мантийного вещества, сейчас примерно в 6 раз превышает соответствующий, массообмен тепловой конвекции. При этом, однако, не следует забывать, что и теп
43
ловая составляющая общей конвекции в конце концов управляется энергией все того же самого главного процесса химико-плотностной дифференциации Земли. Поэтому можно утверждать, что в мантии Земли существует смешанная плотностная химико-тепловая конвекция.
Итак, допускается, что в мантии существует интенсивная и крупномасштабная конвекция, возбуждаемая эндогенными энергетическими источниками: гравитационной дифференциацией мантийного вещества с небольшим вкладом радиогенного тепла и приливной энергии. При этом граничные условия на поверхности Земли, связанные с существованием мощных континентальных плит и с возникновением на поверхности конвектирующей мантии переохлажденного погранслоя - подвижных океанических плит, накладывают на мантийную конвекцию свой характерный отпечаток и даже подчиняют ее структуру плану расположения литосферных плит.
Убедительными доказательствами существования глубинных мантийных конвективных течений, не связанных с «самодвижением» океанических литосферных плит по зонам субдукции, по-видимому, являются факты раскола Африканского континента по системе Красное море - Аденский запив - Восточно-Африканские рифты, отодвигание Аравии от Африки, расширение впадин Атлантического и частично Индийского океанов, подъем океанического дна выше поверхности океана в Северной Атлантике (о-в. Исландия) и на северо-востоке Эфиопии (провинция Афар) и т.д. Все эти явления никак не могут быть связаны с затягиванием тяжелых океанических плит в мантию, а требуют для своего объяснения
привлечения идеи существования самостоятельных конвективных течений мантийного вещества, действующих на подошву литосферных плит снизу. Доказательством этого является раскол вегенеровской Пангеи на отдельные части - современные материки. Событие это произошло в раннем мезозое, но сам дрейф континентов (и раскол Африки) продолжается до сих пор. Никакими предположениями о «самопогружении» в мантию тяжелых океанических плит, окружавших тогда Пангею, объяснить это явление не удается.
Что же касается уже упоминавшейся выше зависимости скорости движения литосферных плит от протяженности окружающих их зон субдукции, то ее можно объяснить и совершенно иначе, чем это сделано в работе [247]. Действительно, все быстрые плиты,.выявленные Д.Форсайтом и С.Уедой, как бы сгруппированы в двух смежных регионах: с одной стороны, это плиты Наска, Кокос, Тихоокеанская и Филиппинская, а с другой - Индийская. Но стоит только предположить, что под юго-восточной частью Тихого океана и под Антарктической плитой на юге или в центре Индийского океана в мантии существуют мощные восходящие конвективные потоки, а между ними, где-то под Индонезией и под Южной Америкой - нисходящие потоки, как тот же самый результат получается за счет простого растекания мантийного вещества под плитами отмеченных регионов. Но в этом случае вязкое зацепление мантийного вещества с подошвой литосферных плит будет уже не тормозить их движения, а, наоборот, только способствовать ему. Кстати, судя по карте рельефа земного ядра, опубликованной в работе [409], именно под юго-
44
восточной частью Тихого океана и под центром Индийского океана наблюдаются подъемы его поверхности (рис. 1.17), а это является обязательным и верным признаком восходящих конвективных потоков в мантии.
Обратим внимание, что под Северной Атлантикой также существует крупный восходящий конвективный поток. Об этом говорит и раздвижение обрамляющих эту часть океана континентов, и подъем среднего уровня океанического дна, а также карта рельефа поверхности земного ядра, по которой четко отмечается под Северной Атлантикой повышение поверхности ядра Земли, такое же, как и под юго-восточной частью Тихого океана (см. рис. 1.17). Однако плиты в Северной Атлантике движутся исключительно медленно, скорость раздвижения океана около 2 см/год, тогда как в Тихом океане скорость раздвижения плит достигает 15 -18 см/год (см. рис. 1.6).
По-видимому, такие различия в скоростях движения плит над восходящими потоками объясняются влиянием на процесс формирования горизонтальных ветвей конвективных течений в мантии самой литосферной оболочки и неоднородным строением астеносферы. Так, в мантии под Тихим океаном астеносфера выражена четко и распространена под всеми без исключения океаническими плитами региона. При этом наименее вязким ее слоем является верхняя часть астеносферы, в которой уже происходит частичное плавление мантийного вещества. Подошва этого слоя залегает приблизительно на глубине около 100 км и совпадает с границей перехода шпинелевых лерцолитов в гранатовые.
Конвективные течения вязкого вещества обычно организуются в такие структуры, чтобы при заданной скорости общего массообмена (а она в рассматриваемой модели определяется процессом дифференциации мантийного вещества) скорость диссипации энергии вязкого трения была бы минимальной [75]. Из этого, в частности, вытекает, что в среде с постоянной вязкостью конвективные течения всегда будут стремиться охватить собой как можно большие объемы пространства (т. е. будут возникать широкие потоки). Если же само вещество, участвующее в конвективном массообмене, локально снижает свою вязкость из-за дополнительного разогрева (например, в восходящих потоках тепловой конвекции), то такие течения разогретого вещества будут сужаться, формируя так называемые плюмы, а окружающие их потоки более холодного и вязкого вещества, наоборот, при этом станут расширяться.
В среде же с переменной вязкостью (как, например, в земной мантии) максимальные скорости конвективных течений всегда будут концентрироваться в слоях с минимальной вязкостью вещества. По этой причине в мантии с четко выраженной астеносферой, для которой т%« Т|дъ конвективные течения также должны стягиваться в этот слой пониженной вязкости. В результате, под астеносферой,
т.е. - в нижней мантии и низах верхней мантии, будут доминировать вертикальные потоки вещества, а в самой астеносфере сформируются преимущественно горизонтальные течения [116]. Это приводит к тому, что через тонкий астеносферный слой перетекает большая часть вещества конвективных потоков, формируя там сравнительно быстрые, до нескольких десятков сантиметров в год [133], горизонтальные астеносферные течения. Эти-то течения и увлекут за собой относительно тонкие (от 10 до 80 км) океанические плиты Тихого океана от восходящего конвективного потока под Восточно-Тихоокеанским поднятием к нисходящим потокам в мантии, т. е. к зонам субдукции, окружающим этот океан. Такие течения не препятствуют движениям плит, если они вызываются механизмом затягивания океанической литосферы в мантию, ведь в рассматриваемом случае направления движения плит к зонам субдукции действительно совпадают с ожидаемыми направлениями астеносферных течений под этими плитами.
Иная картина развивается под мощными континентальными плитами, погруженными в мантию на глубину до 200-250 км. Под ними слой астеносферы практически отсутствует или сильно вырожден. Поэтому под континентальными плитами должно наблюдаться более равномерное распределение вязкости, и горизонтальные составляющие конвективных течений под ними формируются в гораздо большем объеме средней и нижней мантии. Но в связи со значительно большими сечениями горизонтальных потоков под континентальными плитами их скорости оказываются соответственно более низкими (порядка единиц сантиметров в год). Скорее всего этим и объясняются значительно меньшие скорости дрейфа континентов, особенно крупных (прочно «зацепленных» с мезосферой Земли) и спаянных с ними океанических плит по сравнению со скоростями движения чисто океанических плит, особенно расположенных между восходящими и нисходящими потоками в мантии.
Отмеченные различия геодинамических реакций океанических и континентальных плит на конвективные течения в мантии, по-видимому, неплохо иллюстрируются уже упоминавшейся выше закономерностью Форсайта-Уеды. Фактически эта зависимость определяет собой связь скорости движения литосферных плит с их строением, размерами континентов и расположением плит относительно восходящих и нисходящих течений в мантии, попытка реконструкции которых показана на рис. 1.18. Зависимость Форсайта-Уеды четко разделила крупные литосферные плиты на две различные группы: на континентальные и чисто океанические плиты Тихоокеанского региона. Индийская же плита в этой классификации занимает промежуточное положение, вероятно, потому что впаянные в нее континентальные массивы (Индия и Австралия) относятся к сравнительно небольшим материкам. К тому же Индийская плита, как и все Тихоокеанские плиты, оказалась «удачно» распо-
45
Рис. 1.18. Карта вероятного расположения восходящих и нисходящих конвективных потоков в мантии Земли; заштрихованы восходящие потоки, по [29]
ложенной между восходящим и нисходящим потоками в мантии (см. рис. 1.18), что в конце концов и обусловило относительно большую скорость ее перемещения в сторону Индонезии.
Что же касается Северной Атлантики, то в этом регионе астеносфера существует только под океанским дном, а с востока и запада она оказывается перекрытой мощными континентальными плитами, играющими роль гигантских дамб, препятствующих растеканию в этих направлениях астеносфер-ных течений от расположенных здесь восходящих потоков. Поэтому астеносферные течения в этом регионе могут распространяться только вдоль Срединно-Атлантического хребта [73, 121].
Однако такое сокращение эффективного сечения астеносферы приводит к существенному увеличению ее гидродинамического сопротивления. Но в гидродинамике, как известно, действует закон, аналогичный закону Ома в электротехнике
р = Rm, (1.16).
где р - давление, вовлекающее вязкое вещество в конвективный массообмен (аналог электрического напряжения в законе Ома); R - гидродинамическое сопротивление среды (слоя); т - поток вещества, участвующий в конвективном массообмене (аналог силы тока). В нашем случае т т задается механизмом дифференциации мантийного вещества на поверхности ядра. Поэтому увеличение гидродинамического сопротивления астеносферы на Д7? неизбежно приводит к соответствующему повышению избыточного давления Др, действующего на вещество в этом слое.
В Северной Атлантике действие такого избыточного давления проявляется наглядно. Прежде всего с этим явлением связан повсеместный и су
щественный подъем уровня океанического дна в этом регионе. Амплитуда гидродинамического «вздутия» здесь такова, что Срединно-Атлантический хребет над центром восходящего потока поднимается даже выше уровня океана и выходит на дневную поверхность, образуя, таким путем остров Исландия. Учитывая, что средняя глубина расположения гребней срединных хребтов обычно равна 2,5-2,7 км, легко рассчитать, что избыточное давление восходящего конвективного потока, приподнявшего дно Северной Атлантики, может достигать Др ~ 700-800 Бар. Подъем океанского дна в Северной Атлантике приводит к возникновению в этом регионе крупной положительной гравитационной аномалии (рис. 1.19,а). Динамическая природа этой региональной аномалии особенно четко проступает в изостатической редукции после вычитания из нее поправки за эффект влияния «избыточного» рельефа
5g = -2Tuyp8/i, (1-17).
где 8g - изостатическая поправка; у= 6,67-10'8 см3/г с2 - гравитационная постоянная; Др = ра - pw; р0 ~ 3,2 г/см3 - средняя плотность астеносферного вещества; pw= 1 г/см3 - плотность воды в океане; 8/г = h0K - hN\ h0K- реальная глубина океанского дна;
— (2,5+0,35]Vt) — «нормальная» глубина океанского дна, км; t - возраст океанского дна, млн лет. После выполнения такого пересчета на «нормальный» рельеф остаточное гравитационное поле над Северной Атлантикой становится отрицательным (рис. 1.19,6), отмечая тем самым дефицит массы в восходящем конвективном потоке под этим регионом.
Полученный из анализа регионального гравитационного поля над Северной Атлантикой результат
46
Рис. 1.19. Схема осредненных гравитационных аномалий в свободном воздухе в Северной Атлантике (а); то же после учета гравитационного влияния аномально высокой области Срединно-Атлантического хребта (б), по [121]
в сочетании с геофизическими данными о подъеме под этим же регионом уровня рельефа земного ядра (см. рис. 1.17), фактом наличия Срединно-Атлантического хребта и раздвижения океанского дна (см. рис. 1.6) является веским свидетельством в общей цепи доказательств ^.существования здесь мощного восходящего конвективного потока, пронизывающего собой всю мантию от поверхности ядра до поверхности Земли. Этот результат вселяет надежду на возможность интерпретации гравитационного поля Земли, или, что то же, формы ее геоида для определения местоположений конвективных потоков в мантии. Однако в реальных условиях сложного строения литосферной оболочки Земли и при отсутствии дополнительной геолога-: геофизической информации провести такую интерпретацию не всегда удается в связи с ее неоднозначностью.
Действительно, как мы видели выше, над Северной Атлантикой несмотря на существование под ней мощного восходящего потока легкого мантийного вещества наблюдается региональная положительная гравитационная аномалия и соответствующий ей подъем уровня геоида на 60 м. В то же время, в мантии под западной частью Тихого океана явно функционирует столь же мощный нисходящий конвективный поток, отмечаемый серией зон поддвига плит. И тем не менее его внешнее проявление в гравитационном поле и геоиде Земли точно такое же, как и в Северной Атлантике, -здесь также наблюдается положительная гравита
ционная аномалия и «вздутие» геоида амплитудой до 80 м. Объясняется это, по-видимому, тем, что в первом случае доминирует «динамическая» составляющая гравитационного поля, вызванная подъемом океанического дна за счет избыточного давления восходящего потока, а во втором -«статическая» составляющая, связанная с избытком массы погрузившихся в мантию холодных (и потому тяжелых) литосферных плит.
Если бы литосферная оболочка Земли была однородной, неподвижной и повсеместно характеризовалась постоянной мощностью, то, большие по размерам ундуляции геоида должны были бы однозначно отражать структуру конвективных движений в мантии. Реальная ситуация значительно сложнее, поскольку гидродинамические условия в астеносфере под океанами и континентами существенно разные. Однако, если пространство между восходящими и нисходящими потоками в мантии перекрыто только океаническими (или только континентальными) плитами, то можно ожидать, что в таких регионах крупномасштабные гравитационные аномалии и ундуляции геоида останутся наименее искаженными.
Так, по рельефу геоида на акватории Тихого океана и сопредельных с ним территориях можно четко выделить две положительные аномалии - на западе и юго-востоке океана, хорошо совпадающие с распространенными там зонами поддвига плит. Между этими «вздутиями» геоида наблюдается широкая полоса пониженных и отрицательных отметок геоида, охватывающая собой всю восточную, юго-восточную (кроме акваторий прибрежных с Центральной и Южной Америкой) и южную часть океана. Такой рельеф геоида в Тихом океане, по-видимому, можно интерпретировать достаточно уверенно, как свидетельство того, что под его пониженными уровнями развиваются восходящие конвективные потоки в мантии, а под положительными аномалиями формируются и действуют нисходящие мантийные потоки.
Сопоставление этой интерпретации с изображенной на рис. 1.17 картой рельефа земного ядра, несмотря на всю ее схематичность и, вероятно, еще малую точность, подтверждает правильность такой интерпретации. Действительно, именно под восточными частями Тихого океана видны подъемы поверхности ядра - признаки существования над ними восходящих потоков, а под западными акваториями океана и под Южной Америкой, наоборот, наблюдаются отрицательные формы рельефа ядра, отмечающие собой корни нисходящих потоков в мантии. Правда, по карте земного ядра не обнаруживаются соответствующие подъемы его рельефа под Африкой и Антарктической плитой (не исключено, что в будущем и они будут выявлены). Однако как гравитационные аномалии, указывающие на существование заметного дефицита масс под Антарктидой [315], так и геологические данные, отмечающие расширение рифтовой системы вокруг всей Антарктики, все-таки свидетельствуют о су
47
ществовании под этим регионом значительного восходящего потока.
Если приведенное здесь описание геодинамиче-ских обстановок Тихоокеанского сектора Земли близко к действительности, то можно предполагать, что восточно-тихоокеанская и южная ветви конвективных течений соединяются с достаточно мощными восходящими потоками под Индийским океаном и, вероятно, под Восточно-Сибирской платформой, под которой, как и под Антарктидой, выявляется существенный «дефицит» массы. К тому же под центром Евразии, как и под Индийским океаном, обнаружены подъемы в рельефе земного ядра - признаки восходящих мантийных потоков (см. рис. 1.17). В результате создается впечатление, что целая взаимосвязанная цепь восходящих конвективных течений как бы опоясывает единым широким поясом центр нисходящих потоков под западной частью Тихого океана, Индонезией и Северной Австралией (см. рис. 1.18).
Ясно также, что под Северной Атлантикой существует мощный восходящий поток. Но как он связан с только что описанной системой конвективных течений - через Северную Америку или Европу? Пока это не совсем ясно. Скорее, через Северную Америку, поскольку под Западной Европой и Северной Африкой (особенно вдоль Средиземноморского и Альпийско-Гималайского подвижного пояса) еще сохранились реликты некогда мощных нисходящих конвективных потоков, предопределивших в свое время закрытие океана Тетис.
Остается неясной ситуация и с Африкой. С одной стороны, геологические данные определенно указывают .на ее раскол и продолжающееся раз-движение Восточно-Африканской рифтовой зоны, что легче всего было бы объяснить существовани
ем под континентом восходящих потоков. Но судя по карте рельефа земного ядра, оснований для заключения о наличии здесь таких потоков пока не достаточно. Поэтому остается предположить, что большая (западная) часть Африканской плиты как бы отрывается от Сомалийского блока (вероятно, по ослабленным - старым шовным зонам) и дрейфует на запад за счет действия на ее подошву горизонтальных мантийных течений, идущих от восходящего потока в Индийском океане к нисходящему потоку под Южной Америкой. Но это только предположение.
В целом можно считать, что литосферные плиты стремятся перемещаться под влиянием конвективных течений из областей развития восходящих потоков к местам существования нисходящих потоков мантийного вещества, обычно совпадающих с участками погружения океанических плит в мантию. Таким перемещениям плит, правда, часто препятствует их жесткость и взаимодействия плит друг с другом. Тем не менее можно ожидать, что в общем плане отмеченная закономерность все же проявляется. Поэтому данные о направлениях и скоростях дрейфа плит действительно имеют важное значение для выявления общего плана структуры мантийной конвекции.
Учитывая приведенные соображения и методологию описанного выше анализа геолого-геофизических данных о дрейфе литосферных плит, о рельефе геоида и поверхности земного ядра, в первом приближении все же оказывается возможным представить себе основные черты мантийной конвекции. Часть ее характеристик уже была описана выше, а на рис. 1.18 приведен общий план структуры такой конвекции, в интерпретации О.Сорохтина и С.Ушакова [121], вовсе не претендующей на ее однозначность.
ГЛАВА 2. МОРФОСТРУКТУРА И СТРОЕНИЕ РИФТОВЫХ ЗОН
2.1. МОРФОСТРУКТУРНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ, ТЕКТОНИКА И ВУЛКАНИЗМ РИФТОВЫХ ЗОН
Понимание закономерностей и особенностей морфологии, магматизма и распределения дизъюнктивных нарушений литосферы и коры разного возраста в окрестности СОХ являются одной из фундаментальных задач современной морской геотектоники. Актуальность этой задачи усиливается еще и тем обстоятельством, что с разломо- и тре-щинообразованием в рифтовых зонах СОХ самым непосредственным образом связана гидротермальная деятельность, а следовательно, и распределение глубоководных полиметаллических сульфидов. Очевидно, процессы аккреции океанической коры, а также разломо- и трещинообразования в рифтовых зонах зависят от геодинамических процессов, управляющих формированием и эволюцией большого разнообразия морфотектонических структур разных масштабных уровней. Поэтому и проблему структурообразо-вания, видимо, следует рассматривать в контексте существующих уровней геодинами-ческой сегментации СОХ.
Конвекция в мантии определяет глобальные зоны главных напряжений растяжения литосферы, структурным выражением которой является планетарная система СОХ с рифтовой зоной, представляющей собой глубинный разлом литосферы Земли. Можно предполагать, что глобальные напряжения растяжения литосферы обусловлены скоростью мантийной конвекции, скоростью раздвижения плит и толщиной литосферы. Эти напряжения закладывают тот силовой фон, на котором развиваются процессы структурооб-разования на более мелких масштабных уровнях. Именно на этих уровнях отчетливо начинают выступать различия в структуре рифтовых зон с разными скоростями спрединга. Линейная скорость спрединга является важным параметром, определяющим
термодинамический режим литосферы рифтовой зоны, ее толщину, эффективную прочность, а также генеральную морфологию рельефа дна (рис. 2.1).
Как отмечалось в предыдущей главе, скорость спрединга океанической коры меняется в широких пределах, от первых миллиметров до 18 см/год. По скорости спрединга все СОХ можно разделить на четыре основных типа: с медленной, средней, быстрой и ультрабыстрой скоростью раздвижения (табл. 2.1). В свою очередь, среди медленно раздвигающихся хребтов можно выделить очень медленные со скоростями спрединга от 0 до 2 см/год (хребты Гаккеля, Книпповича в Арктике и Полярной Атлантике.). Точно так же СОХ со средними скоростями спрединга можно разделить на два подтипа: медленные среднеспрединговые хребты, со скоростями спрединга от 4 до б см/год, имеющие основные геолого-геофизические характеристики, сходные с медленноспрединговыми СОХ (например, Центрально-Индийский хребет) и быстрые
ВТП 1 в’ w'ю.ш. (16,2 см/год)
। ВТП 21* с. Ш. (6 СМ /год) ГП F V I г F гп
Рис. 2.1. Характерные профили рельефа рифтовой зоны СОХ с различными скоростями спрединга, по [484, 354]
Неовулканическая зона ограничена символами К, а зона трещиноватости - F, отметки ГП определяют зону границы плиты
49
Таблица 2.1. Срединно-океанические хребты с разными скоростями спрединга
Тип СОХ Скорость спрединга, см/год Длина, тыс. км % от общей длины СОХ Примеры
С медленным спредингом 0-4,0 25 40—45 Срединно-Атлантический хребет (САХ) Юго-Западный Индийский хребет (ЮЗИХ) Американо-Антарктический хребет (ААХ)
Со средним спредингом 4,0-8,0 20 30-35 Центральный Индийский хребет (ЦИХ) Юго-Восточный Индийский хребет (ЮВИХ) Галапагосский центр спрединга (ГЦС) Чилийский хребет (ЧХ)
С быстрым спредингом 8,0-12,0 7-8 13 Восточно-Тихоокеанское поднятие (ВТП) (север) Тихоокеанско-Антарктический хребет (ТАХ)
С ультра-быстрым спредингом 12,0-16,0 4 7 Восточно-Тихоокеанское поднятие (ВТП) (юг)
среднеспрединговые хребты (со скоростью И==6-8 см/год), сходные с быстроспрединговыми СОХ (например, Юго-Восточный Индийский хребет, Галапагосский центр спрединга и др.).
Детальными исследованиями на медленно раздвигающемся Срединно-Атлантическом хребте (САХ) в районах исследований ФАМОУС вблизи 37°с.ш. [374], ТАГ на 26° с.ш. [59, 487] и МАРК вблизи 23°с.ш. [326, 259] установлена тонкая структура рельефа дна гребневых зон медленно раздвигающихся хребтов. В районе гребневых зон четко выделяются: 1) внутреннее дно (внутренняя или осевая долина); 2) внутренние стенки; 3) террасы; 4) внешние стенки, образующие границу срединной долины и рифтовых гор; 5) рифтовые горы (см. рис. 2.1, е, ж).
Внутренняя долина представляет собой депрессию в осевой части хребта шириной 2-3 км, ограниченную с боков внутренними стенками. Рельеф внутренней долины обусловлен главным образом вулканическими процессами. В осевой зоне внутренней долины протягивается вулканический хребет шириной 1-1,5 км, состоящий из линейно вытянутых поднятий (удлинение 4:1) и депрессий между ними. Во внутренней долине наблюдаются довольно многочисленные трещины и сбросы; амплитуда их мала (2-10 м). Рельеф внутренней долины относительно слабо изрезан, и только центральное вулканическое поднятие может достигать 200 м. Наиболее интенсивное образование трещин и сбросов, которые, как правило, параллельны простиранию рифтовой долины, начинается в периферийных областях внутренних долин и продолжается в пределах внутренних стенок [374,231]. Высоты уступов резко возрастают, начиная с самых первых блоков внутренней стенки, и в среднем они состав
ляют 150-350 м при линейных размерах блоков в сечении от 300 до 1500 м.
Особенности разрывообразований литосферы в этих областях характеризуют картину распределений очагов микроземлетрясений, которые группируются не вдоль оси внутренней долины, а в пределах первых уступов внутренних стенок. Частота землетрясений здесь довольно высокая: 10-30 микроземлетрясений в день [374]. Между внутренними и внешними стенками располагаются террасы срединных долин (см. рис. 2.1, е, ж). Рельеф террас относительно ровный, ширина их с каждой стороны долины 5—15 км. Эти террасы ограничены внешними стенками, определяющими ширину рифтовой долины хребта (см. рис. 2.1, е, ж). Внешние стенки на 800-1000 м превышают уровень террас и на 1500-1700 м глубину внутреннего дна. Эти стенки сложены отдельными блоками, поверхность которых может быть наклонена как к оси, так и от оси хребта. В последнем случае угол наклона составляет 3-8°. Высота уступов значительно варьирует от 100 до 550 м. Уступы протягиваются на расстояния 10-28 км параллельно оси хребта.
С внешней стороны рифтовой долины (сразу же за внешними стенками) начинаются рифтовые горы (см. рис. 2.1, е, ж). Топография рифтовых гор определяется сбросовыми разломами с высотой сбросов, достигающей 300 м. Крупные уступы вытянуты вдоль простирания каждого хребта на расстояние 4-8 км, а более мелкие (с амплитудой 50-100 м) простираются в виде отдельных отрезков в том же направлении на 0,5-1,5 км [374, 231]. Для пририфтовых гор типичны опрокинутые блоки. Сейсмичность здесь резко уменьшается по сравнению с уровнем сейсмичности на внешних и внутренних стенках, но значительное увеличение плот-
50
ности разломов предполагает наличие активных нормальных сбросов в коре пририфтовых гор, по крайнем мере, до возраста 1,5 млн лет.
Исследования в других районах САХ - на 20°с.ш., на 41°с.ш., на 45°с.ш., а также на хребте Горда показали, что структуры, рассмотренные выше, 'являются типичными для медленно раздвигающихся хребтов. Однако их размеры могут немного варьировать в каждом конкретном случае. Средние размеры сечения рифтовых долин (ограниченных внешними стенками) при этом меняются незначительно.
Гребневые зоны быстро раздвигающихся хребтов в отличие от медленно раздвигающихся не имеют такой морфотектонической структуры, как срединная долина [354, 358]. Рельеф здесь постепенно понижается почти от самой оси и осложнен лишь локальными грабенами и горстами; часто гребень хребта представляет собой приподнятый на 0,3-0,8 км блок шириной 15-25 км [360, 207]. Типичный рельеф рифтовой зоны быстро раздвигающегося хребта показан на рис. 2.1, а-г и рис. 2.2. Здесь представлены поперечные профили через рифтовую зону ВТП, где скорость раздвижения достигает 16 см/год. На рис. 2.2, а, б, видно, что рельеф осевой зоны хребта характеризуется поднятием треугольной, купольной или трапециевидной формы, центральная часть которого нарушается вершинным грабеном глубиной в первые десятки метров [358, 379, 377]. Стенки, ограничивающие вершинный осевой грабен, представляют собой почти вертикальные сбросы с видимым вертикальным смещением 6-10 м. Ширина этого линейно вытянутого на десятки километров грабена может варьировать от нескольких десятков до 2000 м, а глубина достигать 100 м, так что отношение ширины к глубине обычно бывает больше 10 (см. рис. 2.1, в, г, д; рис. 2.2, а, б). Осевой вершинный грабен ограничен нормальными сбросами и в значительной степени представляет собой структуру растяжения [245]. При еще более детальных исследованиях было установлено, что в пределах осевого вершинного грабена отчетливо выделяются узкие (шири
ной 40-200 м) и мелкие (<15 м глубиной) внутренние троги, протягивающиеся синусоидальным эшелоном на расстояние 100-1000 м (см. рис. 2.2, в). Вследствие своего явного вулканического характера эти осевые троги были названы осевыми вершинными кальдерами [283], или осевыми вершинными трогами обрушения [245].
Непосредственно за областью разломов, ограничивающих вершинный грабен, с каждой из его сторон следует плавно понижающийся рельеф типичного вулканического поля, изредка осложнен-
« 20 000 лет от начала спрединга
Расстояние,м
Рис. 2.2. Батиметрические профили через рифтовую зону быстро раздвигающихся хребтов
а - ВТП вблизи 3°25'ю. ш., по [354]; б - характерные формы поперечного сечения осевого поднятия (сверху вниз: треугольная, купольная, трапецевидная), по [377]; в - поперечное сечение через осевой вершинный грабен и осевую кальдеру (трог) обрушения, по [245]
51
ный поднятиями более поздних вулканических извержений. Подобно ситуации в медленно раздвигающихся хребтах по мере удаления от оси на 800-1000 м постепенно понижающийся склон вулканического поля сменяется резко расчлененными участками горсто-грабеновых зон. Многочисленные разломы, сбросы и трещины, наблюдающиеся здесь, вытянуты параллельно простиранию гребневой зоны хребта, т.е. ортогонально к направлению разрастания [354, 376, 214].
Рассмотренные характеристики рельефа рифтовых зон быстро и медленно раздвигающихся хребтов дают возможность представить наиболее характерные его черты (табл. 2.2). Изменение геоморфологии гребневых зон СОХ можно проследить, переходя от медленно раздвигающихся хребтов к хребтам со средней скоростью раздвиже
ния (Галапагосский рифт в районе 86 з.д.), а затем к хребтам с быстрым раздвижением (ВТП).
В целом же для медленного спрединга (ИСпред = 0,5-4 см/год) характерно наличие глубокой рифтовой долины, глубиной 1,5-2,5 км относительно бортов. Большая расчлененность рельефа дна рифтовой долины сохраняется отчасти и в рельефе поверхности более древней коры, удаленной от рифтовой зоны. Классическим примером хребтов этого типа служит Срединно-Атлантический хребет (САХ). При средних скоростях спрединга (Йс„ред= 4-8 см/год) дно рифтовой долины погружено относительно бортов лишь на 50-200 м. Рифтовая долина здесь наложена на широкое осевое поднятие с относительно пологим и менее контрастным рельефом. В СОХ с быстрым спредингом (Кпред^ 8 см/год) рифтовая долина отсутствует, и
Таблица 2.2. Сравнение геолого-геофизических характеристик быстро- и медленно раздвигающихся СОХ, по [373] с добавлениями
N п/п Характеристики Быстрый спрединг Медленный спрединг
1 2 3
1. Выраженность в рельефе дна Горстообразная структура с четко выраженным осевым поднятием треугольной, купольной или трапециевидной формы Рифтовая долина в виде выраженного грабена, включает осевую долину, внутренние стенки, террасы, внешние стенки и рифтовые горы
2. Глубина осевой зоны Изменяется слабо Изменяется сильно
3. Относительная амплитуда рельефа осевой зоны Небольшая, 50-100 м 'Большая, 100-2 000 м
4. Ширина рифтовой долины (активная тектоническая зона)' 12 км (ВТП, 21 с.ш.), 2 км (ВТП, 12°50' с.ш.) 3.5 км (САХ, 37° с.ш.) 10-12 км (САХ)
5. Осевая вулканическая зона Четко выражена, ширина 400 м О (ВТП на 12 50' с.ш.), практически непрерывна Нечетко выражена, кусочно-прерывиста
6.- Расстояние между трайс-формным и разломами со смещением > 30 км 90 км (много зон перекрывающихся центров спрединга) 50 км
7. Стабильность системы ‘ трансформны,х разломов ' Нестабильны для небольших смещений, обычны перекрывающиеся центры спрединга Стабильны
8. Продвигающиеся осевые рифты Обычны Редки
9. Предполагаемая периодичность извержения 50-500 лет 1000-10 тыс. лет
10. Высокотемпературная (300-350 С) гидротермальная активность Обычно наблюдается на дне Редкая
11. Сейсмические отражения от кровли магматической камеры ’ Есть Не обнаружено
12. Глубина микроземлетрясений Максимум 3 км под осью Максимум 10 км под осью
52
Таблица 2.2. (окончание)
1 2 3 4
13. Осевая гравитационная аномалия Ag Положительная аномалия (10-20 мГал), объясняется существованием магматической камеры Отрицательная аномалия (-30—60 мГал), объясняется динамической реакцией механически прочной литосферы в осевой зоне. Интенсивные отрицательные аномалии Буге (типа “бычьего глаза” фиксируют зоны сфокусированного мантийного апвеллинга
14. Магнитные аномалии Четкая, двумерная картина Нечеткая, изменчивая, ограниченная двумерность
15. Ширина зоны смены магнитной полярности Узкая, резкая Изменчивая, расплывчатая
16. Удельное сопротивление коры по ЭМЗ Проводимость слоя подушечных лав в 10 раз больше нижезалегающих слоев Нет измерений
17. Термические модели Большинство моделей подтверждают устойчивое состояние магматической камеры Большинство моделей предполагают отсутствие магматической камеры
18. Термический режим Относительно горячий Относительно холодный
19. Магматическая камера Предполагается устойчивое состояние магматической камеры Не обнаружена, но предполагаются небольшие неустойчивые магматические очаги
наблюдаются небольшие осевые поднятия (ВТП, южнее 15°с.ш.).
Как в быстро-, так и в медленно раздвигающихся хребтах в центре осевой зоны спрединга располагается узкая зона современного вулканизма («не-овулканическая зона»), ограниченная зоной трещиноватости и далее зоной активного сбросо-образования (см. рис. 2.1), характеризующейся значительными вертикальными нарушениями. Еще далее от оси располагается относительно стабильная область. Зону, в пределах которой происходит 95% вулканической и тектонической активности голоценового возраста, включающую в себя «не-овулканическую» область и область повышенной трещиноватости, называют «зоной наращивания коры» или зоной аккреции [370]. Район, ограниченный областью активного сбросообразования, принято называть «зоной границы плиты».
Рассмотрим возможную геодинамическую природу морфоструктур переходных зон. Несколько гипотез было предложено для объяснения существования рифтовой долины в медленно раздвигающихся СОХ и отсутствия ее в быстро раздвигающихся хребтах. Одна из них, «гипотеза потери гидравлического напора», предполагает, что в ситуации медленно раздвигающихся хребтов потери гидравлического напора на трение относительно высоковязкой магмы при ее подъеме в канале под осевой частью рифта достаточно велики, чтобы образовалась депрессия в рельефе дна над восходя
щим потоком [497, 334]. Эти потери напора в центральной части долины компенсируются подъемом стенок рифтовой долины относительно ее дна. Таким образом, глубокая рифтовая долина существует в зонах медленного спрединга в силу того, что вязкий магматический материал поднимается через относительно узкую зону, ограниченную стенками из материала холодной, старой литосферы. При больших скоростях спрединга эта зона шире и потери гидравлического напора меньше. Есть и еще одна гипотеза, объясняющая происхождение медианной долины, - «гипотеза шейки» [525]. Согласно этой гипотезе, рифтовая долина образуется при утонении слоя литосферы в осевой зоне хребта, находящейся в состоянии растяжения. Утонение и образование шейки происходит в зоне пластического течения, где напряжения превосходят предел текучести литосферы. В относительно холодной и прочной литосфере медленно раздвигающихся хребтов такая зона пластичных течений будет узкой и локализованной вблизи оси. В то же время в ослабленной прогретой литосфере быстро раздвигающихся хребтов предел пластичности достигается в более широкой зоне и ее растяжение происходит без образования выраженной, локализованной шейки. Отметим, что эта гипотеза не противоречит предыдущей и, скорее всего, оба эффекта (потеря гидравлического напора и локализация утонения (шейка) имеют место в медленно раздвигающихся хребтах одновременно.
53
2.1.1. Неовулканическая зона
Зона современного вулканизма в рифтовой долине, обычно узкая, шириной 1-2 км. Она характеризуется свежими потоками лав и отсутствием осадочного покрова. Вулканические процессы ответственны практически за все особенности рельефа в этой зоне.
Неовулканическая зона была детально исследована с помощью подводных обитаемых аппаратов (ПОА), глубоководных камер и многолучевых гидроакустических систем на СОХ с малыми и средними скоростями спрединга (1-8 см/год) [160, 216, 448, 501] и на СОХ с большими скоростями спрединга [356, 359, 377, 379]. Детальные придонные исследования предполагают, что вулканическая, тектоническая и гидротермальная активность в рифтовых зонах СОХ эпизодична и подвержена определенным циклам [231, 259].
Для хребтов с медленным спредингом установлен заметный разброс в возрасте недавнего вулканизма в неовулканической зоне, в ширине внутреннего дна, возрасте сбросов и в распределении трещин. Наряду с сегментами хребта, где преобладает трещиноватая кора с нормальными сбросами и отсутствует современный вулканизм (устанавливаемый по распределению осадков и морфологии лав), существуют отрезки хребта, в пределах которых тектоническая активность затухает (отсутствуют свежие осыпи, выветренные стенки сбросовых уступов) и активно проявляется современный вулканизм в пределах неовулканической зоны. Вулканы располагаются параллельно оси спрединга и представляют собой нагромождение свежих, свободных от осадков подушечных базальтов. Гора Венера в области ФАМОУС типичный пример таких вулканов с линейными размерами от 1 до 4 км и высотой 250 м [152].
При средних скоростях спрединга вулканы распределены более непрерывно вдоль простирания хребта за исключением тех мест, где цепочки вулканов смещаются небольшими (< 1 км) эшелонообразными разломами [372]. Щитовые базальтовые потоки наблюдаются здесь чаще, чем в случае медленного спрединга. Осевые вулканы достигают высоты 50 м.
В хребтах с быстрым спредингом природа осевых вулканов существенно меняется. По морфологии они становятся сходными с протяженными щитовыми вулканами гавайского типа с пологими склонами. При этом осевые вулканы имеют ширину 1-2 км. В отличие от осевых вулканов медленно раздвигающихся хребтов в быстро раздвигающихся цепочки вулканов непрерывно протягиваются на расстояние в десятки и сотни километров вдоль рифтовой оси. Они прерываются лишь в местах их пересечения с трансформными разломами или с зонами перекрытий центров спрединга (ПЦС). Для осевых вулканов быстрых хребтов характерны как подушечные лавы, так и щитовые потоки.
Согласно К.Макдональду [372], щитовые потоки образуются при извержении новых вулканиче-
ских центров с очень высокой скоростью излияния лавы из трещин в течение начальной стадии вулканического цикла. По мере формирования вулканической постройки лава начинает вытекать из вулканических каналов и трубок, а не изливается через трещины. С образованием каналов и уменьшением скорости излияния формируются уже подушечные лавы, в противоположность щитовым потокам на первом этапе.
При медленной скорости спрединга поздняя стадия излияния подушечных лав может маскироваться последующим циклом излияния щитовых потоков, тогда как при быстром спрединге больше шансов увидеть картину с обнаженными подушечными лавами во многих местах. Полевые наблюдения пространственных соотношений подушечных лав и щитовых потоков, проведенные на ПОА «Элвин» в рифтовой зоне Галапагосского центра спрединга подтверждают эту концепцию осевого вулканизма [545].
Картирование офиолитовых комплексов также указывает на наличие эпизодов вулканизма, однако здесь не отмечается той необходимой последовательности в чередовании типов излияний, а наблюдается хаотичная смесь подушечных лав и щитовых потоков [372]. Исключение могут составлять последовательности дайковых комплексов в офиолитах Урала, свидетельствующие о периодичности интрузивного магматизма в осевых зонах спрединга [96]. Заметим, что с рассмотренными выше эпизодами вулканизма могут быть связаны также циклы тектонической и гидротермальной деятельности в осевых зонах хребтов.
Согласно расчетам, основанным на мощности вулканического разреза (1,0 км), размерах и пространственном распределении вулканов в неовулканической зоне, извержения в медленно раздвигающихся хребтах происходят в среднем раз в 5 000-10 000 лет [154]. Эти данные подтверждаются и результатами DSDP [270], а также детальными исследованиями в области ТАГ на 26°с.ш. САХ [338]. Для умеренных значений скоростей спрединга извержения происходят в среднем раз в 300-600 лет [372] (для области RISE) до первых тысяч лет, в то время как в быстро раздвигающихся - одно извержение в 50-100 лет [283]. Можно наметить закономерность: частота извержений увеличивается пропорционально квадрату скорости спрединга. Приведенные выше значения периодов извержений могут рассматриваться лишь как наиболее вероятные, и потребуется еще немало детальных исследований для их более точной идентификации.
Что касается характера извержения, т.е. происходит ли оно быстро с последующим относительно спокойным периодом или, напротив, непрерывно идет с умеренными скоростями, то по аналогии с извержениями на суше, предполагается первая возможность. Лучшее доказательство для этого дают результаты глубоководного бурения. Для глубоких скважин (более 500 м) мощные коровые пачки имеют магнитные, петрологические и геохи-54
мические свойства, почти одинаковые, и эти пачки имеют значительные отличия от слоев, залегающих выше и ниже. Так что по всей видимости извержения происходят за сравнительно короткие периоды времени 1-100 лет, которые разделены длительными промежутками относительного покоя.
Детальные батиметрические исследования дают «мгновенный» взгляд на современное положение неовулканической зоны, в то время как изучение тонкой структуры магнитных аномалий может дать информацию об устойчивости пространственного положения этой зоны во времени. Детальный анализ магнитных аномалий позволяет считать, что при умеренных и больших скоростях спрединга зона аккреции коры остается узкой, шириной 1-3 км [325]. При медленном спрединге ширина этой зоны, может меняться от 1 до 8 км [231]. Такие вариации в ширине зоны коровой аккреции в случае медленного спрединга могут отражать пространственно-временные изменения в структуре рифтовой долины [1]. Тогда в некоторый момент времени долина имеет широкое внутреннее дно и обрамляется узкими террасами (в этом случае неовулканическая зона широкая, а магнитные аномалии выражены плохо), в другое время долина имеет узкое внутреннее дно и хорошо развитые террасы (см. рис. 2.1, эл?, е). (В последнем случае неовулканическая зона узкая и аномалии выражены четко). Таким образом, морфология срединной долины медленно раздвигающихся СОХ может варьировать со временем вдоль простирания хребта [372, 231]. Примеры области ФАМОУС (на 36°45' с.ш.), области АМАР (36°25' с.ш.) иллюстрируют два крайних положения внутреннего дна и террас (см. рис. 2.1, е, ж).
Другой аспект касается устойчивости пространственного положения неовулканической зоны. На примере области ФАМОУС была рассмотрена модель, когда вулканы выносятся из рифтовой долины как целостная структура. В этом случае граница плиты смещается в направлении спрединга на 1 км (или ширину одного вулкана), и новый центральный вулкан зарождается вдоль смещения оси [160]. Однако для средних и быстрых скоростей спрединга имеются доказательства того, что центральные вулканы могут расщепляться вдоль оси. В этом случае часть вулкана отодвигается в одну сторону, а часть в другую. Наблюдения позволяют предполагать, что тенденция для осевых вулканов к расщеплению больше для средних и быстрых скоростей спрединга, чем для медленных. Это согласуется и с анализом магнитных аномалий, который свидетельствует о более широкой и менее устойчивой неовулканической зоне на медленно раздвигающихся СОХ.
К.Макдональд [372] рассмотрел следующую модель: при медленных значениях скорости спрединга главные вулканические извержения происходят только через 5000-10000 лет. Кора охлаждается в течение периода относительного покоя, утолщается и увеличиваются хрупкие напряжения вдоль
осевой зоны. Процесс усиливается быстрым охлаждением на глубине за счет гидротермальной циркуляции. Существовавшие ранее зоны ослабления залечиваются, и следующий эпизод вулканизма (через 104 лет) может случиться в другом месте внутреннего дна рифтовой долины. При быстрых скоростях спрединга период покоя между извержениями много короче (50-600 лет). Даже при наличии гидротермального охлаждения эта система будет иметь ослабленные зоны вдоль магмоподводящих каналов последнего вулканического извержения. В результате вероятность расщепления центральных вулканов будет здесь гораздо выше, а неовулканическая зона будет узкой и устойчивой.
Необходимо отметить, что возможно появление и внеосевых вулканов, как на СОХ с малыми скоростями спрединга, так и с большими. Детальные магнитные исследования показали, что в области ФАМОУС, например, около 10% вулканов расположены в стороне от главной неовулканической зоны, на коре, имеющей возраст 0,5-2,0 млн лет, т.е. в 5-20 км от осевой зоны [154]. При более высоких скоростях спрединга внеосевые вулканы могут располагаться на расстоянии до 4-х км и более от осевой зоны [491, 473]. Однако объем этих лав небольшой и базовая модель устойчиво центрированной неовулканической зоны, видимо, справедлива.
2.1.2. Тектоническая активность в рифтовых зонах СОХ и общие закономерности распределения разломов, сбросов и трещин
Образование поверхностных разломов, трещин и нормальных сбросов в пределах дивергентной границы плит вызвано горизонтальным растяжением наиболее холодной, хрупкой, верхней части литосферы. Однако в пределах узкой гребневой рифтовой зоны многие из геоморфологических черт обусловлены преобладающими вертикальными силами, вызванными внедрением даек из осевого резервуара магмы и приводящим к растрескиванию коры или образованием нормальных сбросов вдоль границ осевого грабена при обрушении линейной кальдеры в результате высвобождения давления магмы при извержении. Эти движения имеют также и горизонтальную компоненту, зависящую от ширины даек и интенсивности растрескивания коры. Однако генеральная ориентация разломов и трещин определяется горизонтальными силами растяжения.
Как было отмечено выше, на флангах неовулканической зоны начинается зона интенсивного тектонического растрескивания. В пределах 2-3 км от оси некоторые из этих трещин имеют значительные вертикальные смещения по нормальным сбросам.
При медленных скоростях спрединга, там, где неовулканическая зона прерывается структурными
55
неоднородностями, трещины наблюдаются на соответствующих участках и вдоль оси спрединга. При средних и быстрых скоростях спрединга зона трещиноватой коры часто скрывается под излияниями центральных, вулканов. При всех скоростях спрединга, наиболее интенсивная трещиноватость коры наблюдается в поясе 1-2 км ширины по флангам неовулканической зоны (см. рис. 2.1). Трещины здесь сходны с гьярами Исландии, имеют характерную ширину 0,3-3 м и протягиваются вдоль оси хребта на расстояния от Юм до 2кМ [370, 160]. При этом трещины идут примерно параллельно общему простиранию хребта. Такое простирание позволяет предполагать их формирование в результате растяжения коры в процессе спрединга, а не в результате растрескивания вследствие термического сжатия. По всей видимости, именно эта зона трещин обеспечивает доступ холодной морской воды в молодую, нагретую океаническую кору. Интенсивность трещиноватости может контролировать расход жидкости и температуру выходящей из океанической коры воды при гидротермальной конвекции. Для примера, гидротермальные выходы с Т= 350°С («черные курильщики») в области RISE на 2Гс.ш. ВТП располагаются в относительно слабо трещиноватой части центра спрединга [372, 159]. Области с наиболее сильной трещиноватостью охлаждаются быстрее, чем остальные.
Растрескивание коры, вероятно, является причиной пониженных значений сейсмических волн в слое 2А океанической коры. Этот слой при толщине около 500 м характеризуется значением объемной скорости сейсмических волн всего лишь 2,5-3,8 км/с [295], что заметно меньше, чем скорость, характерная для отдельных образцов (5,6-6,0 км/с). Впоследствии трещины заполняются осадками, запечатываются в процессе низкотемпературной диагенетической цементации. Высокотемпературные металлоносные растворы также стремятся заполнить трещины гидротермальными минералами. По мере того как продолжаются эти процессы сейсмическая скорость слоя 2А будет увеличиваться (до 5,5 км/сек), и зону трещиноватости трудно выделить по скоростям сейсмических волн.
Вдоль некоторых трещин, удаленных от оси спрединга на 1-4 км, наблюдаются значительные вертикальные смещения, являющиеся результатом сбросов, наклоненных в сторону оси спрединга. В медленных центрах спрединга вертикальные смещения по таким сбросам достигают 200 м и более. Серии таких сбросов создают уступы высотой 600 м [374]. В целом для медленно раздвигающихся хребтов перепады рельефа в рифтовой долине достигают 1,2-2,0 км. Форма самой рифтовой долины может быть при этом либо U - образной, с единой системой стенок долины, либо V - образной с внутренними и внешними стенками, между которыми располагаются террасы (см. рис. 2.1 ,е, ж). Разнообразие форм, видимо, связано с интенсивностью магматического снабжения и, следовательно, толщиной коры и литосферы в осевой зоне. Эти формы являются лишь конечными членами в ря-
ду морфоструктур, через которые проходит рифтовая долина в процессе своего развития. Характерно, что террасы здесь не являются устойчивыми образованиями. Такие вариации в морфоструктуре рифтовой долины находят отражение в ширине неовулканической зоны и распределении магнитных аномалий.
Изучение Срединно-Атлантического хребта в районе 41° с.ш. показало, что для медленно раздвигающихся хребтов характерно наличие протяженных разломов значительной длины (до 30 км), вытянутых вдоль простирания долины и чередующихся друг за другом через 2 км вкрест простирания рифтовой оси в пределах всей срединной долины и гребневых гор. Можно предположить, что эти разломы появились впервые в пределах внутренней долины на расстоянии около 2 км от оси. Их образование связывают с обрушением кальдеры осевого вулкана и последующим локальным изостатическим выравниванием [483]. Заметим, что характерный интервал времени между образованием таких разломов (порядка 2'105 лет) превосходит среднее время эпизодичности вулканизма внутреннего дна срединной долины в области ФАМОУС. Эти факты позволяют предполагать, что обрушение кальдеры, связанное с вулканизмом в осевой области, создает начальные разломы, а вязкое трение и региональное изостатическое выравнивание определяют рост этих разломов, а также вертикальные смещения, формирующие стенки срединной долины.
При средних значениях скорости спрединга перепады высот по плоскостям сбросов, имеющих наклон в сторону оси спрединга, достигают только 50 м. Дно рифтовой долины относительно бортов погружено на меньшую глубину, чем это имеет место в случае медленно раздвигающихся хребтов. Поднятия рельефа существенно компенсируется пологими (~ 5°) обратнонаклоненными сбросами [323].
Морфологические следствия вулканических и тектонических процессов в быстро раздвигающихся хребтах отличаются от таковых в медленно раскрывающихся хребтах, но и здесь имеет место ситуация, только что описанная для медленно раздвигающихся хребтов. А именно, зарождение горстовых и грабеновых морфоструктур, наблюдаемое вне вулканического поля, также обусловлено комплексным воздействием динамики осевого вулканизма, тектонического растяжения и локального изостатического выравнивания на краях вулканического поля.
Недавнее извержение, произошедшее в осевой неовулканической зоне ВТП на участке 9°09'-9°54' с.ш., дало возможность исследовать с помощью ПОА «Элвин» и других придонных методов временные связи между вулканической, тектонической и гидротермальной деятельностью, а также проследить эволюцию крупномасштабной поверхностной структуры дна и морфологии лавовых потоков после извержения [245]. Так, было установлено, что осевая вершинная кальдера была здесь сформирована в результате обрушения лавовых 56
«озер» или лавовых труб, по которым перемещалась изливающаяся лава вдоль и поперек простирания оси спредингового хребта. Днище этого узкого трога обычно сохраняет первоначальные эруптивные трещины, которые являются местом наиболее позднего вулканизма и гидротермальной активности.
Таким образом, рельеф осевой части быстро раздвигающихся хребтов в пределах вершинного грабена определяется в значительной степени периодическими излияниями лавы. Этот процесс начинается с основного извержения, при котором магма из-под осевого резервуара (осевой магматической камеры, а, точнее, линзы расплава) заполняет вершинный грабен и растекается по склонам вулкана в пределах вулканического поля. Резкое падение давления в магматическом резервуаре после основного извержения приводит, как отмечалось выше, к обрушению кальдеры в вершинной части, причем стенки образовавшегося при этом нового осевого вершинного трога обрушения будут находиться внутри стенок старого осевого вершинного грабена вследствие расширения всей осевой области при внедрении даек [354]. После основного извержения возможны небольшие излияния через трещины, образующие невысокие (до 50 м) возвышенности на дне сформировавшегося осевого грабена.
Подчеркнем еще раз, что хотя именно трещинные излияния лавы, переполняющие грабен, создают первичный рельеф склонов осевого вулкана, но их наклон в конечном итоге определяется вовсе не растекающейся лавой, а быстрым изостатическим выравниванием и проседанием вне оси раздвижения [354]. Плавно опускающиеся склоны осевого вулкана подвержены региональному растяжению, подобно периферийным зонам внутреннего дна срединных долин медленно раздвигающихся хребтов. Так же, как и в последних, это растяжение создает зону вертикальных трещин растяжения шириной до 500 м. В процессе накопления магмы в мелком подосевом резервуаре увеличивающийся гидростатический напор в канале будет способствовать поднятию верхнего крыла близ одной из трещин растяжения. Нижнее опустится, и на изгибе (в области максимальных напряжений изгиба) произойдет раскол и смещение другой стенки блока, блок просядет, образуя грабен. Нормальные сбросы с прямым и обратным падением создают здесь серию уступов с перепадом высот 50 м и менее. В результате получается картина чередования горстов и грабенов. Образование таких разломов может сопровождаться вулканизмом.
Многие сбросы в верхних частях имеют почти вертикальное падение. Амплитуда смещения по сбросам с наклоном плоскостей приблизительно 50-60° довольно значительна. Механизмы в очагах землетрясений в СОХ говорят в пользу того, что оси растяжения, как правило, перпендикулярны к оси спрединга, а в тектонике преобладают механизмы нормальных сбросов. При этом поверхности блоков в ситуации с малыми скоростями спрединга, как правило, наклонены на 5-15° к горизонту
(от оси) [374]. Наблюдения с помощью ПОА »Эл-вин» позволили установить, что крупные блоки типа тех, что ограничивают внешние стенки рифтовой долины, могут иметь обратный наклон до 30°. Наклоны 3-5° и до 10° типичны при средних и больших значениях скоростей спрединга [323].
Хотя данных до сих пор недостаточно, но уже сейчас можно высказать предположение о том, что кора при малых скоростях спрединга подвержена большему тектоническому воздействию (сбросы, трещины и т.д.), чем при больших скоростях. Исследования показывают, что область активных сбросов распространяется на 4-10 км в сторону от оси для хребтов с большой и средней скоростями спрединга, и заметно шире (~30 км) - для медленно раздвигающихся хребтов [214, 326, 190] (см. рис. 2.1). Вне зоны активного сбросообразования, океаническую литосферу можно рассматривать как относительно жесткое тело. Граница зоны активных сбросов тем самым отмечает положение края границы плит или начала области квазижесткого поведения плит.
В последние годы в результате широкого использования высокоразрешающих гидроакустических систем СИ БИМ, ГЛОРИЯ, СИ МАРК и системы АРГО появилась возможность детально закартировать дизъюнктивные нарушения на больших площадях вдоль простирания осевых зон СОХ [190, 326, 376]. В частности, детальное картирование было проведено в осевой зоны ВТП на участке от 13° до 8° с.ш., [214, 190]. Система СИ МАРК-1 обеспечивала съемку в полосе шириной до 6 км. Иными словами, если судно было центрировано непосредственно над осевой зоной (ГспрСд = 11 см/год), то границы полосы съемки достигали коры с возрастом 50 тыс. лет.
Эти исследования позволили установить, что: 1) ширина осевой зоны растяжения с максимальным распределением трещин вкрест простирания оси варьирует от 0,25 до 1,5 км; 2) максимальная концентрация трещин и разломов вдоль простирания оси приурочена к зонам структурных неоднородностей типа перекрытий осей спрединга, нарушениям в линейном простирании и изгибам оси (девелам), тектоническим узлам и т.д.; 3) среднее расстояние между участками с повышенной трещиноватостью вдоль оси составляет 30 км; 4) длина и ширина трещин 10-500 и 0,2-3 м, соответственно; 5) простирание трещин обычно параллельно оси хребта.
Большинство исследователей пришли к выводу, что формирование трещин, ширина зоны активного сбросе - и трещиннообразования и количество линеаментов в ее пределах зависят от следующих факторов: а) внедрения магматических интрузий и размера магматической камеры и (или) давления флюидов (растрескивание за счет растяжения в коре выше магматических диапиров или даек); б) литосферного растяжения (амагматичные трещины растяжения вследствие увеличения скорости спрединга); в) термического сжатия остывающей коры и г) интервала времени, прошедшего с последнего
57
извержения, перекрывшего осевую зону и локально перекрывшего сбросы и трещины.
Несмотря на то, что трещиноватость в осевой зоне СОХ является необходимым условием активной гидротермальной деятельности, наличие только трещиноватости явно не достаточно. Так, мы наблюдаем повышенную концентрацию трещин и сбросов в окрестности структур типа ПЦС и в районах пересечения рифтовой оси с зонами трансформных разломов, где явно преобладают тектонические процессы, а вулканизм и гидротермальная деятельность находятся в относительно редуцированном состоянии. Поэтому значительная концентрация дизъюнктивных нарушений еще не является критерием активной гидротермальной рудообразующей деятельности. Необходимым условием еще является наличие теплового источника (магматической камеры). Поэтому при всем генетическом и структурном разнообразии разломов и трещин в рифтовых зонах наибольший интерес для формирования глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС) представляют собой трещины собственно осевой зоны, связанные непосредственно с тектоно-магматическим циклом, периодичностью излияния, временем жизни и стадией развития осевой магматической камеры.
2.2. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ РИФТОВЫХ ЗОН
2.2.1. Гравитационное поле и гравитационные модели рифтовых зон
Амплитуды длинноволновых (сотни километров) гравитационных аномалий, наблюдаемых над СОХ, достаточно малы, что указывает на изостатическую компенсацию СОХ [38, 16, 552].
Исследования рельефа и средневолновых аномалий (десятки километров) гравитационного поля в окрестности рифтовых зон СОХ свидетельствуют о заметном изменении морфоструктуры по мере увеличения скорости спрединга. Для быстро раздвигающихся СОХ характерно осевое горстообразное поднятие с небольшим перепадом рельефа и малоамплитудные (10-20 мГал) аномалии Ag, указывающие на почти полную локальную компенсацию [330,384,273,499,550] (рис. 2.3, а). В гравитационном поле AgCB рифтовые зоны медленно раздвигающихся СОХ, характеризующиеся выражен-
Рис. 2.3. Гравитационные и батиметрические профили через рифтовые зоны СОХ с различными скоростями спрединга
а - осредненные профили через участки ВТП с быстрым и ультрабыстрым спредингом, по [384]; б - через рифтовые зоны СОХ с медленным спредингом, по [273]
ной рифтовой долиной, ограниченной бортами с изрезанной топографией, отмечаются большим осевым гравитационным минимумом (до 40-100 мГал), свидетельствующим о глубинных динамических процессах, поддерживающих эту топографию (рис. 2.3, б).
При увеличении скорости спрединга рельеф рифтовой зоны постепенно меняется от грабенообразной структуры к горстообразной (см. рис. 2.1). В этой связи неожиданным оказалось, что переход в гравитационном поле AgCB от аномалий с характерным осевым минимумом к аномалиям с осевым максимумом происходит довольно резко при значениях )4пред = ~ 6-7 см/год [499]. Этот факт, видимо, обусловлен изменениями глубинной структуры рифтовых зон и, как следствие, изменениями в типе изостатической компенсации. При возрастании скорости спрединга также наблюдаются изменения в распределении вдольосе-вых вариаций аномалий рельефа дна и мантийных аномалий Буге (МАБ): для СОХ с медленными скоростями спрединга характерны сильные высокоамплитудные вариации рельефа дна и мантийных аномалий Буге в то время как, по мере увеличения Кспред эти вариации становятся более сглаженными и менее контрастными [383, 437, 349]. Интерпретация средневолновых гравитационных аномалий над рифтовой зоной ВТП до сих пор остается неоднозначной задачей. Главная трудность касается проблемы изостатической компенсации и взаимодействия различных динамических факторов в рифтовых зонах СОХ при создании непротиворечивых гравитационных моделей (табл. 2.3). Не изостатические напряжения не должны бы исключаться априори допущением изостазии, так как осевая зона является активной границей плит.
58
При интерпретации поля AgCB в районе ВТП обычно принималась модель упругой плиты [205, 393]. Аномалии AgCB, вычисленные с учетом этой модели совпадали с наблюдаемым аномалиями над ВТП, несмотря на присутствие под осевой зоной очага частично расплавленного материала, понижающего механическую прочность литосферы. Можно было бы ожидать, что термическая модель, которая достаточно хорошо объясняет изостатиче-скую топографию ВТП, способна также хорошо объяснить и аномалии силы тяжести. Но расчеты аномалий Ag для “термического” рельефа СОХ обнаруживают значительные (10-20 мГал) расхождения с наблюдаемыми аномалиями в осевой зоне хребта [346].
Чтобы разрешить противоречие между наблюдаемым полем и другими геофизическими данными, Б.Льюис рассмотрел несколько предполагаемых моделей для расчета поля Ag(ra6n. 2.4) [347]:
а - аномалии силы тяжести вызываются не
скомпенсированным рельефом, с породами с переменной плотностью;
б - аномалии силы тяжести вызываются рельефом, скомпенсированным по модели Эри;
в - аномалии вызываются рельефом, образованным реакцией упругой плиты;
г - аномалии силы тяжести объясняются в рамках модели термической изостазии.
Эти модели были проверены на профилях, пересекающих ВТП на сегменте от 9 до и 12°с.ш. Один из этих профилей приведен на рис. 2.4, а. Во-первых, было проанализировано, согласуются ли гравитационные аномалии с моделью рельефа дна, подстилаемого породами постоянной плотности. Для этого гравитационное поле, обусловленное рельефом, было рассчитано при разности плотностей пород коры и воды Др= 1,4г/см3 (рис. 2.4, б). Несовпадение аномалий предполагает здесь либо некоторую долю изостати-ческой компенсации, либо латеральное изо-
Таблица 2.3. Характеристика гравитационных моделей рифтовых зон СОХ
Авторы модели Характеристика модели
1 2
Модель Р.Андерсона и Х.Нолтимера [148] для быстро раздвигающихся СОХ Осевое поднятие в зонах спрединга представляет собой стабильную структуру, которая вызывается утолщением коры на оси хребта и обусловливается действием выталкивающей силы и локальной (по Эри) компенсацией на границе раздела слоя 2 и слоя 3, или в основании коры
Модель Н.Слипа, Б.Розендаля [497] для рифтовых зон быстро раздвигающихся СОХ Выталкивающая сила, формирующая осевое поднятие, обусловлена существованием подстилающей магматической камеры. Распределение температур и плотности, а также поднятие осевого блока может быть объяснено в рамках модели локальной изостатической компенсации
Модель В.Костоглодова и др. [330] (САХ) На основании интерпретации рельефа и гравитационного поля по 25 профилям с помощью изостатической передаточной функции делается вывод о справедливости модели охлаждающейся плиты для литосферы вне осевой зоны с возрастом более 3 млн лет
Модель Дж.Кохрана [205], М.Мак Ната [393] (ВТП, 13°с.ш,-28 ю.ш.) Рельеф и гравитационное поле, наблюдаемые вблизи осевой зоны ВТП, объясняются в рамках модели региональной изостазии, в которой рельеф, формируемый на поверхности упругой плиты, локально определяется напряжениями внутри плиты. Спектральный анализ по 24 профилям, показал, что амплитуда осевой аномалии AgCB и функция адмиттанса, предполагают мощность плиты порядка 1-6 км
Модель Б.Льюиса [347] (ВТП, 9-12°с.ш.) Положительная гравитационная аномалия частично является результатом контраста между плотностью материала магматической камеры и менее плотными, интенсивно раздробленными породами коры по обе стороны от магматической камеры. Допускается существование в пределах коры некомпенсированного дайкообразного тела шириной 2 км, имеющего положительную избыточную плотность 0,10-0,25 г/см3. Показано, что гравитационная аномалия, связанная с осевым поднятием, не согласуется с простой моделью компенсации по Эри, предполагающей существование низкоплотностной магматической камеры, целиком расположенной в пределах коры. Модель Эри приемлема лишь в том случае, если глубина компенсации составляет 10—20 км и более
Модель К.Боуина и Дж.Миллигана [178] (САХ) На основе анализа связи рельефа и гравитационного поля посредством функции адмиттанса показано, что осевая аномалия объясняется моделью упругой плиты мощностью 8 км, которая непрерывна под флангами хребта
59
Таблица 2.3 (продолжение)
1 2
Модель Дж.Мадсена с соавторами [384] (ВТП, 9-14° с.ш., 6- О О 11 ю.ш., 16-21 ю.ш.) Изостатическая модель, рассматривающая литосферу как тонкую упругую пластину с корой постоянной мощности, расколотую в осевой зоне рифта. Выталкивающая сила, действующая в астеносфере, изгибает свободные концы пластины вверх, образуя топографическое поднятие и обусловливая наличие над ним положительной (10-20 мГал) гравитационной аномалии. Результаты интерпретации свидетельствуют о том, что средние глубины компенсации составляют 6-7 км ниже уровня дна, а предел прочности 18 плиты на изгиб (изгибная жесткость плиты) возрастает от 10 Н-м на оси 19 20 хребта до 310 Н-м в 5 км от оси и до 10 Н-м на расстоянии 25 км от оси. Модель предлагает наличие небольшой низкоплотностной (частично расплавленной) магматической камеры в низах коры и в верхней мантии
Модель С.Холла и др. [273] для рифтовых зон СОХ Для объяснения рельефа дна и гравитационных аномалий в рифтовых зонах СОХ предполагается наличие низкоплотностной области в самой верхней мантии и коровой магматической камеры. Ширина корня с низкой плотностью увеличивается по мере уменьшения Кс„ред., а размеры коровой магматической камеры уменьшаются. Корневая магматическая зона с низкой плотностью вносит главный вклад в остаточные аномальные минимумы Ag, при меньших вкладах от коровых мгаматических камер и горизонтальных перепадов плотности
Модель Кс.Ванга и Дж.Кохрана [550] (ВТП, 7-9° ю.ш.) При интерпретации рельефа дна и поля Ag учитывалось охлаждение и погружение плиты, чтобы выделить остаточную аномалию (топографическую и гравитационную), связанную с осевой зоной. Остальное батиметрическое поднятие моделировалось как изгиб краев плиты, обусловленный силами плавучести низкоплотного материала, концентрируемого вблизи оси. Литосфера рассматривалась как плита со свободным краем, расположенным на удалении 0,5 км от оси. Осевой район полагался локально скомпенсированным. Рассматривались две модели: в первой - литосфера имела постоянную изгибную жесткость, во второй - принималась эффективно-упругая толщина литосферы, меняющаяся пропорционально квадратному корню от расстояния от оси. Гравитационные ограничения массового дефицита, связанного с наличием области частично расплавленной (4,7-9%) магмы под осью распространялись на глубину 20-30 км и ширину 8 км
Модель Г.Неймана и Д.Форсайта [417] (САХ, 31-36° ю.ш) Мантийные аномалии Буге и батиметрия вдоль оси САХ сильно коррелируют, предполагая локальную компенсацию рельефа за счет изменений мощности и плотности верхнемантийных структур. Количественная связь между топографией и аномалиями Ag можно объяснить изгибом тонкой узкой упругой пластины, обусловленным ее реакцией на изостатическую нагрузку внутреннего дна рифтовой долины, изолированного от остальной части плиты разломами и сбросами. Однако существует парадокс: вдольо-севые профили показывают, что срединная долина является нескомпенси-рованной структурой, находящейся под воздействием динамических факторов. Трехмерная термическая модель, связывающая пассивный мантийный поток, гидротермальную циркуляцию, осевые мантийные неоднородности с наблюдаемыми изменениями в мощности коры, предсказывает вариации жесткого мантийного слоя, которые коррелируют с наблюдаемой осевой топографией. Делается вывод, что силы растяжения, действующие на сегменте САХ, ответственны за вариации в морфологии и вдольосевую корреляцию между батиметрией и мантийными аномалиями Буге
статически нескомпенсированное изменение плотности. Проверка другим путем заключается в подборе разности плотностей пород коры и воды, так чтобы наблюдаемое поле совпало с вычисленным.
Как показали расчеты, такое совпадение возможно при выполнении одного из следующих трех условий: либо под осью хребта существует не скомпенсированное тело с высокой плотностью пород, либо компенсация здесь есть, но нижняя граница компенсации
60
Таблица 2,4. Компенсационные модели литосферы рифтовых зон СОХ, по [347]
а Некомпенсированная топография Рк-var В0Да Кора ф Г| g(x) = /-’-'{глС/’е ' л[(РаТ)- РдМх)] или для h(x)«zf g(x) = F'1 {2nGe~k:' F[(pk (x) - p/(>(x)] к - волновое число
б Компенсация Эри о I Вода Кора л Z1 Рн ——- ~ ’ Z2 Мантия — ~ Рм g(x)= А”’{2л(рк -p;JX;[e’fc| -e’te’]-F(h(x))
в Компенсация тонкой упругой плиты Вода Кора рк =2 g(x) = F ' {2л:(рА. -р;,ХФ fc| - - [ 1 + -3— ikx)) < p(Pa/~pJ J J D- изгнбная жесткость, g - ускорение силы тяжести
М антия — Рм
г Модель термической изостазии Р» Вода Г Кора__—/ / \ \ 3^^ 1 уРмО-V) Мантия g(x) = F~' 2nGAzFv [p(x, z)]e~i:: /’(л>-)=./(Л„Г,р,а,₽) / \ "r p(°O, Л й(х) = f Г - 1 dz oLpU^) J P - давление a - термическое рсширение P - несжимаемость T- температура
очень глубока, либо механизм компенсации таков, что коротковолновые гармоники компенсационных масс исчезают. Возможны и комбинации этих трех условий [347].
Рассмотрение типов компенсации Б.Лыоис начал с компенсации по модели Эри [347]. На основе этой модели была исследована возможность локальной компенсации топографии осевой зоны ВТП на некоторой глубине материалом пониженной плотности, имеющим массу (Р|-рв)*Л(х), где рк,рв - плотности
коры и воды, Л(х) - амплитуда рельефа (см. табл. 2.4, 5). Результаты расчетов показали, что при средней глубине компенсации 9 км наблюдаемые и вычисленные аномалии Ag не совпадают друг с другом, тогда как при большем значении средней глубины компенсации (20 км и более) они совпадают (см. рис. 2.4, в). Эти результаты достаточно убедительно показывают, что низкоплотный материал, который поддерживал бы топографию рифтовой зоны, вряд ли существует на небольших глубинах.
61
a
Глубина, м
2 Д^с.в.(мГал)
Расстояние, км
Рис. 2.4. Сравнение наблюдаемых и вычисленных аномалий для профиля через рифтовую зону ВТП вдоль 12° с.ш., по [347]
а - наблюдаемые гравитационные аномалии и рельеф, б - рассчитанные по модели топографии постоянной плотности (пунктирная линия с Ag = 1,4 г/см3), в - по модели Эри с глубинами компенсации 9 км (точечная линия) и 20 км (пунктирная линия), г-по модели компенсации тонкой упругой плиты с Д = 1О2оН м (пунктирная линия) и Д = 1018Н м (точечная линия), д - по модели термической изостазии (точечная линия)
Второй моделью по проверке типа компенсации была модель компенсации упругой плиты (см. табл. 2.4, в). В ней предполагалось, что топография
осевой зоны ВТП может рассматриваться как нагрузка на упругую плиту, которая подстилается жидким материалом. Плита деформировалась под
62
нагрузкой, вызывая прогибание корово-мантийной границы, которой соответствовал самый большой скачок плотности. Деформация этой границы дает вклад в гравитационное поле от компенсации. Гравитационный эффект вычислялся для модели тонкой плиты (при плотности пород коры 2,4 г/см3) для значений изгибной жесткости плиты Д= 10 и 1020Н-м (см. рис. 2.4, в). Различия в гравитационном поле в модели Эри с глубиной компенсации z2=20 км и в модели упругой плиты с Д = 1018 Н-м очень малы.
И последняя из рассмотренных изостатических моделей - это изостатическая термическая модель (см. табл. 2.4,г). В ней рельеф и аномалии силы тяжести связаны с распределением температуры и давления в литосфере через коэффициенты объемного термического расширения а и сжимаемости - р.
Рельеф получается как:
где: р(л; z) = p0(z)/[(l+a7fc z))],
P(x,z) - давление, T(x,z) - температура и p0(z) -распределение плотности при Г = О С и Р = 1 атм.
Расчет гравитационных аномалий для произвольного распределения плотности p(x,z) производился с использованием преобразования Фурье [346]. Использовалось полуаналитическое выражение для распределения температур в литосфере в виде ряда Фурье:
Т(х', z')=7\ 1 - / + У, 4,е“лУ sin(n7tz')
(2.2),
где z1 = z/cf, х’ = x/d, d - толщина литосферы
ос„ = R^R2 + (шт)2 , R=vd/x
- термическое число Рейнольдса, % = fc/pC/) -коэффициент термической диффузии,
4, = 2(-1Г7[м(1-а„/2Я)].
В (2.2) предполагается, что литосфера движется с равномерной скоростью V от оси х = 0. Граничные условия: 7’=0°С приг = 0, Г= Т\ = 1200°С приг = о(
°— = о при х—>°°, Эх
-к^рС^-Т) Эх
при х = 0. Выделением скрытой теплоты плавления пренебрегается. В расчетах использованы следующие параметры- рм = 3,3 г/см3 - плотность мантии, рк = 2,6 г/см3 - плотность коры, Р = 10 №, d = 60 км. Коэффициенты термического расширения а, коэффициенты термической диффузии коры %к и мантии %м подбирались так, чтобы получить совпадение термического и наблюдаемого рельефов: (X = 4 10~J °C’1, %к= 0,012 см/С, %м= 0,004
см /с [347]. Гравитационное поле и рельеф, вычисленные с использованием этих параметров, показаны на рис. 2.4, д для профиля на 12°с.ш. Несмотря на совпадение вычисленного и наблюдаемого рельефа дна, гравитационные аномалии в осевой зоне примерно на 6 мГал ниже наблюдаемых.
Из рассмотренных выше моделей можно сделать следующие выводы [347]. Гравитационные данные свидетельствуют против присутствия материала пониженной плотности в пределах коры под осью хребта. Наличие такого материала, компенсирующего рельеф, привело бы к заметному понижению осевой гравитационной аномалии. Даже в термической модели, где компенсирующие массы распределены по всей толщине литосферы, модель дает все же пониженные осевые аномалии Ag.
Следует отметить, что в рамках первых трех моделей (рельеф постоянной плотности, компенсации Эри, деформации упругой плиты) вообще нельзя сделать вывод о наличии или.: отсутствии компенсации для возмущения рельефа с длиной волны менее 50 км. Это происходит из-за того, что в используемом методе расчета гравитационных аномалий (метод механического фильтра) амплитуда аномалий для длин волн Х<50 км будет менее 1,5мГал (предела точности измерений Ag) [347].
Однако имеются веские аргументы, позволяющие отвергнуть все эти три модели при объяснении наблюдаемых осевых аномалий Ag.
Так модель упругой плиты предсказывает увеличение мощности коры с приближением к оси в силу прогибания корово-мантийной границы. Сейсмические же наблюдения противоречат этому [289]. Кроме того, сейсмические данные говорят о наличии зоны пониженных скоростей под осью ВТП, обусловленной, вероятно, присутствием частично расплавленного материала в коре [546, 194, 318]. Но в этой ситуации механическая прочность литосферы над резервуаром должна быть пониженной и вряд ли возможно здесь применение модели упругой плиты. Фактически для рассмотрения осевого региона модель вязкой жидкости была бы более приемлема. Тем более что повышенные температуры способствуют понижению эффективной вязкости литосферы осевой области.
Подобные аргументы справедливы и в возражении против модели Эри. Главное возражение против как модели Эри, так и модели упругой плиты состоит в том, что обе они не объясняют наличия материала пониженной плотности за счет частичного плавления и его температурного расширения, которое так хорошо объясняет рельеф осевой зоны хребтов. Термическая модель, как отмечалось выше, точно предсказывает рельеф и тепловой поток осевой зоны, но так же не объясняет осевого гравитационного максимума. Поэтому наиболее вероятно предположить, что осевое поднятие не находится в изостатическом равновесии и поддерживается другими силами, по всей видимости, динамическими.
63
Рис. 2.5. Гравитационные аномалии по термической модели, предполагающей частичное плавление в мантии и внедрение этого расплавленного материала в кору, для профиля рис. 2.4 , по [347]
а - сравнение остаточной гравитационной аномалии с гравитационным эффектом от дайки; б - сравнение наблюдаемых значений Ag и рельефа (сплошная линия) с вычисленной аномалией (пунктирная линия)
БЛьюис [347] предложил тогда дополнить термическую плотностную модель подосевой интрузией, чтобы удовлетворить наблюдаемым аномалиям Ag. Для рассматриваемого профиля, вдоль 12°с.ш., размеры дайки выбирались в соответствии с сейсмическими данными: ширина 2 км, высота 4 км, глубина от уровня моря до вершины 4 км. По
ложительная разность плотностей составляла 0,25 г/см3. Это давало удовлетворительное совпадение с остаточной гравитационной аномалией (за вычетом наблюдаемой термической аномалии) (рис. 2.5, а). Величина этой нескомпенсированной массы зависит отчасти от степени плавления мантии под осью рифтовой зоны (т.е. от плотности пород верхней мантии). Пониженная плотность верхней мантии потребует более высоких значений плотности интрузии в коре.
На рис. 2.5, б показана модель, предполагающая частичное плавление вещества мантии и внедрение этого мантийного материала в пределы слоя коры. Модель хорошо удовлетворяет наблюдаемым гравитационным аномалиям и сейсмическим данным. Она допускает нарушение изостазии в осевой зоне быстро раздвигающихся хребтов вследствие наличия мантийного материала в виде даек или осевых магматических камер в коре. Таким образом, анализ предполагает, что существует избыток масс в осевой зоне, который может не находить отражение в рельефе дна. Разумеется, предложенная лайковая модель, удовлетворяющая сейсмическим данным, не является единственно возможной. И наличие дефицита или избытка масс в коре в осевой зоне спрединга в значительной мере определяется степенью дифференциации коромантийного вещества, слагающего магматическую камеру.
Еще более детальные и крупномасштабные донные гравиметрические работы в осевой зоне спрединга проводились на ПОА на 2Гс.ш. ВТП [369] и в северной части хребта Хуан де Фука на сегменте Эндевер [293]. Целью постановки таких гравиметрических работ было выявление и локализация остаточной аномалии Ag, связанной с магматическим телом, расположенным под осью спрединга, а также выявление вариаций плотностей и пористости пород в верхних частях коры.
Постановка гравиметрических измерений на подводных обитаемых аппаратах потребовала и разработку новых методических приемов, описанных в работе [369]. Не останавливаясь подробно на методике такого рода измерений, отметим лишь, что их точность достигала 0,2-0,3 мГал, что на порядок выше, чем при набортной съемке.
Исследования вдоль 7-километрового профиля, пересекающего рифтовую зону ВТП показали, что в осевой зоне спрединга отмечается локальная отрицательная аномалия, значения которой варьировали от 0 до 10,4 мГал. Эта аномалия, видимо, является частью обширного гравитационного максимума, наблюдаемого на профиле, секущем всю рифтовую зону, и отражает близповерхностный дефицит масс в неовулканической зоне (НВЗ). Ширина отрицательной аномалии составляла около 3 км, а её центр располагался над осью неовулканической зоны. Рассматривая связь современного вулканизма и гидротермального поля с отрицательной гравитационной аномалией, можно предположить, что последняя обусловлена приповерхностным магматическим телом (линзой расплав-
64
ленного базальта, аккумулирующегося в самой верхней части осевой магматической камеры). Другим вероятным объяснением пониженной плотности в верхней коре является трещиноватость и повышенная пористость пород верхних слоев коры под неовулканической и тектонической зонами. Хотя наблюдения на ПОА “Элвин” не обнаружили обилия трещин в НВЗ, можно допустить, что такие трещины существуют на глубине, а с поверхности замаскированы молодыми вулканическими обломками и свежими лавовыми потоками. Чтобы вызывать наблюдаемую отрицательную аномалию, трещины должны быть открытыми в области аномалии и закрытыми в стороне от нее. Но и в этом случае различия в плотностях коры в зоне открытых и залеченных трещин будет очень незначительными, соответственно 2,62 и 2,66 г/см3.
Донные гравиметрические исследования в осевой зоне в южной части хребте Хуан де Фука также подтвердили возможность объяснения наблюдаемых аномалий допущением понижения плотности верхних слоев коры вследствие повышенной трещиноватости и пористости пород [517]. С другой стороны, разумно допустить, что кора более или менее одинаково растрескана как в неовулканической зоне, так и вне ее, в зонах трещиноватости. В этом случае отрицательный плотностной контраст вряд ли будет вызван лишь крупномасштабной коровой пористостью. Он может быть обусловлен и различием в температуре воды в разломах и трещинах. Температура флюида в придонных источниках достигает 350°С. Плотностное различие окружающей морской воды может быть очень велико: 1,04 г/см3 у поверхности дна и 0,64 ± 0,02 г/см3 при Г=350°С. Допуская значения пористости коры около 15% и считая, что высокотемпературная вода циркулирует в приповерхностных слоях коры в НВЗ, получим, что плотность коры в этом случае будет составлять 2,56 г/см3, а не 2,62 г/см3 как в случае заполнения пор и трещин холодной водой. Такая точка зрения также позволяет объяснить понижение плотности под НВЗ, вызывающее отрицательную гравитационную аномалию.
По всей видимости, геологическое истолкование локальных осевых аномалий поля Ag будет зависеть от понимания, в какой стадии тектоно-магматического цикла, а точнее от того в каком состоянии (насыщенном или истощенном) находится магматическая камера, как долго она развивалась и насколько велика в ней фракция расплава, аккумулирующегося вблизи ее кровли.
Коротковолновые аномалии гравитационного поля несомненно очень важны, так как с высокой точностью дают возможность выявить приповерхностные плотностные неоднородности в осевой части рифтовой зоны, связанные непосредственно с локальными магматическими телами, гидротермальными выходами и металлоносными образованиями. Однако, невозможность получения достаточной точности съемки для такого анализа набортными методами, и крайняя ограниченность
наблюдений поля Ag на ПОА не дают достаточного фактического материала для их уверенной интерпретации.
Для медленноспрединговых хребтов на примере САХ было показано, что они скомпенсированы по модели упругой плиты [330, 417, 33]. Анализ экспериментальной передаточной функции (адмиттанса) позволил предположить отсутствие полной изостатической компенсации. Аналогичные выводы были сделаны Е.Астафуровой, И.Беляевым и С.Мащенковым на основании детальных гравиметрических измерений в полосе Канаро-Багамского геотраверса (КБГТ) и систематического кросспек-трального анализа аномалий поля силы тяжести и глубин дна [33]. Эти исследователи установили наличие некомпенсированных плотностных аномалий на основании сравнения эмпирических и рассчитанных кривых передаточной функции для моделей нескомпенсированного рельефа, Эри и упругой плиты. Они сделали вывод, что модель упругой плиты с эффективной мощностью, меняющейся вдоль хребта от 4 до 10 км, лучше других подходит для медленноспрединговых хребтов.
В последние годы при гравитационном моделировании эффективно используются мантийные аномалии Буге (МАБ). Б.Куо и Д.Форсайт разработали методику вычисления МАБ, которая предусматривает вычитание из аномалий в свободном воздухе гравитационного эффекта от рельефа поверхности дна, от раздела Мохоровичича и от влияния термического разуплотнения [332]. При условии постоянства средней плотности земной коры полные мантийные аномалии Буге отражают эффекты изменения ее мощности или вариации плотности верхней мантии, связанные с аномально нагретыми или относительно холодными зонами. Изометричные гравитационные минимумы (аномалии типа “бычьего глаза”), наблюдаемые на многих сегментах медленноспрединговых хребтов, связывают с наличием более толстой коры вблизи центров сегментов и с более тонкой корой вблизи структурных границ сегментов [532]. Гравитационные аномалии над быстро и среднеспрединговыми хребтами свидетельствуют об отсутствии значительных вариаций в толщине коры [383].
Иными словами, МАБ могут быть непосредственно связаны с интенсивностью магматических процессов и с мантийным апвеллингом, сфокусированным в центральных частях сегментов: районы аккумуляции расплава в магматических очагах и районы утолщения коры выражены как интенсивные изометричные мантийные аномалии Буге, которые впервые были зафиксированы в осевой зоне спрединга медленно раздвигающегося САХ [332, 349] и несколько позже - в рифовых зонах спре-динговых хребтов Индийского океана [555, 551]. Таким образом, анализ гравитационного поля в данной редукции является эффективным инструментом для выделения различных сегментов в срединно-океанических хребтах, особенно с медленными скоростями раздвижения [487, 33, 386, 528].
65
2.2.2. Магнитное поле
Изучение картины магнитных аномалий в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов проводилось многими исследователями и преследовало три основные цели: 1) геоисторическое изучение геохронологической последовательности эволюции океанической литосферы и истории спрединга океанической коры с помощью анализа линейных магнитных аномалий; 2) выявление закономерностей кинематической и геометрической стабильности осевой зоны спрединга и особенностей ее перестройки; 3) исследование процессов аккреции океанической коры, формирования ее магнитоактивных слоев и изучение петрохимической природы их намагниченности.
В настоящее время можно считать, что первая цель в первом приближении достигнута. Большая часть площади Мирового океана покрыта набортной, аэро- и спутниковой магнитной съемкой, позволившей на основании геохронологического анализа (определения возраста аномалий на основе сопоставления их со шкалой геомагнитных инверсий) линейных магнитных аномалий провести их идентификацию (моделирование магнитоактивного слоя океанической коры с помощью инверсионно-спре-динговой модели Вайна-Мэтыоза) и выявить основные закономерности эволюции океанической коры. На рис. 2.6 приведен пример идентификации линейных магнитных аномалий по профилям, пересекающим медленно раздвигающийся САХ в районе Канаро-Багамского геотраверса [33].
Рассмотрим основные методические приемы типичной геохронологической интерпретации, которая предполагает сопоставление наблюденных профилей с вычисленными модельными [77]. В
практике геохронологического анализа наибольшее распространение получила модель магнитоактивного слоя океанической коры, состоящая из прямо и обратно намагниченных прямоугольных призм бесконечной длины, перпендикулярных направлению спрединга. Расчет модельных профилей проводится по методике, предложенной в работе [520] и позднее усовершенствованной в работе[400]. Для вычисления используют следующие параметры: глубину залегания верхней кромки магнитоактивного слоя, задаваемую обычно постоянной, или подчиняющуюся корневой зависимости увеличения глубины от возраста дна; глубину залегания нижней кромки (толщину) магнитоактивного слоя; скорость разрастания океанического дна; временную шкалу инверсий геомагнитного поля; величину намагниченности Г, палеошироту и простирание центров спрединга, на которых был сформирован магнитоактивный слой; современную географическую широту и простирание профиля наблюдения, необходимые для вычисления эффективного поля Земли, создающего индуктивную намагниченность. Варьированием этих параметров добиваются наилучшего совпадения амплитуды и формы модельных аномалий с наблюдаемыми.
Для реализации второй цели - изучения устойчивости осевой зоны спрединга - необходимо проведение крупномасштабных набортных магнитометрических исследований по отдельным полигонам, или плотной сети галсов, а также придонных магнитных съемок. Эти исследования,* как правило, сопровождаются батиметрическими съемками с детальным эхолотированием, с применением сонаров бокового обзора и других современных гидроакустических систем, которые позволяют выявить морфоструктурные особенности строения рифто
Пр. 80609
Пр. 89606
Пр. 89607
Пр. 89605
МП 2 (Л =0,6)
МП 1 (Я=0)
Рис. 2.6. Пример идентификации линейных магнитных аномалий в центральной части КБГТ, по [33]
Графики магнитного поля построены по программе SPREADM с коэффициентами сглаживания, равными 0,0 и 0,6 (Л=0; Л=0,б)
66
вых зон. Поэтому совместная интерпретация магнитометрических и батиметрических данных позволяет установить геометрию и кинематические характеристики оси спрединга (степень асимметричности спрединга, его ортогональность или наклонность), выявить ее стабильность (наличие локальных перескоков оси, направление и скорость ее миграции). Картина магнитных аномалий позволяет определить ширину и устойчивость неовулканической зоны, посчитать частоту вулканических извержений при разных скоростях спрединга, установить ширину и характер зон перехода от участков с прямой и обратной полярностью, а также выделить зоны внеосевого вулканизма.
В описанной выше спрединговой модели магнитоактивного слоя блоки прямой и обратной намагниченности контрастно соседствуют друг с другом и не разделены переходной зоной. Такая модель предполагает, что магнитное поле Земли меняется мгновенно и аккреция новой океанической коры происходит вдоль некоторой линии (оси спрединга). В действительности же сейчас хорошо установлено, что зона генерации новой океанической коры (зона аккреции и неовулканическая зона) как на медленно, так и на быстро раздвигающихся хребтах имеет некоторую конечную ширину. В этом случае должно наблюдаться явление магнитной контаминации за счет смешения лав, излившихся в различные геомагнитные эпохи и, следовательно, имеющих разную полярность в случае частых инверсий геомагнитного поля [84].
По данным палеомагнитных и радиологических измерений, проведенных на образцах лав и морских осадков, средняя продолжительность периода смены полярности составляет 5 000-10 000 лет [530]. Следовательно, ширина зоны перехода составляет 50-150 м при медленной скорости спрединга 1,0-1,5 см/год и 500-1 500 м - при быстрой.
Детальное изучение магнитных аномалий рцфто-вой зоны было проведено в области RISE на 21 с.ш. ВТП по достаточно плотной сети в зоне инверсии магнитного поля, т.е. в переходной зоне от эпохи Брюнес к эпохе Матуяма. Было установлено, что область смены полярности магнитного поля линейна и очень узка (всего лишь 1 000-1 400 м ширины). Надежность съемки обеспечивалась трехкомпонентным магнитометром и градиентометром, установленными на ПОА “Элвин” и позволяющими определить магнитную полярность отдельных лавовых потоков и сбросовых обнажений. Это давало пространственную разрешимость 0,5-1,0 м по сравнению с 200-400 м для других придонных измерений и 2-4 км для набортных измерений.
Было сделано 280 определений полярности в конкретных местах по маршруту “Элвина”. Даже на длинных траверсах, пересекающих оба борта рифтовой зоны, почти каждый магнитный объект имел ожидаемую полярность, т.е. ту же самую, которая предполагалась по полосам аномалий. Удивительно то, что не было обнаружено участков новой коры в пределах старой границы. Переход от
одной полярности к другой в обнажающемся вулканическом разрезе был резким и линейным и оконтуривал в некоторых случаях действительный геологический контакт [372]. Было обнаружено, что граница смены магнитной полярности при съемках на ПОА “Элвин” оказалась смещенной на 500 м от средневычисленного положения. Это указывает на растекание потоков базальтов от вулканических центров по поверхности более древней отрицательно поляризованной коры. Измерения показали, что полная ширина неовулканической зоны примерно 0,7 млн лет назад составляла около 1 000 м, что хорошо согласуется с результатом подводных наблюдений современной неовулканической зоны, ширина которой изменяется от 400 до 1 200 м [216]. Следует отметить, что первоначальное значение 1 000-1 400 м полуширины зоны перехода магнитной полярности, полученное методами придонной съемки, не являются результатом прямого измерения ширины зоны наращивания коры. После учета растяжения коры (смещение по сбросам) полуширина зоны аккреции составляет всего лишь 600—1 000 м. Таким образом, как зона коровой аккреции, так и неовулканическая зона сейчас и примерно 0,7 млн лет назад были устойчивыми и обладали шириной менее чем 2 км и 1 км соответственно [372].
При формировании новой океанической коры в медленно раздвигающихся хребтах рассматривают два типа моделей: в первой (дайковой) модели океаническая кора формируется посредством внедрения большого количества даек, случайно распределенных в пределах осевой неовулканической зоны. Во второй модели предполагается, что вулканические лавовые потоки простираются с обеих сторон от даек, накладываясь друг на друга [530]. В действительности существует комбинация обеих этих эффектов, о чем свидетельствуют наблюдения на 37 с.ш. САХ в области ФАМОУС [374]. При бурении трех скважин DSDP в Атлантике (332В, 395А, 418А), проникших более чем на 500 м в базальтовую кору, было обнаружено аномальное наклонение и многочисленные инверсии в пределах одной скважины. В большинстве случаев разрез в 500 м целиком не соответствовал известному распределению магнитных инверсий [271]. Эти результаты явно противоречили первоначальному допущению, сделанному из наблюдений аномалий на ВТП о том, что магнитные источники располагаются в слое толщиной около 1 км, а также противоречили наблюдаемой форме и резкой границе между положительными и отрицательными аномалиям, изученными с ПОА “Элвин” на ВТП.
Чтобы разрешить противоречия, полученные из результатов подводных исследований на ВТП и скважин DSDP в Атлантике, К.Макдональд предположил, что процессы генерации океанической коры и формирования картины аномального магнитного поля различны для разных скоростей спрединга [372]. При малых скоростях главные эпизоды вулканизма, по-видимому, не часты (раз в
67
103-104лет), магматическая камера не устойчива, а неовулканическая зона испытывает значительные смещения от эпизода к эпизоду и варьирует по ширине. Такое спорадическое начало и прекращение процесса спрединга в результате дает сильно неоднородную и сложную структуру коры и намагниченности. К тому же имеются значительные наклоны блоков коры в пределах рифтовой зоны САХ как в сторону оси спрединга, так и от оси, которая может существенно нарушать регулярную структуру магнитных аномалий.
Для больших скоростей спрединга характерна более частая вулканическая активность (раз в 50-600 лет), стационарная магматическая камера и отчетливая, устойчивая по положению неовулканическая зона. Все это дает в результате более четкую структуру коры и магнитных аномалий. Такая модель подтверждается и статистическим изучением магнитных аномалий, которое показывает, что в пределах одной скважины может быть выделено несколько инверсий, если зона коровой аккреции имеет ширину 5-10 км. К сожалению, имеет место такая ситуация, когда большинство скважин DSDP пробурено в Атлантике, в то время как большая часть подводных магнитных съемок в осевых зонах проведена в Тихом океане.
Анализ картины магнитных аномалий указывает еще на два возможных осложнения процесса спрединга: асимметрию и неортогональный характер спрединга. Неортогональный спрединг типичен для большинства хребтов с малыми скоростями раздвижения, тогда как ортогональный спрединг, считающийся нормальным, должен преобладать при средних и высоких скоростях разрастания хребта. Асимметричный спрединг (с фактором асимметрии до 2) может устойчиво существовать в течение первых миллионов лет, но затем появляется тенденция возвращения в нормальный режим, так что для интервала времени более 10 млн лет спрединг в первом приближении остается симметричным [374].
Детальные магнитные съемки в рифтовых зонах СОХ, как, например, на участке САХ между трансформными разломами. Кейн и Атлантис позволили выявить локальные изменения скорости спрединга и геометрии структурных неоднородностей, свидетельствующие о короткопериодных изменениях и асимметрии темпов раскрытия, а также о локальной нестабильности осевой зоны [3, 1, 82].
В последние годы появились работы, способствующие достижению третьей целевой задачи изучения магнитного поля океана - выявлению природы намагниченности слоев океанической коры [77, 34, 97, 101]. Результаты этих работ, основанных на экспериментальных исследованиях петро-магнитных и магнито-минералогических характеристик образцов пород, а также результатах интерпретации геомагнитных съемок, позволили предложить и обосновать обобщенную петромаг-нитную модель океанической литосферы (рис. 2.7).
Слои океанической коры условно делятся на первично-магнитные и первично-немагнитные. К первой группе относят слой 2А (экструзивные базальты), слой 2Б (дайковый комплекс) и слой ЗА (интрузивное изотропное габбро). Ко второй группе относят слой ЗБ (кумулятивное габбро и расслоенный комплекс) [36]. Такое деление пород происходит в процессе дифференциации магмы и кристаллизации остаточного расплава. Степень дифференциации остаточного расплава определяет количество и состояние титаномагнетита - основного ферромагнитного минерала в экструзивных породах. Первичные титаномагнетиты образуются в осевой части рифтовой зоны СОХ при кристаллизации базальтовых расплавов и приобретают намагниченность при охлаждении этих базальтов до температуры Кюри.
Естественная остаточная намагниченность (/„) свежеизлившихся толеитовых базальтов слоя 2А варьирует от 0,1 до 100 А/м при средних обобщенных значениях 10 А/м. По мере его удаления от оси СОХ отмечается быстрое уменьшение интенсивности намагниченности слоя 2А в результате низкотемпературного окисления титаномагнетита под воздействием термальных вод океанской воды. Эта интенсивность уменьшается в е раз всего за 0,6 млн лет. Для океанических базальтов, отобранных на удалении от рифтовой зоны, величина 7„ также сильно изменяется от 0,01 до 20 А/м при средних значениях 3,5 А/м [101]. Этот факт вместе с резуль-
T-350'C
D E£b ЕЗ* БЗ = ЕЗб ЕЭ? БЗ» И» ««
Рис. 2.7. Обобщенная петромагнитная модель океанической литосферы: а - магнитоактивный слой; б - обобщенный петромагнитный разрез, по [36]
1-3 - блоки: 1 - прямонамагниченные, 2 - обратнонамаг-ниченные, 3 - слабомагнитные и немагнитные; 4 - осадочные породы, 5 - базальты, переходная зона, 7 - лайковый комплекс, 8 - изотропное габбро, 9 - кумулятивное габбро и расслоенный комплекс, 10 - серпентинизированные перидотиты, 11 - перидотиты мантии
68
татами глубоководного бурения позволяет предполагать, что другие, более глубокие источники, например, лайковый комплекс (слой 2Б), габбро в слое 3 и серпентиниты, также вносят вклад в магнитную аномалию, особенно для более древних участков коры [77, 34, 97, 101].
Слой 2Б океанической коры представляет собой комплекс даек, близких по составу перекрывающему их базальтовому слою 2А. Породы слоя 2Б менее доступны для изучения, чем базальты слоя 2А, так как вскрываются в основном в офиолитовых комплексах, в трансформных разломах и в редких скважинах глубоководного бурения (например, скв.504Б на южном фланге хребта Коста-Рика). Вследствие малой доступности пород слоя 2Б изученность их петромагнитных свойств хуже, чем для базальтов слоя 2А. Разброс значений естественной остаточной намагниченности и фактора Кенигсберга для этих пород очень велик. Хотя наиболее реальные их средние значения варьируют, соответственно, от 1,5 до 2 А/м и около 5 А/м [101].
Для слоя 3, сложенного габбро, естественная остаточная намагниченность формируется в результате возникновения термоостаточной намагниченности, связанной с микровключениями магнетита в плагиоклазе. В слое ЗА преобладают изотропные метаморфизованные габбро. Данные об их магнитных свойствах получают из образцов, драгированных вдоль трансформных разломов и офиолитовых поясов. Результаты измерений подтверждают высокую магнито-минералогическую однородность изученных габбро. В целом для них характерны значения 1„ = 0,5-ь 1,0 А/м [34].
Слой ЗБ принято считать вторично-магнитным, поскольку тонкоигольчатый магнетит, формирующийся в породах расслоенного комплекса, является продуктом распада пироксена и плагиоклаза в первично-немагнитных габбро. Частицы игольчатого магнетита, в которых создается термоостаточная намагниченность, синхронная с консолидацией породы и обладающая высокой магнитной стабильностью, являются главным источником магнитности в этом слое [36], хотя вклад слоя ЗБ в формирование аномального магнитного поля, видимо, пренебрежимо мал [34]. В целом же, как свидетельствуют данные из разных источников, габбро слоя 3 обладают остаточной намагниченностью около 1-2 А/м, достаточной, чтобы создать аномалии на поверхности океана около 100 нТл [101].
Еще одной важной проблемой является проблема вклада в аномалии магнитного поля серпентинитов, высокая намагниченность и магнитная стабильность которых убедительно подтверждаются экспериментальными данными [34, 99, 229]. Повышенная магнитоактивность серпентинитов обусловлена магнетитом, образующимся в процессе серпентинизации гипербазитов. Серпентинизиро-ванные перидотиты встречаются в пределах океанической литосферы довольно широко: их обнаруживают на склонах рифтовых долин и на флангах медленно раздвигающихся СОХ, в зонах транс-
формных разломов, в местах пересечения трансформных разломов и рифтовых зон, в рифтогенных переходных зонах и т.д. Они также вскрыты и при глубоководном бурении на судне “Гломар Челленджер” в рейсах 35-м (скв. 334) и 45-м (скв. 47). И хотя нет пока прямых доказательств существования сплошного слоя серпентинитов в низах слоя 3 океанической коры, можно с достаточной степенью вероятности предположить его кусочно-непрерывное залегание, по крайней мере для коры, сформированной на медленноспрединговых хребтах.
Эти экспериментальные данные подтверждаются и теоретическими геодинамическими моделями формирования океанической коры, согласно которым серпентинитовый слой формируется в районе флангов СОХ в областях пересечения подошвы слоя ЗБ (границы Мохо) и изотермической поверхности 350-400 °C и далее может нарасти до 2 км за 30-40 млн лет [73]. Магиитоактивные свойства серпентинитов в значительной степени зависят от стадийности процесса серпентинизации. В антигоритовую стадию, происходящую при 7 = 250 н- 460 °C, образуются более крупные зерна магнетита, и концентрация ферромагнетика увеличивается до 3-4% [99]. При этом, если направление поля во время формирования серпентинитов будет совпадать со знаком намагниченности вышележащей толщи базальтов, то суммарная аномалия будет возрастать, если же будет наблюдаться обратная картина, суммарное поле будет существенно уменьшаться [34]. Таким образом, вклад серпентинитового слоя океанической коры (слоя 4) в интегральное магнитные аномалии может быть значительным в случае медленно раздвигающихся хребтов и эффективно проявляться на некотором расстоянии от оси рифтовой долины (см. рис. 2.7).
В целом, анализ материалов петромагнитного изучения пород свидетельствует о том, что аномалии магнитного поля океана, в том числе и линейные магнитные аномалии, создаются интегральным эффектом всех слоев океанической коры. Хотя остается не до конца ясным, какая доля магнитного сигнала приходит с разных глубин океанической коры, а также каким образом меняется вклад разных слоев с возрастом коры и со скоростью спрединга.
2.2.3. Тепловой поток
Существует сильное различие между кондуктив-ным тепловым потоком (q), измеренным в осевых зонах СОХ, и потоком, предсказываемым теоретической моделью остывающей плиты [115, 134, 35]. Такое различие в потоках предполагает, что, по крайней мере, 40% теплопотерь на СОХ и более 20% всех теплопотерь Земли приходятся на процессы гидротермальной циркуляции в рифтовых зонах. Измеренные значения кондуктивного теплового потока сильно варьируют на небольших расстояниях вблизи центров спрединга [35, 515]. Действительно, при образовании океанической лито-69
сферы в рифтовых зонах и на склонах СОХ горячее мантийное вещество кристаллизуется и охлаждается, отдавая свое тепло в океан и далее в космос. После прохождения зон субдукции в глубинах мантии и на поверхности ядра (в процессе дифференциации мантийного вещества) материал бывших литосферных плит вновь разогревается, смешивается с остальным веществом горячей мантии и вновь поднимается на поверхность, чтобы еще раз охладиться и сформировать новые океанические литосферные плиты, отдав при этом новые порции глубинного тепла открытому космосу. Круг замыкается, но с тем, чтобы опять, вновь и вновь, продолжить этот круговорот событий [121].
Отсюда видно, сколь важное значение в тектонической жизни Земли играют именно океанические плиты. Но их активность, как и эндогенная активность всей Земли в целом, в конце концов определяется только одним параметром - величиной суммарного теплового потока, пронизывающего океанические литосферные плиты. Поэтому, следуя работе [121], подробнее остановимся на рассмотрении этого круга вопросов.
Величина теплового потока на поверхности литосферной плиты определяется выражением:
q=kt(dT/dZ), (2.3).
где ki - коэффициент теплопроводности; Z - вертикальная координата. Вертикальный градиент температуры определяется решением уравнения теплопроводности подстановкой в него граничных условий на дне океана Т ~ 0°С при Z = 0. В этом случае
Рис. 2.8. Зависимость экспериментальных и расчетных значений теплового потока от возраста дна океана, по [514]
а - интегральная зависимость, по [35]; б-г - зависимости, соответственно, для Атлантического, Тихого и Индийского океанов
q = к(Гт I mi (?0 + 0, (2.4).
где t0 - эффективное время формирования океанической коры в рифтовой зоне СОХ. Время tQ можно определить по выражению (1.3), если известна начальная толщина базальтовой коры Но над очагом базальтовых магм (магматической камерой) под осью рифтовой долины. Такие измерения проводились и показывают, что Но меняется от 1,5-2 км под рифтовыми зонами с быстрыми скоростями спрединга до 2-3,5 км при умеренных скоростях спредига. Если в среднем принять Но-2 км, то t0 ~ 70 тыс. лет (при Но « 1,5 км t0 - 40 тыс. лет).
В уравнение (2.4) можно подставить принятые выше средние параметры океанической литосферы и мантии £/=5-10’3 кал/см-град-с, а,= 5,4-10'3 см/с иГи= 1350 С. Тогда, выражая поток q в единицах теплового потока (ЕТП) 10'6 кал/см2 • с, a t - в миллионах лет, найдем его теоретическое значение:
4теор = 9,2 / V (to + t) (2.5).
Сравнение теоретической зависимости (2.4) с экспериментальными данными приведено на рис. 2.8. Из приведенного графика видно, что теоретическая кривая как бы осредняет только максимальные значения измеренного теплового потока. Обращает на себя внимание тот факт, что с удалением от центра рифтовых зон разброс результатов измерений резко уменьшается и на расстояниях, примерно соответствующих возрасту 50 млн лет, сокращается до минимальных значений.
Эту зависимость q(t) можно определить лишь теоретически путем аппроксимации по закону (2.4) только максимальных значений измеренных тепловых потоков и только на участках дна, не осложненных наложением на них вторичных процессов тектоно-магматической активизации. Найденную таким путем зависимость q(t) можно записать в виде [29]: 7теор = 13,2/ V (to + t), (2.6).
она же изображена и на рис.2.8.
Так в чем же причина такого большого разброса экспериментальных данных по определению тепловых потоков через срединно-океанические хребты? Для срединно-океанических хребтов, особенно для их рифтовой зоны, характерно преобладание растягивающих напряжений и разрывных деформаций, приводящих к возникновению в пределах всей толщи
70
океанической коры широко развитой и разветвленной трещиноватости. В результате поверхность молодых участков СОХ оказывается разбитой системой трещин, создающих густую дренажную сеть, по которой свободно может циркулировать океаническая вода и выноситься значительная часть тепла в виде термальных источников - черных курильщиков, широко распространенных, как теперь выяснилось, практически во всех океанических рифтовых зонах.
Было установлено, что тепловой поток, выносимый из открытых гидротермальных каналов (черных курильщиков) во многих случаях значительно превосходит рассредоточенный поток через окружающие базальтовые и осадочные породы. Гидротермальные флюиды, окрашенные в черный цвет за счет сульфидов железа, выносятся со скоростью от 1 до 5 м/с при температурах до 350° С. Как правило, выходы этих флюидов располагаются в пределах неовулканической зоны в поясе, шириной менее 500 м. Они формируют гидротермальные поля, вытянутые вдоль простирания рифтовой зоны на несколько километров. Так, гидротермальное поле RISE, расположенное в рифтовой зоне ВТП на 21° с.ш., вытянуто на расстояние 6,2 км и состоит из нескольких скоплений выходов гидротерм и минерализованных холмов. Результирующий тепловой поток q = (6 ± 2)-107 кал/с" для группы выходов из четырех труб черных курильщиков в 3-6 раз больше, чем теоретический поток через сегмент хребта длиной 1 км и шириной 30 км в каждую сторону от оси (1 млн лет) [372]. Фактически наблюдалось, что каждый отдельный минерализованный холм включает до десяти отдельных труб, поэтому оценки скорее соответствуют группе гидротерм, а не одной гидротерме. Полный тепловой поток q, выносимый гидротермами, здесь настолько велик, что трудно допустить устойчивое состояние этих выходов. Было подсчитано, что характерное время жизни отдельных скоплений гидротермальных выходов составляет десятки лет [378]. Это соответствует времени создания сульфидных холмов в результате процесса осаждения, а также возращу распределения колоний моллюсков вблизи выходов гидротермальных источников.
Использование тепловых измерений для обнаружения сульфидных месторождений в основном сводится к поиску полей гидротермальной деятельности по распределению теплового потока, измеренного в самых верхних слоях океанической коры. Как отмечалось, измеренные величины теплового потока в окрестности гребней хребтов имеют очень большую дисперсию, и, как правило, меньше предсказываемых теоретической термической моделью. Естественно объяснить наблюдаемую дисперсию теплового потока влиянием гидротермальной циркуляции на распределение температур в эффективно проницаемой молодой океанической коре.
Принято считать, что в тех местах, где отдельные участки океанической коры обнажаются, не перекрываясь осадками, конвективный вынос тепла циркулирующей водной массой максимален. При
удалении от оси хребта, когда слой осадков становится достаточно толстым, чтобы воспрепятствовать проникновению воды, конвективные теплопо-тери сокращаются и океаническая кора через определенное время, приобретает вертикальный термический градиент, предсказываемый моделью кондуктивного остывания плиты с убыванием
9=1/Л,
где t - возраст коры ( см., например, [115, 127]). Выход на такой термический режим невозможен до тех пор, пока линейные размеры площади осадочного покрова не достигнут величин, существенно превосходящих максимальную глубину гидротермальной циркуляции, а толщина слоя осадков не станет больше 200 м [135, 515]. Предельная толщина осадочного покрова зависит от проницаемости осадков. Чем менее проницаем слой, тем меньшая толщина осадков необходима для экранизации гидротерм. Так, если типичное значение проницаемости океанической коры составляет 5-10'|2см2, то проницаемость океанических осадков меняется в пределах от 10’12 до 10"|йсм2. При этом 10-метровый слой осадков с проницаемостью К = Ю'см2 уже существенно непроницаем. В среднем теоретические и наблюдаемые значения теплового потока становятся близки при возрасте литосферы 12-15 млн лет для быстро- и 15-22 млн лет - для медленно раздвигающихся хребтов. В областях с высокой скоростью осадконакопления экранизация гидротермальной циркуляции достигается при более молодых возрастах и согласие теоретического и наблюдаемого тепловых потоков характерно для более молодой коры (Галапагосский центр спрединга, Калифорнийский залив).
При поисках гидротермальных полей наиболее интересны области с минимальным осадконакоплением. В этих областях гидротермальная циркуляция меняет как распределение теплового потока по площади, так и локальные значения q. Зона погружения воды, как отмечалось выше, занимает большую площадь, хотя и здесь не исключена локализация нисходящей ветви конвективной ячейки в отдельных трещинах. Восходящая ветвь гидротермальной конвекции - это, как правило, струйная конвективная ветвь с большой мощностью теплового выноса. Как будет рассмотрено далее, мощность теплового выноса струй предполагает ограниченное время их существования (от десятков-сотен до первых тысяч лет). Оценки по скоростям отложения сульфидных минералов и силикатов в месторождениях сульфидных тел офиолитов показывают, что тепловой поток, выносимый такими нестационарными струями (типа черных курильщиков), может достигать 20 000 ЕТП [198].
Характерно, что оценить этот поток по изменениям кондуктивного теплового потока в окрестности струи практически невозможно по следующим причинам [496]: 1) выходы струй располагаются часто в пределах резко расчлененного рельефа; 2) зоны, предназначенные для измерения кондуктивно-71
го теплового потока, не в состоянии фиксировать потоки, превосходящие 30 ЕТП (ЗО-Ю^кал/см-с); 3) вероятность попадания зондом непосредственно в район струйного выхода гидротермы крайне мала.
Гидротермальная циркуляция приводит к сильному разбросу в значениях измеряемого теплового потока в пределах осевой зоны СОХ от очень высоких значений q в окрестности высокотемпературных струй до нормальных или пониженных значений q в области нисходящих струй конвекции. В целом конвективный вынос тепла благодаря контакту с огромным резервуаром океанической воды приводит к уменьшению среднего (по всей площади океана) значения теплового потока через дно океана. Такое уменьшение составляет от 32 до 43% от общих потерь тепла для быстро- и медленно раздвигающихся хребтов соответственно.
Измерение кондуктивного теплового потока, таким образом, может быть полезным не в смысле обнаружения самих струй (вероятность этого, как отмечалось выше, мала), а в установлении границ гидротермальных полей по разбросу в значениях измеряемых величин теплового потока. При этом разница теоретического теплового потока (модель остывающей плиты) и среднего измеряемого кондуктивного потока может служить мерой тепла, теряемого через гидротермы в океан [496, 515]. Например, наиболее тщательное измерение q на одной из площадей в Галапагосском центре спрединга дало среднее значение кондуктивного теплового потока q = 5,9 ЕТП для коры возраста /< 1 млн лет, тогда как теоретическое значение здесь равно 47 ЕТП [496].
При измерении тепловых потоков следует иметь в виду существенную нестационарность гидротермальных систем, питаемых мелкими приповерхностными очагами магмы. Оценки показывают, что времена жизни черных курильщиков составляют от десяти до сотни лет максимум. Расчеты охлаждения интрузий за счет пористой конвекции свидетельствуют, что, например, при охлаждении интрузии шириной 2,3 км и высотой 3,3 км, внедренной на глубину 1,75 км, тепловой поток в развивающейся системе конвекции над осью интрузии достигает 17 000 ЕТП через 5 000 лет, но спадает до q = 200 ЕТП уже через 10 000 лет [198].
Итак, благодаря свободной циркуляции вод в поверхностном слое коры повышенной проницаемости общий тепловой поток имеет две составляющие: конвективную и кондуктивную. Появление конвективной составляющей приводит к увеличению эффективного значения коэффициента теплопроводности ki, а, следовательно, и к уменьшению температурного градиента в веществе слоя. Экспериментально же тепловой поток определяется по измеренному температурному градиенту в осадках и коэффициенту теплопроводности этих же осадков:
q3Kai=ks(&T/&H). (2.7).
При наличии конвективного выноса тепла ks< kt; поэтому тепловые потоки в заполненных осадками
карманах рельефа СОХ, измеренные с помощью термозондов по обычной методике, часто оказываются меньше истинных (суммарных) потоков q% пронизывающих всю поверхность океани-ческого дна
д'эксп. < Яг = к, (&Т/&Н). (2.7’).
Большой разброс измеряемых значений теплового потока и мозаичность планового расположения тепловых аномалий в рифтовых зонах и на склонах СОХ можно объяснить случайным распределением трещиноватых зон на дне океана, а также случайным расположением точек измерения по отношению к сети трещин. С увеличением возраста литосферы проницаемость ее поверхностного слоя должна постепенно уменьшаться за счет накопления осадков и отложения термальными водами минеральных веществ в самих трещинах. По-видимрму, за время порядка 50 млн лет этот процесс завершается полным перекрытием и тампонированием трещиноватых зон. В результате полностью пропадает конвективная составляющая теплового потока, а кондуктивная составляющая становится равной величине истинного потока. По этой же причине на более древних участках океанического дна уменьшается разброс экспериментальных данных, приближаясь по своей величине к ошибкам измерения [121].
Из формул (2.7) и (2.7') следует, что
^эксп, “ Q'z k,/ki. (2.8).
В выражении (2.8) коэффициент теплопроводности осадков ks можно считать постоянным, a ki -меняющимся во времени. Если принять, что проницаемость поверхностного слоя изменяется со временем по линейному закону, то эффективный коэффициент теплопроводности в дренированной зоне срединно-океанических хребтов также окажется линейной функцией времени (и расстояния от гребня хребта):
X/ = ks +[(*Х0) - ШЭ «-0], (2.9).
где ki(0) - эффективное значение коэффициента теплопроводности в рифтовой зоне; ts - период времени, за который происходит полное перекрытие трещин, дренирующих поверхностный слой литосферы (ts - 5-107 лет).
По формулам (2.8) и (2.9) были рассчитаны ожидаемые значения кондуктивной составляющей теплового потока при условии, что суммарный поток совпадает с теоретическим, определяемым выражением (2.6), а среднее значение кондуктивной составляющей в центре рифтовых зон равно дэксп. (О) ~ 5-1 О'6 кал/см-с. Кроме того, было принято 4=5-10лет. Результаты расчета показали, что кондуктивная составляющая потока неплохо аппроксимирует средние эмпирические значения [121]. Полные тепловые потоки через срединно-океанические хребты можно определить только путем теоретических расчетов или по максимальным значениям измеренных потоков в тех точках, где конвективная составляющая оказалась не очень существенной.
72
С изменением скорости раздвижения литосферных плит меняются и теплопотери Земли. Основная доля нестационарных тепловых потоков приурочена к рифтовым зонам и центральным частям СОХ, поэтому любые изменения скорости раздвижения литосферных плит приводят к соответствующим изменениям и величин суммарных тепловых потоков, пронизывающих эти зоны. В этом проявляется впервые отмеченная С.А.Ушаковым и В.В.Федынским [134] важная роль процесса рифто-генеза в общем механизме регулирования тепло-потерь Земли.
Приведенные выше соображения и основанные на них определения тепловых потоков через океаническую литосферу позволяют теперь пересмотреть и существовавшие ранее оценки тепловых потерь Земли. Прежде всего можно определить средний тепловой поток пронизывающий
океаническое дно [121]. Интегрируя выражение (2.6) в пределах от 0 до т и деля результат на т, где т - среднее время жизни литосферной плиты, можно получить
9окк=26,4^. (2.10).
Здесь т уже включает в себя to-
Если принять, что т ~ 120 млн лет, то средний тепловой поток через океаническую кору оказывается равным с/окк = 2,41-Ю'6 кал/см-с.
Уравнение (2.10) позволяет также оценить суммарные объемы воды, циркулирующей по дренажной системе трещин в рифтовых зонах Земли, формируя в них горячие гидротермы - черные курильщики - со средней температурой около 300°С. Действительно, в течение всего времени формирования океанических рифтовых зон (десятки тысяч лет) под ними на очень малых глубинах, около 2 км, располагаются магматические очаги перегретых базальтовых расплавов, т.е. в пределах развития открытых трещин растяжения. Поэтому и вся такая зона должна являться областью развития горячих источников. В ее пределах, как мы видели, средние тепловые потоки достигают 100-10"6 кал/см2-с.
Если принять среднюю скорость раздвижения плит приблизительно равной 5 см/год, а общую длину рифтовых зон - 60 -70 тыс. км, то их суммарная площадь оказывается равной 2,1 ПО15 см2 [121]. В этом случае суммарные теплопотери через рифтовые зоны достигают 2,1-10н кал/с, или 8,8-1011 эрг/с. Из этого количества энергии часть тепла излучается с кондуктивным потоком, однако он невелик. По оценкам разных авторов, кондук-тивная составляющая теплового потока в рифтовых зонах не превосходит 10-10 кал/см-с, следовательно, с гидротермами теряется около 90-10" 6 кал/см2-с, или в сумме по всем рифтовым зонам -около 1,9'10” кал/с « 8-1018 эрг/с.
Расход воды, циркулирующей по гидротермам рифтовых зон, теперь можно оценить по выражению:
mhl^Qhl/Tkl-Cp, (2.11).
где Ti,t - средняя температура воды на выходе гидротермальных источников; Ср= 1 кал/град - теплоемкость воды.
Максимальный разогрев воды в гидротермах, вероятно, существенно не превышает ее критической температуры, равной 374 С, а минимальный приближается к температуре придонных вод около 0 °C. Поэтому в качестве средней температуры гидротерм в пределах выделенной активной части рифтовых зон примем Ты 200 °C. Тогда, судя по выражению (2.11), во всех океанических рифтовых зонах Земли в полосе шириной от 3 до 4 км (вместе с областями питания горячих источников) через гидротермы протекает около 9,5= 8-10яг/с, или 3 -101 г/год, океанической воды. При таком расходе воды вся масса океанических вод (т0|(и’ =1,37-1024 г) профильтровывается через горячие источники рифтовых зон приблизительно за 40-50 млн. лет.
Аналогичным путем можно оценить и суммарный конвективный вынос тепла гидротермами со склонов СОХ. Если принять, что кондуктивная составляющая теплового потока в пределах проявлений активности гидротерм, т.е. в полосе возрастов океанического дна от 0 до 50 млн лет, равна среднему значению по экспериментальным данным <?эксп.= 1,5-1О"6 кал/см2-с, а температура гидротерм пропорциональна полному значению теплового потока, то средняя температура воды в гидротермальных источниках этой полосы оказывается равной 74 °C. Площадь гидротермальноактивной полосы (в пределах 0< t <50 млн лет) приблизительно равна 1,3-1018см2. Тогда через нее с кондуктивным выносом тепла теряется около 0,82- 1О20 эрг/с при полном потоке 2-1020 эрг/с. Разность этих потоков g/„= 1,8-10м эрг/с = 2,8-10п кал/с выносится с гидротермальными водами. Общий расход воды в гидротермах СОХ (включая рифтовые зоны) теперь легко оценить по выражению (2.11):
Ты = 3,8-Ю10 г/с = 1,2-1018 г/год.
Всего же за время перемещения океанической коры через зону ее активной гидротермальной промывки (около 50 млн. лет) перетекает приблизительно 6-1025 г воды, что в 40-45 раз больше объемов воды в самом океане. Следовательно, полный оборот океанических вод через гидротермальные источники на склонах СОХ происходит всего за 1-1,2 млн лет [121].
Для определения общих теплопотерь через океаническое дно <20К надо учесть, что площадь океанической коры равна приблизительно 3,06-10й см2. Тогда при среднем тепловом потоке через дно океанов о„кк =2,41 10"6 кал/см2-с найдем, что £)ок= 7,37-1012 кал/с, или 3,09-Ю 20 эрг/с.
Таким образом, только благодаря теории тектоники литосферных плит стало возможным получить адекватную оценку суммарных теплопотерь Земли. До эпохи широкого использования новой теории при интерпретации геофизических полей 73
теплопотери Земли определялись путем формального осреднения экспериментальных данных (без учета гидротермального выноса энергии в срединно-океанических хребтах). В результате, тогда было принято заметно более низкое значение Qz = кал/с, или 3,2- 1О20эрг/с [76]. Интерпретация же теплофизических полей по новой методике уже в середине 70-х годов показала, что только с гидротермальными источниками в рифтовых зонах и на склонах СОХ выносится приблизительно 20-30% теряемого Землей тепла, а общие ее теплопотери равны ~ 1013 кал/с, или 4,2-1020 эрг.
2.2.4. Сейсмичность рифтовых зон и
ТРАНСФОРМНЫХ РАЗЛОМОВ
Все рифтовые зоны СОХ на всем своем протяжении отличаются высокой сейсмической активностью (см. рис. 1.3). Большинство землетрясений здесь характеризуются механизмом нормального сброса [519, 297]. Глубина очагов землетрясений под медианной долиной рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта (САХ), где полускорость спрединга изменяется от 0,8 до 1,8 см/год, варьирует от 1,2 до 3,2 км ниже уровня дна [297]. Важно отметить, что глубина очага еще не свидетельствует о максимальной глубине сбросовых нарушений. Последние могут распространяться и несколько глубже, в пределах хрупкого слоя литосферы.
В работе [296] рассмотрены крупные землетрясения, приуроченные к рифтовым зонам Красного моря, хребтов Шеба, Карлсберг и Центрально-Индийского. Полускорость спрединга в пределах этих хребтов варьирует от 0,6 до 2,5 см/год, т.е. все они относятся, так же как и САХ, к медленно раздвигающимся хребтам. Глубины очагов здесь варьируют от 1,1 до 4,2 км. Механизмы всех изученных событий представляют собой нормальные сбросы, практически идентичные механизмам в очагах землетрясений в рифтовой зоне САХ. Плоскости сбросов наклонены под углом 45° и простираются параллельно к локальному простиранию оси спрединга. Если рассматривать зависимость глубины очага от скорости спрединга, то можно сделать заключение, что с возрастанием скорости глубина очага уменьшается. Это связано, по всей видимости, с уменьшением толщины хрупкого слоя литосферы при возрастании скорости спрединга. Максимальная глубина землетрясений ограничивается зоной перехода хрупкопластичного состояния литосферы под осью рифтовой долины. Очевидно, при более медленных скоростях спрединга литосфера в осевой зоне будет более холодной и механически более прочной, чем при быстрых.
Глубины очагов землетрясений в устье Суэцкого залива достигают 6-9 км, что характерно для утоненной рифтогенной континентальной литосферы. Для океанских рифтовых зон глубины очагов значительно меньше.
Сейсмичность в зонах трансформных разломов заметно отличается от сейсмичности на других границах плит [519]. По характеру деформаций трансформные разломы обнаруживают сходство с обычными сдвигами. Однако они имеют и принципиальные кинематические и морфологические отличия, позволяющие выделить трансформные разломы в качестве самостоятельного класса в системе разрывных нарушений литосферы. Так, для обычных сдвигов характерно взаимно противоположное движение бортов с амплитудой, затухающей к краям разлома, в то время как трансформные сдвиги имеют взаимно противоположное движение бортов лишь на своем активном участке, заключенном между дивергентными границами плит; при этом амплитуда смещения в среднем одинакова на протяжении всего активного участка трансформного разлома (рис. 2.9, а). Сейсмическая активность, в отличие от обычного сдвига, также приурочена только к активному участку трансформного разлома, в то время как отрезки, выходящие за его пределы, как правило, асейсмичны. Последнее обстоятельство свидетельствует об отсутствии здесь сдвиговых деформаций. Эти так называемые пассивные, или нетрансформные, участки разломов представляют собой следы бывших, т.е. развивавшихся в геологическом прошлом, активных трансформных разломов; в настоящее время они “залечились” и вошли в состав единой океанической плиты в виде линейных ослабленных зон.
При глобальном сравнительном анализе механизмов землетрясений рифтовых зон и трансформных разломов СОХ было установлено, что сейсмическая энергия трансформных разломов в десятки раз превышает сейсмическую энергию рифтовых зон [114]. Одними из основных факторов, определяющих пространственное и временное распределение очагов сильных землетрясений, являются эффективная толщина литосферной плиты (а именно, толщина ее верхней, “хрупкой”, части, обладающей конечной прочностью на разрыв или сдвиг) и средняя скорость деформации в рассматриваемом районе, зависящая от напряженного состояния литосферы и скорости относительного скольжения краев плит. Максимальные глубины сейсмического поведения литосферы существенно зависят от термической и геологической структуры трансформной зоны.
По мнению ряда исследователей, границей между хрупко-дилатансионным и пластичным поведением пород литосферы при разрушении служит граница Мохоровичича [92]. Однако в случае океанической литосферы это предположение находится в некотором противоречии с увеличением глубины эпицентров землетрясений по мере удаления от оси СОХ, так как нет явных свидетельств об увеличении глубины границы Мохоровичича с возрастом океанической литосферы. По всей видимости, толщина хрупкой части литосферы, в пределах которой очаги землетрясений не отмечаются, также
74
Рис. 2.9. Сейсмичность трансформного разлома Чарли-Гиббс а - батиметрическая схема с эпицентрами и фокальными механиз-
мами землетрясений, по [306, 481]; б - термическая структура и глубина очагов землетрясений, по [239]
увелич ивается при удалении от оси спрединга, следуя какой-либо частной изотерме. В качестве изотермы, которая определила бы верхний предел температуры сейсмического разрушения пород литосферы, можно взять, например, Та = 0,37, где Т-температура плавления пород, как в [537]. Поэтому с удалением от осевой части хребта вместе с уве-
личением толщины литосферы должна возрастать максимальная глубина очагов землетрясений на активных отрезках разлома.
Теоретически увеличение длины активной части разлома (при неизменной скорости раздвижения)
должно приводить к увеличению максимальных глубин очагов и магнитуд землетрясений. Это подтверждается примером активной части трансформного разлома Ривера, где эпицентры землетрясений располагаются на глубинах до 10 км, тогда как в прилегающих отрезках центров спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия максимальная глубина очагов не превышает 5 км [445]. Глубины эпицентров большинства землетрясений для крупных трансформных разломов Атлантики находятся в диапазоне 4-10 км ниже уровня дна океана [169]. Е.Бергман и С.Соломон [169] предположили, что глубина распределения хрупких деформаций близ
ка к удвоенной глубине очагов самых сильных землетрясений. Из этого следует, что максимальные глубины очагов для большинства трансформных разломов Атлантики с большим смещением могут достигать 15-20 км.
Если рассматривать температурный режим литосферы в рамках модели остывающей плиты [432], то температуру в зоне трансформного разлома, разделяющего разновозрастные блоки литосферы, в самом первом приближении можно определить как среднее значение глубин одноименных изотерм в этих блоках. Такое температурное распределение справедливо на расстоянии не ближе, чем 0,5 млн лет от оси спредин
га, где существенно влияние нестационарных осевых магматических процессов.
Наиболее заметной особенностью термической модели трансформной зоны является выравненность изотерм. Для трансформных разломов со смещением осей спрединга около 20 млн лет (например,ТР Чарли-Гиббс) изотерма 600° С находится на глубине 14 км в центре трансформной зоны и становится мельче (достигая глубины около 8 км) по мере приближения к областям пере-
сечения трансформного разлома с осью рифтовой долины (см. рис. 2.9).
Для трансформных разломов САХ (Вима, Кейн, Океанограф, Хейс и др.) рассмотренных в работе [169], макси-
мальная глубина сбросо- и трещинообразования при крупных землетрясениях совпадает с глубиной изотермы 900 + 100 °C. В случае же трансформного разлома 15°20' с.ш. аномальные сейсмические деформации для трех крупных землетрясений не превышали глубину 10 км, что соответствует изотерме 600°С. Следует отметить, что этот разлом, видимо,
испытывает напряжения локального растяжения, ортогональные простиранию разлома и направлению сдвига [460].
Такое геодинамическое осложнение чисто сдвигового режима трансформного разлома может при-
вести к существенному нарушению идеального термического распределения в литосфере трансформной зоны, вызванному подъемом высокотемпературного мантийного вещества [47, 169]. Подъем высокотемпературной астеносферы может привести к подъёму изотерм и уменьшению толщины хрупкого сейсмического слоя. Анализ распределения глубин землетрясений в температурном поле литосферы как функции их положения (или возраста литосферы) для семи крупных трансформных разломов Атлантики (Романш, Сан-Паулу, Долд-рамс, Чарли-Гиббс, Вима, Чейн и 15° 20' с.ш.) показал, что очаги самых крупных землетрясений рас
75
полагаются даже в верхней мантии. По мере приближения к областям пересечения рифтовых зон и трансформных разломов глубина землетрясений, как правило, уменьшается.
На рис. 2.10,а приведена зависимость числа землетрясений от температуры литосферы. Все глубины очагов, располагаются выше изотермы 400 °C, и концентрируются в основном в промежутке 100 и 300 °C. Такое распределение землетрясений в зонах трансформных разломов сильно отличается от внут-риплитного распределения землетрясений (рис. 2.10, б), для которого предельная изотерма составляет 750 С, а большинство крупных землетрясений концентрируются в диапазоне 200-600 °C [557]. Это еще раз подтверждает наличие аномально разогретой или механически более слабой литосферы в зоне трансформных разломов [239].
а г—— -------------------------- б -------
Рис. 2.10. Сравнение глубин очагов землетрясений в зонах трансформных разломов (а) во внутриплатных областях (6), по [239]
Модель динамики процесса, приводящего к сильным землетрясениям в активных зонах трансформных разломов, позволяет предполагать, что литосфера состоит из верхнего, “хрупкого”, слоя, в котором возможно сейсмическое разрушение, и нижнего слоя, где преобладают асейсмичные деформации скольжения, причем “хрупкий” слой затрудняет асейсмичное скольжение. Эпизодический характер скольжения вдоль разлома - скорее результат характеристик разрушения приповерхностного слоя, тогда как общее поведение разломов хорошо согласуется с некоторой средней деформацией ползучести [471]. Напряженное состояние, отвечающее скольжению (ползучести) на глубине, медленно распространяясь по зоне трансформного разлома, последовательно нагружает соседние участки активных частей разломов, приводя к разрыву.
В разломной зоне Чарли-Гиббс, например, период повторяемости сильных землетрясений около 13 лет, средняя длина зоны разрыва около 70 км, смещение 170 см и общая длина активного участка разлома 350 км. Отсюда средняя скорость сейсми
ческого скольжения за период пяти землетрясений составляет 2,6 см/год; она близка к оцениваемой здесь скорости спрединга [306].
Анализ большого числа сильных землетрясений из 60 трансформных разломов типа “хребет - хребет” показал [182], что: 1) максимальные магнитуды сильных землетрясений в трансформных разломах уменьшаются с увеличением скорости спрединга К и немного возрастают с увеличением длины активной части трансформного разлома L для L< 400 км, но могут уменьшаться для больших значений Z; 2) максимальные величины средней ширины разлома W уменьшаются с ростом V, в то время как минимальные значения W возрастают с увеличением Ц 3) самые сильные землетрясений трансформных разломов типа “хребет - хребет”, обладающих достаточной длиной, оказываются в средней части активного участка разлома в соответствии со сказанным выше.
Как правило, зона сейсмической активности в трансформной долине довольно узкая, менее 1 км (например, разломные зоны А и В в области ФАМОУС, разломная зона Чарли-Гиббс и др.); она намного уже трансформной долины, и имеющей ширину порядка 10-20 км, и резко прерывает
ся в местах сочленения с осевой зоной срединного хребта. По-видимому, узкая сейсмически активная зона может мигрировать в пределах широкой трансформной долины перпендикулярно ее простиранию. В самом деле, вдоль разломной зоны А (область ФАМОУС) “плоскость” сейсмической активности лежит приблизительно на оси трансформной долины, в то время как в разломной зоне Б подавляющее большинство эпицентров землетрясений приурочено к северной стенке трансформной долины [374].
Анализ временной последовательности землетрясений с очагами, расположенными в пределах осевой зоны Срединно-Атлантического хребта и на прилегающих участках трансформного разлома Чарли-Гиббс, показывает, что процессы, сопровождающие поднятие материала в осевых зонах хребта, служат спусковым механизмом для сильных землетрясений в трансформных разломах [306]. В свою очередь, внезапное высвобождение напряжений при сильных землетрясениях ведет к следующему этапу поднятий мантийных масс в срединных
76
хребтах и возобновлению сейсмической активности в трансформных разломах. Механизмы сильных землетрясений трансформных разломов связаны со сдвигом разновозрастных блоков литосферы, расположенных по разные стороны разлома. Как правило, одна из двух нодальных плоскостей землетрясений, имеющих место в трансформных разломах, круто погружается параллельно простиранию разломной зоны. Движение этих плоскостей представляет собой скольжение по простиранию. Знак скольжения может быть как левосторонним, так и правосторонним и зависит от типа трансформного разлома.
Однако далеко не все землетрясения в трансформных разломах имеют механизмы в очагах, согласующиеся со скольжением по простиранию разлома (см. рис. 2.9, а). Появление землетрясений с иными механизмами в очагах приурочено к областям пересечения трансформных разломов и рифтовых зон СОХ (ridge - transform intersection - (RTI), а также может быть связано, например, с наличием ортогональной компоненты скорости движения контактирующих плит и (или) образованием системы эшелонообразных трещин в условиях сдвига.
* * *
Резюмируя содержание второй главы, можно сказать, что в ней дан обзор основных закономерностей строения рельефа дна и аномальных геофизи-
ческих полей рифтовых зон СОХ с различными скоростями спрединга. Подчеркнем, что по значениям скоростей спрединга все СОХ можно разделить на четыре основных типа: хребты с медленной скоростью раздвижения (КспрЫ1. < 4 см/год), со средней (Копред. = 4-8 см/год), быстрой (Рспред. = 8-12 см/год) И ультрабыстрой (Испред.5” 12 см/год) скоростями спрединга.
С увеличением скорости спрединга существенно изменяется характер рельефа дна: от грабенообразной структуры, типичной для САХ, до горстообразного поднятия, характерного для большинства участков ВТП. Наряду с этим заметно уменьшается и ширина аккреционной границы, и особенно - неовулканической и тектонической зон. Изменение морфологии и характера геофизических аномалий в рифтовых зонах при увеличении скорости спрединга связано с изменением ее глубинной структуры. Практически непрерывные вулканические излияния (с периодом десятки - первые сотни лет) характерные для быстро раздвигающихся хребтов свидетельствуют об устойчивом (во времени) и неглубоком залегании осевой магматической камеры, глубина кровли которой, согласно сейсмическим данным, располагается на расстоянии 1-3 км от поверхности дна. В СОХ с медленными скоростями спрединга активные вулканические импульсы гораздо более дискретны (период десятки тысяч лет), а устойчивая магматическая камера под осью хребта практически не выделяется.
ГЛАВА 3. СТРУКТУРНЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ И СЕГМЕНТАЦИЯ РИФТОВЫХ ЗОН
3.1. ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВЫХ ЗОН СОХ
Наши представления о строении рифтовых зон СОХ существенно изменились за последние 10-15 лет. Это связано с развитием инструментальной базы и техническими возможностями, предопределившими появление новых геолого-геофизических методов, повысивших эффективность исследований океанической литосферы.
Высокоразрешающие гидроакустические методы и исследования на ПОА позволили получить детальные батиметрические карты и выявить морфоструктурные неоднородности рифтовых зон. Это дало возможность установить морфотектоническую сегментацию рифтовых зон [474, 356, 360, 380, 85, 54, 86, 191, 307, 486, 33]. Хотя сам факт сегментации рифтовых зон СОХ в настоящее время хорошо известен, детальная структура сегментов, их границы, а также геодинамическая природа сегментов разных масштабных уровней исследованы пока очень слабо. Границы сегментов выражаются в вариациях рельефа дна, геофизических и петрохимических аномалиях, а также в особенностях глубинных процессов. Они изменяются от небольших смещений, узлов, изгибов оси до крупных перекрытий осей спрединга, трансформных разломов и тройных соединений. Сами же сегменты, даже соседние, могут существенно отличаться друг от друга по тектоно-магматическим и геофизическим характеристикам, которые изменяются во времени и пространстве. Такие различия, по всей видимости, являются следствием вариаций термодинамических глубинных процессов в рифтовых зонах СОХ, контролирующих, в существенной степени, и их сегментацию.
В настоящем разделе представлена целостная разномасштабная картина сегментации рифтовых зон СОХ и рассмотрена геодинамическая природа сегментов каждого уровня (табл. 3.1).
Планетарная система рифтовых зон СОХ представляет собой глобальную структуру растяжения литосферы, непрерывно простирающуюся через все океаны на расстояние около 65 тыс. км, в которой была сформирована вся современная океаническая кора. Местоположение и временная устойчивость этой глобальной системы СОХ, как отмечалось, по всей видимости, предопределяются процессами, происходящими на границе ядра и мантии, и обусловлены мантийной химикоплотностной конвекцией. Это предположение подтверждается данными изучения тонкой геохимии редких элементов и изотопов, результатами сейсмической томографии мантии Земли [230], спутни-
ковыми материалами по геоиду и альтиметрии водной поверхности океана [258, 183], а также магнитному и гравитационному полям [121, 178]. Мантийная конвекция определяет наиболее крупные топографические формы (геоид), вещественные и тепловые аномалии (горячие поля), истощенные и неистощенные источники базальтов и может поддерживаться энергией гравитационной дифференциации на поверхности ядра [121]. Она же обусловливает многоячеистую верхнемантийную конвекцию, ответственную за движение литосферных плит, и первый уровень сегментации СОХ.
Первый уровень сегментации СОХ - уровень литосферных плит, или уровень тройных соединений (ТС), включает сегменты рифтовых зон с характерным размером в несколько тысяч километров и временем существования десятки - максимум первые сотни миллионов лет (см. табл. 3.1). Эти характеристики во многом связаны с особенностями геометрии и кинематическими параметрами относительного вращения соседних плит, которые, в свою очередь, определяются жесткостью плит и характером мантийной конвекции. В пределах сегментов сохраняется генеральное простирание границы плит, а величины линейных скоростей спрединга изменяются лишь в соответствии с положением полюса относительного вращения плит. Сегменты этого ранга ограничены на концах зонами ТС, т.е. местами, где встречаются границы трех плит (рис. 3.1).
На срединно-океанических хребтах тройные сочленения бывают трех типов: “хребет - хребет -хребет” (XXX), “хребет - хребет - разлом” (ХХР) и “разлом - разлом - хребет” (РРХ) [398]. Как правило, эти структуры неустойчивы во времени и быстро изменяют свою геометрию и, следовательно, кинематический тип. При быстром и ультрабыст-ром спрединга тройное соединение может включать в себя микроплиту (например, микроплиты Галапагос и Хуан Фернандес на ВТП). Тройные соединения часто ассоциируются с мантийными горячими пятнами (например, Галапагосское, Азорское и др.), относительная устойчивость которых обусловливает отчасти стабильное положение таких ТС во времени и пространстве. Они также наблюдаются в Атлантике (ТС Азорское, Зеленого Мыса, Буве), где разделяют САХ на четыре крупных сегмента (хребта), по которым граничат Североамериканская, Евроазиатская, Африканская, Южноамериканская и Антарктическая плиты. Вдоль ВТП граничат Тихоокеанская, Ривера, Кокос, Наска и Антарктическая плиты. Здесь выделяются следующие тройные сочленения: Ривера, Галапагос, Хуан Фернандес. Как и САХ, они разделяют ВТП на четыре сегмента. Типы ТС и 78
Таблица 3.1. Уровни сегментации СОХ
Уровень сегментации Границы сегментов Размер, км Время существования, млн лет Вероятная гео динамическая природа Характеристика Примеры
1 2 3 4 5 6 7
1 Тройные соединения. и-1000 10-100 Конвекция мантии Относительные движения литосферных плит, обусловленные конвекцией в верхней мантии определяют скорости и направления спрединга, существенно меняющиеся для каждой пары плит даже в пределах единого СОХ Отрезки ВТП от ТС Ривера до ТС Галапагос, от ТС Гаапагос до ТС Фернандес и другие
2 Трансформные разломы со смещением 30-100 км и-100 «10 Уровень подъема астеносферы и термическое состояние стационарной магматической камеры Стационарная магматическая камера контролирует тектоно - магматические процессы в пределах отрезков рифтовой зоны, заключенной между двумя трансформными разломами (спрединговые ячейки Франшто-Балларда). Камера видимо прерывается и смещается по трансформным разломам Отрезки СОХ, заключенные между двумя трансформными разломами: отрезок САХ между ТР Атлантис и ТР Кейн, отрезок ВТП между ТР Орозко и ТР Клиппертон и другие
3 Крупные зоны ПЦС и небольшие разломы трансформного типа внутри рифтовой зоны со смещением оси 3-30 км «•10 п-1 Термо-механическое состояние коровой осевой магматической камеры или магматических очагов Коровая магматическая камера и области сфокусированного мантийного апвеллинга контролируют тектоно-вулканический цикл и определяют характерные формы рельефа осевой зоны. Вблизи крупных ПЦС и ТР камера заглубляется и/или исчезает Участки ВТП между крупными ПЦС на 9,6° и 10,9° ю. ш. и др. Небольшие смещения осевой зоны разломами трансформного типа на САХ (разломы А и Б области ФАМОУС 37°с.ш.)
Таблица 3.L (окончание)
1 2 3 4 5 6 7
4 Зоны мелких ПЦС со смещением оси на 0,5-3 км на быстрых СОХ и небольшие поперечные нарушения на медленных СОХ «•(1-10) п • (10'2-0,1) Границы между участками с насыщенным состоянием ОМК. Перегибы, седловины, сужения и заглубления в непрерывной коровой ОМК Тектоно-вулканические процессы в пределах неовулканической зоны, связанные с относительным насыщением и истощением расплавом ОМК определяют рельеф и размеры осевого вершинного грабена, расположение систем трещин. На границах сегментов кровля ОМК заглубляется и сужается. Участки ВТП между малыми ПЦС на 16,1° ю.ш., 16,7°и 17,1°ю.ш. Смещения осевой зоны САХ на о участке между 23 О и 28 с.ш.
5 Мелкие тектонические узлы, изгибы оси, седловины, небольшие смещения оси без перекрытия и т.д. - (девелы) «1 «•(Ю^-Ю’2) Серии отдельных магматических излияний в тектоно-вулканическом цикле Серии отдельных извержений сменяющихся тектонической фазой определяются насыщенным или истощенным состоянием линзы расплава вблизи кровли ОМК и наличием локальных очагов магмы с автономным питанием. Они влияют на характер распределения свежих лавовых потоков, отдельных разломов и трещин, в пределах осевой зоны вершинного грабена, и на распределение вулканических поднятий и впадин в пределах внутреннего дна долины, а также на распределение современных гидротермальных сульфидных полей Участки современной гидротермальной активности на 12,8° с.ш., 17,5° ю.ш. и другие
6 Изменения в морфологии лавовых потоков. Границы отдельных лавовых потоков или лавовых куполов «(0,1-1) «•(Ю^-Ю’5) Конкретные извержения в пределах одного тектоно-магматического цикла Характерна изменчивая морфология свежих лавовых потоков, меняющихся от лопастевидных щитовых потоков до подушечных лав и глыбовых потоков Вероятны на всем протяжении рифтовых зон СОХ
110°
100°з.д.
Рис. 3.1. Сегментация ВТП (а) и САХ (б) на уровне тройных соединений и трансформных разломов (1-й и 2-й масштабные уровни)
В скобках указана величина смещения осей СОХ по трансформным разломам (в км)
характеристики сегментов СОХ, которые они разделяют, приведены в табл. 3.2.
Второй уровень сегментации - уровень срединно-океанических хребтов (или уровень трансформных разломов) характеризуется размерами сегментов рифтовых зон СОХ в несколько десятков или первые сотни километров и временем их устойчивого развития десятки миллионов лет [47]. Крупные трансформные разломы смещают отрезки хребта на десятки и даже сотни километров, т.е. на расстояния заметно превышающие поперечный размер рифтовой зоны (см. рис. 3.1). Появление сегментов этого уровня можно связать с наличием отрезков границы плит значительно отклоняющихся (в пределах генерального тренда) от направления на полюс раскрытия, а также с существованием ослабленных зон, вызванных аномалиями в структуре, вещественном составе или в глубинном строении литосферы.
В существующих моделях спрединга предполагается подъем астеносферы ого клина под утоненной
литосферой в окрестности рифтовой зоны. Образующиеся в процессе дифференциации первичной магмы легкоплавкие мантийные компоненты, концентрирующиеся в верхней части ас-теносферного клина, формируют стационарную магматическую камеру (СМК). Существование такой стационарной магматической камеры и утоненной (до 4-10 км) литосферы намечается на основе изучения офиолитов, петрологии пород, оценками полей температур в подосевой области океанической литосферы, глубинами очагов землетрясения, а также сейсмическими исследованиями. Сейсмическими методами обнаружены такие магматические камеры на 22°с.ш., на 21ос.ш., на 12-13 с.ш., на 15°с.ш., на 10°ю.ш. - под ВТП и на 86°з.ш. в Галапагосском центре спрединга [225, 318,320].
Подъем астеносферного клина, или СМК, видимо, является устойчивым во времени образованием. Под устойчивостью магматической камеры будем понимать достаточно длительное ее существование по сравнению с периодами отдельных излияний в пределах сегмента рифтовой зоны СОХ. Смещение отрезков хребта по трансформному разлому на сотни километров приводит к разрыву и смещению (в плане) стационарной магматической камеры. В таких условиях формируются независимые спрединговые ячейки Франшто-Бал-ларда, со своим уровнем подъема астеносферного зеркала, а значит, и с различающимися средними глубинами
дна на оси хребта, со своей тектоно-магматической цикличностью и особенностями в составе базальтов. В концепции “спрединговых ячеек” Франшто-Бал-ларда именно эти отрезки, заключенные между соседними трансформными разломами, считались главными структурными единицами для всей совокупности аккреционных процессов [158].
В соответствии с этой концепцией в середине такого сегмента должна проявляться максимальная магматическая активность, обусловленная насыщенностью расплавом магматической камеры и наблюдаться максимальные поднятия уровня дна осевой зоны. Как следствие, именно эти места, должны быть наиболее благоприятными для сульфидного рудообразования. С точки зрения масштаба и процессов, происходящих в стационарной камере, должно быть именно так. Но в действительности строение осевой зоны СОХ оказалось гораздо сложнее. В пределах каждого сегмента этого ранга, ограниченного соседними трансформными разломами, глубина дна осевой зоны определяется
81
Таблица 3.2. Первый уровень сегментации спрединговых хребтов
Название сегментов СОХ Сокращенное название Скорость спрединга, см/год Длина СОХ, тыс. км Тройные соединения, ограничивающие спрединговые хребты
Название Сокращенное название Название Сокращенное название
Северный Срединно-Атлантический хребет ССАХ 2,5-1,0 Азорское АТС
Центральный Срединно-Атлантический хребет ЦСАХ 2,6-3,0 2,5 Азорское АТС Зеленого Мыса ТСЗМ
Южный Срединно-Атлантический хребет ЮСАХ 3,0-4,0 7,5 Зеленого Мыса ТСЗМ Буве ТСБ
Юго-Западный Индийский хребет ЮЗИХ 1,5-1,7 7,0 Буве ТСБ Родригес TCP
Центральный Индийский хребет ЦИХ 3,8-5,0 3,0 Родригес TCP Оуэн ТСС
Юго-Восточный Индийский хребет ЮВИХ 6,0-7,5 7,0 Родригес TCP Маккуори тем
Хребет Г орда - Хуан де Фука -Эксплорер ХХДФ 2,2-5,5 0,9 Королевы Шарлотты ТСКШ Мендосино ТСМК
Галапагосский центр спрединга гцс 5,0-5,8 1,8 Галапагос ГТС Панамское ПТС
Чилийский хребет ЧХ 5,6-6,3 1,4 Хуан Фернандес ТСХФ Чилийское чтс
Северное Восточно-Тихоокеанское поднятие свтп 9,0-12,0 1,8 Ривера TCP Галапагос ГТС
Южное Восточно-Тихоокеанское поднятие ювтп 12,0-16,0 8,0 Галапагос ГТС Хуан Фернандес ТСХФ
Т ихоокеанско-Антарктический хребет ТАХ 7,0-11,0 8,0 Хуан Фернандес ТСХФ Маккуори ТСМК
Хребет Калифорнийского залива хкз 0,4-0,5 1,1 Мендосино тем Ривера TCP
Красноморский хребет кмх 0,5-1,6 1,8 Акаба ТСА Афар ТСАф
Аденский хребет АХ 1,8-2,2 1,7 Афар ТСАф Оуэн тсо
Американо-Антарктический хребет ААХ 1,8-2,2 2,1 Буве ТСБ Скотия тсс
глубиной и термическим состоянием стационарной камеры. Согласно сейсмическим и сейсмологическим данным, положение кровли камеры достигает 4 - 6 км для быстро раздвигающихся и более 10 км для медленно раздвигающихся хребтов. Эти вариации глубин, по оценкам, приводят к вариациям в амплитуде вдоль осевого рельефа в первые сотни метров.
Вариации в глубине дна ДА, вызванные изменением в положении кровли астеносферы Az, можно оценить по формуле:
м «Р. ,,.4^
(ро Ри")
предполагая линейное изменение температуры выше кровли астеносферы и постоянную температуру Т$ в астеносфере, а=3,2-10'5 °C'1 - коэффициент термического расширения пород мантии; Т$ - средняя температура астеносферы, ро= 3,3 г/см3, pw= 1,03 г/см3 — плотности пород мантии и воды, получаем: ДА = 2.75 10~2 Az. Принимая вариации в положении кровли астеносферы в пределах 3 -6 км, получим вариации глубин дна 80-170 м. Такие значения согласуются с региональными вариациями глубин дна, вызванными по предположению, различием в глубинах кровли астеносферы (рис. 3.2).
Рис. 3.2. Сегментация участка ВТП на уровне трансформных разломов (2-й масштабный уровень)
а - профиль рельефа дна вдоль простирания оси по [377]. Пунктиром показан осредненный рельеф; б - предполагаемое положение СМК; в - осевая зона ВТП и предполагаемое положение СМК а плане. Звездочками показаны гидротермальные сульфидные рудопроявления
Поступление магмы в магматическую камеру происходит, видимо, эпизодически, и является функцией высвобождения большого количества расплавленного вещества с глубин более 30 - 40 км в верхней мантии. Концентрация расплавленного вещества в центральной части сегмента приводит к увеличению объема (разбуханию) магматической камеры и миграции расплава вдоль оси к краям сегмента. С приближением к трансформному разлому глубина кровли, как правило, опускается вплоть до полного исчезновения соответствующего горизонта близ трансформного разлома. Это в значительной степени обусловлено охлаждающим влиянием более старого литосферного блока, граничащего с осевой зоной по трансформному разлому (эффект трансформного разлома). Соответственно, наблюдается и постепенное погружение уровня дна океана (см. рис.3.2).
На ВТП границами сегментов этого уровня на участке от тройного соединения Ривера до Галапагосского тройного соединения являются крупные трансформные разломы Орозко, Клиппертон, Сикейрос; на участке от Галапагосского тройного соединения до тройного соединения Фернандес - зона Квебрада-Дискавери-Гофар и трансформные разломы Якина, Вилкес, Гаррет (см. рис. 3.1, а). На САХ на участке от Азорского тройного соединения до тройного соединения Зеленого Мыса границами сегментов этого ранга являются трансформные разломы Океанограф, Атлантис, Кейн (см. рис. 3.1, б). Следует отметить, что длина сегментов этого уровня (или расстояние между трансформными разломами) несколько увеличивается пропорционально увеличению скорости спрединга. Так, для медленно раздвигающихся хребтов она варьирует от десятков до первых сотен километров, для быстро раздвигающихся - достигает сотен километров, а в хребтах с очень быстрой скоростью спрединга (> 14 см/год) трансформные разломы практически исчезают.
Третий уровень сегментации объединяет сегменты в масштабе рифтовой зоны. С этого уровня начинают особенно ярко, проявляться различия между быстро и медленно раздвигающимися хребтами. Границами сегментов этого уровня являются крупные перекрывающиеся центры
83
б
с
~300 км
110 з.д.
-5° ю.ш.
-10"
105° з.д.
Микроплита Галапагос
•0°
\ Плита1'°0°з А-\Кокос
074(5 км)
0.4° f 0,4° I'lo у4 КМ) 112 Jl,5
ТР Дискавери (72 км)
ТР Гофар (161 км)
5,5°<15 км)
5,7°
— ГР Ягуина (52 км)
7,2° (6 км)
2,8° Ц<27 км)
ТР Квебрада (116 км) .
р,6°
—ТРВилкис (185 км)
9.6° (5 км)
И 0,9° (6 км) 11,5°
12,5*4
12Л1м°
-——ТР Гаррет (135 км)
.15° 15, $ 16,1° 16,7‘ ,171.
17,7 Il7,9°
18.4°| .
о*»1О,О 19.0 А
1 ч(5 км)
20 ю.Шу/20,7°(26 км)
Условные обозначения
Правое,
Левые
:, * < 1 км 5 Смещение осн 1 1 км /б®3 перекрытия t 'Изгиб оси
. кБольшие ПЦС
5 П (>5 км)
п Правые
Малые ПЦС (<5 км) Левые
Р Правые
/ Трансформный -----— разлом (км)
Ось спрединга
Рис. 3.3. Сегментация третьего (зоны крупных ПЦС), четвертого (зоны мелких ПЦС) и пятого (зоны девэлов) масштабных уровней рифтовой зоны ВТП
а - северная часть ВТП, по [379, 381, 357]; кружками обведены крупные ПЦС шириной более 4-6 км, крапом показаны следы ПЦС в коре, характеризующиеся аномальным рельефом, возмущениями магнитного поля, смещениями линейных магнитных аномалий; б - южная часть ВТП, по [358]
САХ, это - мелкие трансформные разломы и крупные нетрансформные нарушения со смещением осей до 30 км без их существенного перекрытия (рис. 3.4). На хребтах, раздвигающихся со средними скоростями, таких как Галапагосский центр спрединга, встречаются как те, так и другие структуры (рис. 3.5). Характерный размер сегментов этого ранга несколько десятков километров и время их существования порядка первых миллионов лет (см. табл. 3.1). На крупных нетрансформных смещениях рифтовой зоны, так же, как и на границах предыдущего уровня сегментации, может изменяться положение кровли астеносферного поднятия, однако непрерывность последней в плане должна сохраняться. Основную роль в формировании и эволюции сегментов этого уровня, видимо, играют процессы, связанные с мантийным апвеллингом и термическим состоянием осевой магматической камеры (ОМК).
Сейсмические исследования, проведенные в осевых зонах СОХ преимущественно быстро раздвигающихся хребтов, свидетельствуют о существовании зоны пониженных скоростей и в пределах коры. Эта зона ассоциируется с осевой магмати-
зм. рис. 3.1, б). Следует отметить, что длина сегментов этого уровня (или расстояние между трансформными разломами) несколько увеличивается пропорционально увеличению скорости спрединга. Так, для медленно раздвигающихся хребтов она варьирует от десятков до первых сотен километров, для быстро раздвигающихся - достигает сотен километров, а в хребтах с очень быстрой скоростью спрединга (>14 см/год) транс-формные разломы практически исчезают.
Третий уровень сегментации объединяет сегменты в масштабе рифтовой зоны. С этого уровня начинают особенно ярко, проявляться различия между быстро и медленно раздвигающимися хребтами. Границами сегментов этого уровня являются крупные перекрывающиеся центры спрединга (ПЦС) на ВТП со смещением осей на 3 - 30 км (рис.3.3). На медденноспрединговых хребтах, типа
ческой камерой. Присутствие такого мелкого магматического очага предполагается также в большинстве геофизических моделей образования океанической коры [494, 347]. Сейсмические исследования на ВТП и хребте Хуан де Фука показали наличие области понижения скоростей в осевой зоне шириной 2-4 км, расположенной на глубине 1 - 3 км ниже поверхности дна [225, 493, 319, 320]. Кровля такой магматической камеры на примере сравнительно хорошо изученного участка осевой зоны ВТП от 8 501 с.ш. до 13 30’с.ш. прослеживается непрерывно на десятки километров вдоль простирания оси [225]. Глубина кровли варьирует от 1,2 до 2,4 км (ниже уровня дна). Прослеживается корреляция глубины магматической камеры (т.е. толщины хрупкой коры, перекрывающей камеру), с глубиной дна осевой зоны [473]. Последняя для хорошо исследованного быстро раздвигающегося участка ВТП на про-
84
Рис. 3.4. Сегментация рифтовых зон СОХ (в плане) на уровне нетрансформных смещений (3-й масштабный уровень) и вдольосевые вариации глубин дна
а - рифтовая зона Срединно-Атлантического хребта, по [487]; б - рифтовая зона Юго-Западного Индийского хребта, по [267]
85
Рис. 3. 5. Тектоническая сегментация осевой зоны (жирная линия) Галапагосского центра спрединга (3-й и 4-й уровни) и распределение разломов и трещин (тонкие линии), по данным системы Глория [482]
спрединга (ПЦС) на ВТП со смещением осей на 3 -30 км (рис. 3.3). На медленноспрединговых хребтах, типа САХ, это - мелкие трансформные разломы и крупные нетрансформные нарушения со смещением осей до 30 км без их существенного перекрытия (рис. 3.4). На хребтах, раздвигающихся со средними скоростями, таких как Галапагосский центр спрединга, встречаются как те, так и другие структуры (рис. 3.5). Характерный размер сегментов этого ранга несколько десятков километров и время их существования порядка первых миллионов лет (см. табл. 3.1). На крупных нетрансформных смещениях рифтовой зоны, так же, как и на границах предыдущего уровня сегментации, может изменяться положение кровли астеносферного поднятия, однако непрерывность последней в плане должна сохраняться. Основную роль в формировании и эволюции сегментов этого уровня, видимо, играют процессы, связанные с мантийным апвеллингом и термическим состоянием осевой магматической камеры (ОМК).
Сейсмические исследования, проведенные в осевых зонах СОХ преимущественно быстро раздвигающихся хребтов, свидетельствуют о существовании зоны пониженных скоростей и в пределах коры. Эта зона ассоциируется с осевой магматической камерой. Присутствие такого мелкого магматического очага предполагается также в большинстве геофизических моделей образования океанической коры [494, 347]. Сейсмические исследования на ВТП и хребте Хуан де Фука показали наличие области понижения скоростей в осевой зоне шириной 2-4 км, расположенной на глубине 1-3 км ниже поверхности дна [225, 493, 319, 320]. Кровля такой магматической камеры на примере сравнительно хорошо изученного участка осевой зоны ВТП от 8°50' с.ш. до 13°30' с.ш. прослеживается непрерывно на десятки километров вдоль простирания оси [225]. Глубина кровли варьирует от 1,2 до 2,4 км (ниже уровня дна). Прослеживается корреляция глубины магматической камеры (т.е. толщины хрупкой коры, перекрывающей камеру), с глубиной дна осевой зоны [473]. Последняя для хорошо исследованного быстро раздвигающегося уча
стка ВТП на протяжении 500 км меняется по величине не более чем на 300 м, в то время как изменения глубины кровли магматической камеры могут превышать 1 км (рис. 3.6). Самые мелкие участки осевого поднятия, расположенные южнее трансформного разлома Клиппертон, между 11° с.ш. и 11°40'с.ш., а также к северу и югу от зоны перекрытия центров спрединга (ПЦС) на 12°54' с.ш. связаны, как правило, с самой тонкой корой над камерой. Более глубокое залегание кровли магматической камеры, ее прерывистый характер и даже полное отсутствие, коррелируют обычно с относительно более глубокими участками дна осевой зоны, связанными с зонами крупных ПЦС и трансформными разломами, например, участки к северу отТР Клиппертон вблизи ПЦС на 11°45'с.ш. [225]. Тем самым подтверждается предположение о том, что рельеф дна осевой зоны, до некоторой степени отражает состояние магматической камеры [379, 473, 192].
Локальные осевые магматические камеры можно представить как узкие резервуары над телом астеносферного поднятия (стационарных магматических камер), которые периодически насыщаются расплавом до некоторой критической массы, а затем изливаются на поверхность и истощаются в конце вулканической стадии тектоно-вулканического цикла. Формирование и эволюция осевой камеры через ее термическое состояние находят отражение в форме рельефа осевой зоны (форма поперечного сечения осевого поднятия, наличие осевого вершинного грабена и др.) (см. рис. 3.6). Подробно структура осевых магматических камер будет рассмотрена в следующей главе.
Дискретное и диахронное поступление расплава в ОМК приводит к уменьшению формы, разрыву и даже исчезновению (заглублению зоны пониженных скоростей) осевой камеры на границах сегментов этого масштаба и несовпадению фаз тектоно-магматических циклов соседних сегментов. V-образные следы нарушенного рельефа, фиксируемые на флангах СОХ и простирающиеся от крупных перекрытий центров спрединга, свидетельст-
ве
Длинноволновые ундуляции
Коротковолновые ундуляции
Рис. 3.6. Сегментация участка ВТП на уровне трансформных разломов, крупных, малых ПЦС и девелов (2-й, 3-й, 4-й и 5-й масштабные уровни)
а - вариации глубин дна вдоль простирания оси, по [377J; б - положение кровли коровой ОМК, по [225] и качественное положение СМК (сплошная линия - кровля ОМК, пунктирная - предполагаемое положение); в-осевая зона ВТП, по [377] и предполагаемое положение СМК и ОМК в плане (с искажением масштаба)
7 - ОМК; 2 ~ СМК; 3 - внеосевые подводные вулканы и хребты; 4 - активные гидротермальные выходы; 5,6 - сечение осевого хребта: 5 - треугольное, 6 - трапециевидное; 7 - трансформные разломы; 8 ~ крупные ПЦС; 9 - мелкие ПЦС; 10 - девелы; / / - изменение вертикального масштаба; 72 - наличие вершинного грабена
87
вуют о миграции последних вдоль хребта [356, 359, 144, 486], причем длина и направление этих следов позволяют определить скорость миграции зон перекрытий порядка десятков миллиметров в год, а следовательно, и время существования сегментов этого масштабного уровня.
Небольшие трансформные разломы в пределах рифтовой зоны и крупные нетрансформные смещения оси спрединга являются геодинамическим аналогом крупных зон перекрытия осей спрединга на СОХ с медленными скоростями раздвижения. Примерами таких структур могут служить разломы А и Б в области ФАМОУС на 36-37° с.ш. САХ. Сегментация этого уровня в медленноспрединговых хребтах может быть связана с фокусированным мантийным апвеллингом, приуроченным к центрам сегментов и отражающимся в интенсивных изометричных отрицательных мантийных аномалиях Буге [386, 528].
Четвертый уровень сегментации, уровень рифтовой долины и осевого поднятия, имеет средний размер сегментов от нескольких километров до нескольких десятков километров со временем их существования от десятков до первых сотен тысяч лет (см. табл. 3.1). Границами этих сегментов являются зоны небольших перекрытий центров спрединга со смещением осей на 0,5-3 км на быстрых СОХ и небольшие нетрансформные нарушения с нулевым или очень малым смещением на медленных СОХ. Наличие сегментов этого уровня на СОХ с большими скоростями спрединга, вероятно, определяется, положением и термическим состоянием нестационарной во времени коровой осевой магматической камерой, и особенно ее расплавленной фракцией, ответственной за тектоно-вулканические циклы конкретного сегмента. ОМК сохраняет непрерывность на границах сегментов этого ранга, испытывая здесь лишь небольшое смещение в плане и заглубление кровли в зависимости от насыщенности или истощенности расплавленной фракции [225, 318, 320] (см. рис. 3.6).
На САХ на участке между трансформными разломами Атлантис и Кейн выделено 15 сегментов с длиной от 20 до 85 км (средняя 53 км) со смещением осей спрединга от 8 до 30 км. Все эти сегменты ограничены нетрансформными смещениями, которые располагаются в районах локальных максимумов глубины осевой зоны [487, 536]. К центрам таких сегментов приурочены локальные минимумы глубин дна и максимальные значения толщины коры, обусловленные, по всей видимости, наличием локальных магматических очагов и повышенной магматической активностью в областях сфокусированного мантийного апвеллинга (см. рис. 3.4).
Пятый уровень сегментации - уровень осевой зоны (уровень осевых вулканов и вершинного грабена) - связан с локальными нарушениями неовулканической зоны. Здесь границами сегментов служат мелкие тектонические узлы, изгибы оси, седловины, небольшие смещения без перекрытия и
т.д., получившие название девелов [379, 1984, 356, 358, 341] (см. рис. 3.3; 3.6). Величина латерального смещения оси здесь достигает нескольких сотен метров, причем осевые нарушения расположены, как правило, в районах локальных батиметрических понижений. Сегментация этого уровня, вероятно, определяется конкретными извержениями, имеющими периодичность 100-10 000 лет и различным образом нарушающими морфотектонику осевой зоны. Петрохимические данные по составу базальтов подтверждают, что эти сегменты представляют собой области с автономным магматическим питанием [341, 529, 473, 318]. Причем здесь имеет место последняя, самая верхняя стадия сегрегации расплава, аккумулирующегося вблизи кровли магматической камеры (линзы расплава) или в локальных магматических очагах.
И, наконец, шестой, локальный уровень в единой иерархической системе сегментации обусловлен отдельными извержениями в период магматической фазы тектоно-магматического цикла (см. табл. 3.1). Степень дифференциации, состав, вязкость магмы, изливающейся в период отдельных извержений могут несколько варьировать, что приводит и к изменению морфологии лавовых потоков, меняющихся от лопастевидных щитовых до подушечных лав и глыбовых потоков. Области перехода от лавовых потоков одного извержения к потокам, связанным с другими извержениями, видимо, служат границами между этими локальными сегментами. Естественно, что границы этого типа могут быть зафиксированы лишь при очень детальном геологическом картировании с помощью подводных обитаемых аппаратов.
На рис. 3.7 представлены обобщенные схемы глубинного строения рифтовых зон СОХ с быстрыми и медленными скоростями раздвижения. Основанные главным образом на геофизической информации, они отражают качественную связь состояния магматической камеры с уровнями сегментации рифтовых зон (от второго и выше) и главными морфоструктурами. Существенным является принципиальное различие в положении магматических камер и очагов для СОХ с быстрыми и медленными скоростями спрединга, что находит отражение и в различии морфологии дна. Для быстро раздвигающихся хребтов более наглядна связь рельефа со структурой магматических камер на каждом уровне сегментации. Отсутствие такой же четкой связи для Медленно раздвигающихся хребтов, очевидно, обусловлено слабой изученностью термоупругих свойств литосферы осевой зоны и разрешающими возможностями современных геофизических методов.
Несомненно, новая информация, а также моделирование термических и механических свойств литосферы рифтовых зон СОХ дадут возможность обнаружить более тесную связь сегментации и морфотектонических структур с глубинным строением и тектоно-вулканическим циклом.
88
Осевое Вершинный поднятие грабен
1У у 11 ИИ2 Гг Г |3 F7\|4 lxXx 15 I? .’ ;|б I Ф |7 ^,а.2,7|8 ||гдГм1|Э
Рис. 3.7. Принципиальная схема глубинной структуры литосферы осевых зон СОХ
тии они могут переходить не только друг в друга, но и в структуры более низких порядков. В целом на мелких масштабных уровнях процесс структуро-образования развивается от случайного к закономерному и достигает некоторого стационарного состояния, которое упорядочивает сегментацию. Стационарность сегментации можно определить как состояние рифтовой зоны, при котором количество появляющихся и исчезающих сегментов и образованных ими смещений в первом приближении остается постоянным [52].
На первый взгляд может показаться, что при
а - быстро раздвигающихся, б- медленно раздвигающихся
/ - вулканиты; 2 - дайковый комплекс; 3 - габбро и метагаббро; 4 - ультраоснов-ные породы верхней мантии; 5 - переслаивание основных и ультраосиовных пород, серпентиниты; 6 - астеносфера с разной степенью разуплотненное™; 7 - очаги расплава. 8 - плотности пород в г/см3; 9 - скорости сейсмических волн, км/сек
данном подходе игнорируется термическое состояние литосферы рифтовых зон СОХ. Это не так. Термическое состояние литосферы, обусловленное уровнем подъема астеносферного слоя, опосредовано “заложено'1
Возникает вопрос о геодинамической природе сегментации океанических рифтовых зон и процессов, управляющих структурообразованием в ее пределах. Каким образом скорость растяжения, толщина коры в осевых зонах СОХ, термомеханическое состояние коры, литосферы и подстилающей их астеносферы влияют на образование сегментов разных рангов?
Результаты экспериментов свидетельствуют о том, что при увеличении толщины хрупкого слоя картина сегментации и типы образующихся структур принципиально не меняются, за исключением мелкомасштабных сегментов. В процессе развития рифтовой зоны при механическом разрушении хрупкого слоя океанической коры во время ее растяжения закладываются генеральные черты геометрии трещин и формируются основные морфоструктурные неоднородности, создающие естественную разномасштабную сегментацию рифтовой зоны.
Во всех спрединговых хребтах развитие сегментации направлено от более низких к более высоким порядкам. Структуры низких порядков (1-3 уровни) являются относительно стабильными. Не имеется данных об их переходе в структуры более высоких рангов. В то же время структуры высоких порядков (4-6 уровни) очень динамичны и их эволюция может идти разными путями. В своем разви-
в экспериментах в толщину хрупкого слоя. Кроме того, дискретнонепрерывный в реальности характер спрединга предполагает локализацию термических аномалий (в виде коровых магматических камер) на участках рифтовых зон, заключенных между соседними сегментами. В тоже время сами морфоструктурные неоднородности, разделяющие сегменты, являются местами повышенной трещиноватости, что, в свою очередь, стимулирует интенсивную гидротермальную циркуляцию, приводящую к охлаждению коры, и, как следствие, к увеличению толщины ее хрупкого слоя.
Таким образом, многообразие структурных неоднородностей рифтовых зон СОХ подчиняется единой иерархической системе сегментации, включающей шесть масштабных уровней, от глобального до локального. Каждый уровень сегментации имеет свою геодинамическую природу, предопределяемую предыдущим, более крупным, уровнем, и, в свою очередь, йлияющую на последующие более мелкие уровни.
Далее рассмотрим геолого-геофизическое строение и основные геодинамические процессы, происходящие в окрестности различных струтурных неоднородностей, ограничивающих сегменты разных масштабных уровней: тройных соединений, трансформных разломов, перекрытий центров спрединга и др.
89
3.2. ТРОЙНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ
3.2.1. Типы и кинематическая устойчивость тройных соединений
Тройными соединениями (ТС) называют точки (области) на земной поверхности, где встречаются три различие литосферные плиты. Примеров таких соединений достаточно много (табл. 3.3): Азорское тройное соединение, представляет собой соединение Евроазиатской, Африканской и Североамериканской плит, тройное соединение Фернандес в южной части Тихого океана - место встречи Тихоокеанской, Антарктической и Наска плит, тройное соединение Буве на юге Атлантического океана -Южноамериканской, Африканской и Антарктической плит и многие другие. Природа тройных соединений, их эволюция во времени и их кинематическая стабильность имеют прямое отношение к развитию рифтовых зон СОХ.
Все три типа границ плит: рифтовые зоны СОХ, трансформные разломы и глубоководные желоба могут формировать тройные соединения. Трансформные разломы и желоба имеют кинематические вариации: трансформные разломы могут быть как левосторонними, так и правосторонними, а в зонах субдукции надвигающаяся плита может располагаться либо по часовой стрелке, либо против - от глубоководного желоба.
Первоначально было выделено 16 кинематических типов тройных соединений [398]. Позднее было показано [215], что комбинации сочленений всех типов границ плит могут составлять 125 теоретически возможных кинематических видов тройных соединений (табл. 3.4).
Изменение во времени как самого типа тройного соединения, так и границ плит в его окрестности, во многом зависит от того, устойчиво ли данное тройное соединение плит или нет. Это определяется диаграммой скоростей относительных движений плит в окрестности тройного соединения. Тройное соединение является кинематически стабильным (т.е. его геометрия не изменяется), если ориентация каждой границы остается постоянной относительно двух других границ в зоне тройного соединения в течение конечного, порядка миллионов лет, интервала времени. Иными словами, тройное соединение кинематически устойчиво в период времени А? между временами 10 и если его геометрия, определенная в локальной координатной системе, фиксируемой относительно тройного соединения и одной из его ветвей в некоторое начальное время Го идентична геометрии того же тройного соединения в другое время z, (г0 < Z, < ta). Такое определение допускает вращение тройного соединения по отношению к географическим координатам. Из 16 кинематических типов тройных соединений 14 типов, представляющие комбинации рифтов и трансформных разломов, могли быть устойчивыми
при благоприятных условиях. Основное допущение, сделанное Д.Маккензи и В.Морганом [398] при определении кинематической устойчивости тройных соединений, заключалось в том, что векторы относительного движения плит либо не изменялись, либо пропорционально изменялись со временем. Предполагалось, что направление скорости спрединга перпендикулярно простиранию сегмента хребта, а сам спрединг является симметричным. Хотя эти допущения не являются обязательными. Позже Д.Маккензи и Дж.Склэтер [400] рассматривали устойчивость тройных соединений и при наклонном (косом) спрединге, а Л.Джонсон с соавторами [302] на примере тройного соединения Буве проанализировали устойчивость тройного соединения при косом и асимметричном спрединге.
В целом же анализ устойчивости тройных соединений, проведенный в известных работах [398, 69, 302, 565] применим только для мгновенных относительных движений плит и не может быть использован в приближениях конечной кинематики.
При исследовании устойчивости тройных соединений в рамках модели конечной кинематики плит обычно используются наблюдаемые магнитные линейные аномалии или конструируются диаграммы устойчивости тройных соединений графическим методом, рассмотренным в работе [398]. Точность экспериментального метода ограничивается точностью имеющихся данных и квалификацией интерпретатора, тогда как достоверность теоретических построений определяется как качеством данных, так и допущениями принятой модели [322].
Если все три полюса относительного вращения плит сохраняют общую ось в течение конечного интервала времени, то конечное относительное движение плит будет круговым и сохранится устойчивое состояние тройного соединения. Иными словами, если круговой вектор, определяемый уравнением ИАВ + /вс + Иса = 0 замыкается, то тройное соединение будет устойчивым, если же не замыкается, то неустойчивым.
Если три полюса относительных движений плит не сохраняют единую ось в течение конечного интервала времени, то конечное относительное движение не будет круговым для всех трех пар плит. Одно из следствий некругового относительного движения заключается в том, что направление и скорость относительного движения изменяются со временем. В этом случае тройное соединение может быть кинематически устойчивым, если векторная диаграмма скоростей изменяется пропорционально по величине или по направлению. Иными словами возможно либо пропорциональное изменение в величинах векторов относительных скоростей при отсутствии изменений угловых соотношений всех векторов, либо изменение в ориентации, обусловленное вращением всего векторного круга без изменения угловых соотношений между векторами. Любые непропорциональные изменения в скоростях относительного движения между плитами, либо любые перемещения тройного соединения
90
Таблица 3.3. Кинематические типы тройных соединений (ТС), ограничивающих спрединговые хребты
Тройное соединение Координаты Тип ТС Кинематическая схема
широта долгота
Азорское 38° 40'с.ш. 30°з.д. РРХ САМ А ЕАЗ ^"'афр
Зеленого Мыса 15° 20'с.ш. 47° з.д. РРХ САМ Дфр ЮАМ //
Буве 55°ю.ш. 1° В.д. РРХ ЮАМ ДФР Z АНТ
Родригес 25° 30'ю.ш. 70° в.д. XXX (ХХР) \\ ИНД АФР V- /'"ант
Оуэн 13°с.ш. 58°в.д. РРХ Л АРВ АФР W"" ^инд
Маккуори 61°30'ю.ш. 161°з.д. РРХ ИНД АНТ 'тих
Фернандес 35° ю.ш. 111° з.д. ХХР (микроплита) ТИХ А? 1 АНТ
Галапагос 2° 18'с.ш. 102°з.д. XXX (микроплита) ТИХ J '—^ок ПГ НАС
Ривера 18° 30'с.ш. 1054.д. РРХ -чСАМ/ ТИХ [J кок
Мендосино 40° 15' с.ш. 124° 30'з.д. РРЖ ГОР k ——В САМ тих \
Горда 42° 10'с.ш. 127° 05'з.д. ХХР ™х/хдф ГОР
Нутка 48° 50'с.ш. 128° 50'з.д. ХРР экс тих Ухдф
Королевы Шарлотты 51° 34'с.ш. 130° 43'з.д. ХРЖ экс
Примечание. РРХ - разлом-разлом-хребет; XXX - хребет-хребет-хребет; ХХР - хребет-хребет-разлом; РРЖ - разлом-разлом-желоб; ХРЖ - хребет-разлом-желоб.
91
Таблица 3. 4. Кинематические типы тройных соединений, по [215]
Тип ТС | Геометрия границы | Кинематические типы ТС
А XXX Вертикальная линия АА
РРР II Л'Л
жжж Точка алл
РРХ Вертикальная линия
РРХ жжж II Точка или наклонная линия
жжх 11
ХХР РРХ Вертикальная линия II АЛЛЛЛЛ АЛЛАЛЛ
РРР жжж и Л ж ж Л&л А /к. Xx.xA.xV
11 АЛЛЛЛА
жжх II АЛАЛАЛ
ХЖР II ЛЛЛЛАЛ
ХЖР ХЖР ХЖР ." _ АДЛЛЛЛ ЛЛЛЛДЛ ДДЛДЛЛ
ЖЖР Точка или наклонная линия ЛАЛАДЛ
ЖЖР Точка лллдал
ЖЖР Точка или наклонная линия ЛАЛ
ЖЖР Точка Jk А
РРЖ п ЛЛЛЛАЛ
РРЖ II ДЛАЛЛД
РРЖ 11 ЛАЛЛЛА
РРЖ 11
Примечание. А. Геометрия тройных соединений. Б. Типы полярности границ плит а - право- и левосторонние трансформные разломы; б - две полярности желобов, различающиеся положением надвигающейся и погружающейся плит; в - типы границ плит, соединяющихся в зонах ТС; Рп - правосторонний разлом; Рл- левосторонний разлом; Ж] -выпукла дуга; Ж2- вогнутая дуга
92
по отношению к полюсам относительного движения будут нарушать его устойчивое состояние.Хотя графический метод Д.Маккензи и В.Моргана в целом не совсем корректен, он может быть полезен для оценки устойчивости тройных соединений в течение небольших (первые миллионы лет) конечных временных интервалов, в тех случаях, когда относительное движение плит некруговое. Некруговое относительное движение может быть настолько сложным, что моделирование устойчивости тройных соединений окажется вовсе невозможным без очень детальной эмпирической информации.
Выраженность каждого тройного соединения в рельефе дна и геофизических полях зависит от его кинематической конфигурации и скоростей спрединга на соответствующих хребтах. Для тройных соединений типа хребет - хребет - хребет особенно при значительных скоростях спрединга можно ожидать интенсивный вулканизм с обильными излияниями эффузивов, наличие тонкой малопрочной коры и формирование непосредственно в зоне тройного соединения микроплиты (например, Галапагосское тройное соединение и тройное соединение Хуан Фернандес). Однако, в случае тройных соединений типа разлом - разлом - разлом (или даже хребет - хребет - хребет с умеренными скоростями спрединга на формирующих его хребтах) преобладающим эндогенным рельефообразующим фактором, как правило, будет тектоническая деятельность, создающая резко расчлененный рельеф рифтовых зон в окрестности тройного соединения (например, тройное соединение Родригес). В любом случае тройные соединения представляют собой термически и тектонически аномальные области, характеризующиеся ослабленными механическими свойствами литосферы. В качестве примера рассмотрим зоны тройных соединений Буве и Родригес.
3.2.2. Тройное соединение Буве
Тройное соединение Буве располагается в Южной Атлантике и является местом соединения трех спрединговых хребтов Южного Срединно-Атлантического (Гспрсд =32-35 мм/ год), Юго-Западного Индийского хребта (Рспред - 17 мм/год) и Американо-Антарктического хребта (Р'СПред= 18-22 мм/год). Этот район был хорошо изучен с помощью детальных батиметрических, сейсмоакустиче-ских, гравиметрических и магнитометрических методов, позволивших получить уникальную информацию о геологическом строении тройного соединения Буве и примыкающих к нему участков СОХ [94, 103, 12, 9, 124, 102, 407].
Основные тектонические элементы в зоне тройного соединения Буве были впервые выделены на основании батиметрических и геомагнитных данных в работах [302, 478]. В этих работах по распределению линейных магнитных аномалий впервые
были оценены современные скорости спрединга на всех трех СОХ, сходящихся в зоне тройного соединения Буве, и построены его первые кинематические модели.
Кинематическая стабильность и изменение конфигурации тройного соединения Буве исследовались многими авторами. Еще в работах [302, 478] на основании анализа батиметрических и магнитных данных было показано, что тройное соединение Буве может находиться в двух кинематически устойчивых конфигурациях, а именно хребет -хребет - хребет и хребет - разлом - разлом (рис. 3.8). Реконструкции эволюции конфигурации тройного соединения Буве до 20 млн лет назад показали, что оно периодически изменялось от типа хребет - разлом - разлом до типа хребет - хребет -хребет, причем в первой конфигурации отрезок ЮСАХ, примыкающий с севера к тройному соединению Буве, удлинялся со скоростью 6 мм/год, по мере того, как удлинялись трансформные разломы Конрада и Буве, а во второй конфигурации южный сегмент Срединно-Атлантического хребта отступал (укорачивался) со скоростью 18 мм/год по мере того, как удлинялись сегменты Юго-Западного Индийского хребта и Американо-Антарктического хребта [478, 434]. Авторы этих работ также предположили, что в течение последних 20 млн лет ТС Буве находилось в конфигурации хребет - разлом -разлом 15 млн лет, а в конфигурации хребет - хребет - хребет всего лишь 5 млн лет. Стабильное тройное соединение типа хребет - разлом - разлом изменялось благодаря увеличению длины трансформных разломов Буве и Конрад и удлинению ЮСАХ в период от 20 до 10 млн лет. Геометрия изменилась 10 млн лет назад, когда тройное соединение Буве либо перескочило к северу и сформировало тройное соединение типа хребет - разлом -разлом, либо перестроилось на короткое время в конфигурацию хребет - хребет - хребет. В последнем случае ЮСАХ отступал по мере продвижения рифта. Около 5 млн лет назад вновь произошел перескок или изменение конфигурации тройного соединения Буве в тип хребет - разлом - разлом, которое развивается и в настоящее время. Детальная геолого-геофизическая информация, полученная в последние годы, свидетельствует, что в настоящее время ТС Буве претерпевает кинематические изменения (за счет проникновения хребта Шписс к северу в пределы более древней литосферы Южного Срединно-Атлантического хребта) и находится в мгновенно неустойчивом состоянии [12].
В работе [149] было рассмотрено увеличение неустойчивости тройного соединения Буве в конфигурации хребет - хребет - хребет, по мере миграции самого тройного соединения. Используя кинематическую модель относительного движения литосферных плит Дж.Минстера и Т.Джордона [403], эти авторы вычислили, что тройное соединение Буве в конфигурации хребет - хребет - хребет должно мигрировать со скоростью 14,7 мм/год к северо-западу, а в конфигурации хребет - разлом -
Рис. 3.8. Два возможных типа кинематической конфигурации ТСБ в плане, по [322]
а - конфигурация хребет-разлом-разлом: б - конфигурация хребет-хребет-хребет
разлом - к юго-востоку со скоростью 5,8 мм/год в абсолютной системе координат, связанной с горячими точками.
Для того, чтобы объяснить длительное существование тройного соединения Буве в конфигурации хребет - разлом - разлом М.Клейнрок и Дж.Фиппс Морган [322] рассмотрели две концептуальные гипотезы.
Первая гипотеза заключается в том, что ось хребта должна формироваться и развиваться, оставаясь ориентированной перпендикулярно направлению максимальных, локальных напряжений растяжения, на рифтовой оси [424] (в окрестности тройного соединения это требование могло быть сильно модифицировано локальной геометрией границ плит).
Вторая гипотеза заключается в том, что геометрия границ плит приспосабливается к минимуму энергии рассеяния, необходимой для сопротивления деформациям на границах плит [333, 256].
Обе гипотезы успешно предсказывают наблюдаемую геометрию хребет - разлом - разлом, несмотря на то, что они отличаются по своим фундаментальным допущениям, касающимся геометрии границ плит. Одна модель требует такой конфигурации границ, чтобы полная энергия рассеяния была минимизирована. Согласно другой модели, необходимо, чтобы оси хребтов были бы ориентированы
перпендикулярно к направлениям локальных растягивающих напряжений. Гипотеза максимальных, локальных растягивающих напряжений может объяснить изменение конфигурации тройного соединения Буве хребет - хребет - хребет до хребет - разлом -- разлом (что, по всей видимости, случалось) и предсказывать периодичность пространственного положения конфигураций хребет - хребет - хребет и хребет - разлом - разлом вдоль оси.
Обе гипотезы способны объяснить лишь основные черты локальной эволюции тройного соединения Буве. В целом же эволюция и кинематическая реорганизация этого тройного соединения гораздо сложнее, поскольку включает процессы продвижения и перескока спрединговых осей, формирование микроплит, смещение слоев коры и вращение блоков литосферы, асимметричный и наклонный спрединг, формирование новых сдвиговых зон, миграцию вдоль осевых астеносферных потоков и т.д.
3.2.3. Тройное соединение Родригес
Тройное соединение Родригес (TCP) располагается в центральной части Индийского океана (25°30' ю.ш., 70°в.д.) и относится к кинематически устойчивому типу хребет - хребет - хребет (рис. 3.9). Оно представляет собой место соединения трех спрединговых хребтов: Центрально-Индийского (Испред=54,6
ММ/ГОД), ЮГО-ВОСТОЧНОГО ИНДИЙСКОГО (Цпред = 59,8 мм/год) и Юго-Западного Индийского (Испред = 15 мм/год) [415; 406].
Впервые тройное соединение Родригес было описано Д.Маккензи и Дж.Склетером [400]. Последующие исследования, позволили получить детальные батиметрические и гравимагнитные данные, существенно уточняющие геолого-геофизическую структуру этого тройного соединения [526, 415, 405]. Использование высокоразрешающих систем картирования, таких как Си-Бим и Глория, дали возможность построить детальные батиметрические карты (с интервалом между изолиниями 20-50м) тройного соединения и его окрестностей и установить, что сегменты СОХ, примыкающие к тройному соединению, сильно отличаются по своей морфологии (рис. 3.10) [415].
Рифтовая долина Центрально-Индийского хребта в окрестности тройного соединения Родригес имеет ширину около 5 км и глубину дна 3 800 -4 000 м. Высота бортов долины достигает 1 000 м. По мере удаления от тройного соединения ширина рифтовой долины увеличивается до 10 км. Небольшой осевой хребет (до 200 м высоты) является характерной особенностью рифтовой долины и, по-видимому, представляет собой осевой вулкан в неовулканической зоне [405].
Рифтовая долина Юго-Восточного Индийского хребта вблизи зоны тройного соединения Родригес менее глубокая при той же ширине, что и у Центрально-Индийского хребта, а борта, ее ограничивающие, не такие крутые. Внутреннее дно распола-
94
Рис. 3.9. Тройное соединение Родригес, по [435]
7 - активные спрединговые хребты; 2 ~ шовные зоны Ть Т2, Т3 - следы эволюции TCP; 3 - линейные магнитные аномалии
Рис. ЗЛО. Морфотектонические элементы земной коры в окрестности тройного соединения Родригес а, б - обобщенные карты: морфологическая, по [405]; б - тектоническая, по [415]; в - батиметрические профили через рифтовые зоны, по [405]
95
гается на глубине около 3600 м, имеет ширину около 4 км. Оно достаточно ровное как вдоль, так и поперек оси. Крупные сбросы и батиметрические линеаменты выдержаны вдоль простирания оси хребта и закартированы по обоим флангам хребта. Линейные абиссальные холмы и нормальнее сбросы, ориентированные в северо-западно-юго-восточном направлении, создают характерный структурный план, параллельный простиранию медианных долин Центрально-Индийского и Юго-Восточного Индийского хребтов. В окрестности тройного соединения медианные долины Юго-Восточного Индийского и Центрально-Индийского хребтов слегка изгибаются и смещаются на 5 км, что приводит к небольшому наклону линеаментов (-12°) восточных склонов этих бортов (см. рис. 3.10).
В отличие от двух предыдущих хребтов, соединяющихся в зоне тройного соединения Родригес, рельеф рифтовой зоны Юго-Западного Индийского хребта очень изрезан и характеризуется двумя узкими V-образными долинами с глубинами 5000 и 4300 м, расположенными на расстоянии 7 км друг от друга. Дно долин очень узкое (около 500 м). Простирание долин в окрестности тройного соединения остается постоянным (Азимут 67° СВ). Борта долин очень крутые (до 45°) и достигают по высоте 3000 м. Ширина всей рифтовой зоны варьирует от 30 до 80 км. Линеаменты (уступы, сбросы) и абиссальные холмы вытянуты параллельно оси спрединга и создают структурный план коры, сформированной на Юго-Западном Индийском хребте. Однако вблизи тройного соединения деформации растяжения не концентрируются около выраженной рифтовой долины, а распределены в области шириной 10 км и более, нарушенной сбросами и разломами, параллельными оси Юго-Западного Индийского хребта. Нормальный спрединг на оси этого хребта начинается на расстоянии в 35 км от центра тройного соединения [405].
Тектоника и топография в окрестности зон тройных соединений предполагают довольно сложные трехмерные глубинные процессы. Предпочтительность тех или иных термо-механических, или тектоно-магматических процессов выявляется по кинематическому типу тройного соединения. Однако можно с уверенностью сказать, что для каждого из существующих в настоящее время тройных соединений процессы рифтинга и аккреции океанической коры играют ведущую роль в формировании их геологической структуры (см. табл. 3.3).
Так, для тройного соединения Родригес новая океаническая кора формируется на каждом сегменте СОХ, что предполагает последовательную “работу” всех стадий тектоно-магматического цикла: магматической, гидротермальной и тектонической. Различная интенсивность и периодичность стадий цикла на каждой из трех ветвей СОХ может быть ответственна за структурные и глубинные нарушения, фиксируемые в следах (шовных зонах) тройного соединения Родригес. Кроме того, кинематическая нестабильность, как отмечалось, может
привести к изменению геометрии и, следовательно, типа тройного соединения, что, в свою очередь, повлечет преобладание той или иной фазы цикла на одной из его ветвей.
В настоящее время на всех трех хребтах, соединяющихся в зоне тройного соединения Родригес, происходит формирование новой океанической коры. Зоны контакта, разделяющие участки коры, сформированной на каждом из хребтов, четко выражаются в рельефе, отражающем распределение деформаций в их пределах, и отмечаются в различном простирании линейных магнитных аномалий над соседними литосферными блоками. Эти шовные зоны фиксируют тектонически нарушенные области, где более молодая кора припаивалась к более старой. Таким образом, от тройного соединения Родригес отходят три шовных следа (7), Тз) разделяющие разновозрастные участки коры, сформированные на разных спрединговых хребтах (см. рис. 3.9).
Разнообразие строения отдельных отрезков шовных зон свидетельствует о нестабильности ТС Родригес. Возможно, это связано с изменением кинематической, термо-механической или тектоно-магматической структуры тройного соединения. Магматический режим ТС Родригес может быть весьма разнообразен. Привычная классическая схема тектоно-магматического цикла и эпизодического спрединга вряд ли полностью справедлива для зоны этого тройного соединения.
Можно выделить четыре основные возможности проявления тектоно-магматических процессов в зонах соединения трех спрединговых хребтов. Первая - на всех трех хребтах вблизи тройного соединения преобладает тектоническая фаза. В этом случае следует ожидать формирование резко расчлененного рельефа, осложненного многочисленными уступами, сбросами, разломами, гъярами и т.д. Вторая и третья возможности связаны с тем, что одна или две ветви СОХ пребывают в стадии активного магматизма и аккреции океанической коры. В этом случае возрастает роль термического фактора рельефообразования и характер рельефа дна будет сильно отличаться от такового при тектонической фазе. Четвертая возможность предполагает одновременную магматическую активность на всех трех ветвях СОХ, что приводит к образованию в окрестности тройного соединения как бы зоны резонансного магматизма. Такая ситуация может привести к созданию аналогов горячей точки, т.е. к формированию интенсивной термической аномалии, вызванной одним или несколькими магматическими очагами. В этом случае в рельефе тройного соединения могут происходить существенные изменения, приводящие к созданию обширных вулканических поднятий.
Интенсивность проявления и геологические следствия каждой из рассмотренных возможностей в значительной степени зависят от скорости спрединга и кинематического типа тройного соединения. В любом случае преобладание той или иной
96
стадии должно фиксироваться в палеоследах тройных соединений.
Первоначально были предложены две модели развития ТС Родригес: 1) модель устойчивого состояния ТС Родригес типа хребет - хребет - хре-бет(ХХХ) с наклонным спредингом на ЮЗИХ [526]; 2) модель периодически изменяющейся геометрии тройного соединения от типа хребет - хребет - хребет к типу хребет - хребет - разлом (ХХР), причем состояние тройного соединения в стадии XXX соответствовало фазе магматической активности, а в стадии ХХР - тектонической [434].
Вторая модель появилась вследствие того, что "мгновенно-устойчивая” модель ТС Родригес типа XXX не могла объяснить всех особенностей морфологии дна. И это удивительно, так как в региональном плане ТС Родригес оставалось стабильным с позднего мела. При детальном же анализе эволюция ТС Родригес оказалась гораздо сложнее.
М.Мюнчи и Р.Шлих [415] на основании интерпретации результатов детальных съемок многолучевыми гидролокаторами СиБим также отвергли модель стабильной конфигурации XXX и рассмотрели нестабильную геометрию тройного соединения типа ХХР. Нестабильность ТС Родригес отражалась в смещении осей ЦИХ и ЮВИХ в северо-восточном направлении со скоростью 0,14 см/год, главным образом из-за различия в скоростях спрединга на соответствующих хребтах. Смещение спрединговых осей компенсировалось локальными перескоками ТС Родригес в том же направлении и увеличением длины ЮЗИХ; в то время как длина ЮВИХ оставалась постоянной. Следы смещения оси ЦИХ можно обнаружить на соответствующей шовной зоне в период от 0 до 6 млн лет.
По всей видимости, кинематическая нестабильность ТС Родригес существовала по крайней мере в течение последних 10 млн лет. Подобная динамика развития ТС Родригес предполагает постоянное продвижение рифтовой оси спредингового ЮЗИХ к северо-востоку в пределы более холодной и более мощной литосферы. О том, что в окрестности ТС Родригес, и особенно под его юго-западной ветвью (ЮЗИХ), располагается более холодная мантия с относительно заглубленными магматическими очагами, свидетельствуют результаты сейсмической томографии [230], а также результаты трехмерной интерпретации гравитационных аномалий, подтверждающие отсутствие здесь сфокусированного мантийного апвеллинга, характерного для других спрединговых хребтов - ЦИХ и ЮВИХ [555]. Эти аргументы могут объяснять не только морфотектонические различия соответствующих спрединговых хребтов, но также возможные различия в характере и интенсивности магматизма и петрохимических особенностей базальтов.
Таким образом, тройные соединения границ плит представляют собой крупнейшие структурные неоднородности рифтовых зон СОХ. Они разделяют глобальные сегменты спрединговых хребтов, различающиеся как правило своим простиранием,
направлением и значениями скоростей спрединга, а следовательно и глубинными геодинамическими режимами, управляющими, в свою очередь, интенсивностью тектоно-магматических процессов и рельефообразованием. Сами же тройные соединения очень разнообразны. Они отличаются по своей геометрии, устойчивости во времени, морфологии, аномальным геофизическим полям и глубинным процессам.
3.3. ТРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ
Трансформные разломы - один из трех типов границ литосферных плит, вдоль которых происходит преимущественно сдвиг соседних плит относительно друг друга. В пределах дна океана трансформные разломы и их пассивные следы являются характерными и широко распространенными структурами. Большинство разломов приурочено к рифтовым зонам СОХ, где они соединяют отрезки осевых долин и разделяют блоки литосферы разного возраста.
Впервые морфологическая характеристика и типизация океанических разломных зон по морфологическим признакам (на примере разломов северо-восточной части Тихого океана) была сделана Г.Менардом и Т.Чейсом [401]. Они определили разломы как ’’длинные и узкие зоны сильно расчлененного рельефа, характеризующиеся присутствием вулканов, линейных хребтов, уступов и обычно отделяющие друг от друга различные топографические провинции с неодинаковыми региональными глубинами”. Выраженность трансформных разломов в рельефе дна океана и аномальных геофизических полях, как правило, довольно резкая и четкая. Это подтвердили и многочисленные детальные исследования, проведенные в последние годы [66, 78, 104, 176, 335]. Высокие приразломные хребты и глубокие впадины, сбросы и трещины характерны для зон трансформных разломов. Аномалии Ag, АТ, теплового потока и другие свидетельствуют о гетерогенности строения литосферы и сложной динамике разломных зон [335, 142, 47]. Кроме того, разновозрастные блоки литосферы, расположенные по разные стороны от разлома, в соответствии с законом y/t имеют различное строение, выражающееся в различных глубине дна и толщине литосферы, что создает дополнительные региональные аномалии в геофизических полях [38,47].
В формировании структуры трансформных разломов ведущую роль играют два взаимосвязанных, но различных по природе процесса. С одной стороны, региональные морфоструктуры (приразломные хребты, общий уровень дна контактирующих блоков литосферы) обусловлены термическим развитием блоков океанической литосферы, разделенных трансформным разломом, с другой стороны, локальные морфологические особенности осевой части трансформных долин определяются прежде всего динамикой сбросо-сдвиговых движений.
97
40 млн лет
X К X X X X
30
dx
3
20
30
40
— 1
11
ПН/Ш 8
I 12
10
3
4
5
6
10 млн. лет
4
X XX X 7
рифтовой зоны и трансформного разлома
XXXXXXpCXXlXXXXXXX _________-,0" _I
Нетрансформная [Область пересечения) зона • рифтовой зоны и 1
6
0
1
Зона трансформного сдвига зона главных сдвиговых деформаций
Нетрансформная зона
------------Трансформная-------------
долина
о
2 км
4
___________________ Осевая зона _____________________________ трансформной
0 2 км
Рис. 3. И. Основные тектонические элементы трансформного разлома
а. Схема тектонических элементов (в плане): 1 - ось спрединга; 2 - рифтовая долина; 3 - рифтовая зона; 4 -область главных сдвиговых деформаций; 5 - трансформная долина; 6 - область термо-механического воздействия; 7 - приразломные хребты; 8 -область термической спайки в нетрансформной зоне; 9 - направление сдвиговых смещений; 10- механизмы в очагах землетрясений; II - направление спрединга; 12 - направление сечений через разломную зону и возраст блоков литосферы
б. Сечения трансформной долины и осевой зоны ТР А области ФАМОУС, по [152, 253]
98
На рис.3.11 схематично представлены основные тектонические провинции трансформных разломов, смещающих рифтовые долины медленно раздвигающихся СОХ, и показано строение типичной трансформной долины, полученное на основании детальных подводных исследований в трансформных разломах Атлантики, проведенных по проекту ФАМОУС [152].
Как правило, сечение осевой зоны трансформного разлома имеет V-образную форму (преимущественно для молодых трансформных разломов с небольшой амплитудой смещения) или U-образную форму (для долгоживущих разломов, допускающих неоднократную миграцию плоскости сдвига параллельно простиранию разломной зоны или наличие мощного осадочного слоя). Ширина долины составляет около 10-20 км. В пределах трансформной долины можно выделить несколько элементов: осевую долину, внутренние стенки, террасы и внешние стенки. Крутизна бортов трансформной долины не одинакова, а зависит от возраста контактирующих по трансформному разлому блоков литосферы: для более старого блока она, как правило, меньше, чем для более молодого. Склоны долины расчленены многочисленными крутыми уступами (высотой до 100 м) и более пологими площадками между ними (15-20 м), на которых аккумулируются осыпные отложения, брекчии и валуны. Наблюдаемая морфология склонов долин активных участков трансформных разломов свидетельствует преимущественно о сбросо-сдвиговых движениях, которые в основном формируют желоба трансформных разломов. Вдоль вертикальных трещин происходит внедрение базальтовых или габброидных даек, а также излияние базальтовых лав.
Уступы и сбросы, формирующие стенки осевой долины (внутренние стенки), несколько моложе, чем сбросовые структуры на соответствующих бортах (внешних стенках) трансформной долины, и имеют значительно меньшие размеры. К осевой долине, которая редко превышает по ширине 1 км, приурочены основные сдвиговые деформации, что приводит к высокой степени раздробленности, трещиноватости и мелонитизации подстилающих ее горных пород (разлом А в области ФАМОУС [152].
Наблюдения показывают, что часть брекчиро-ванного и осыпного материала, подвергаясь интенсивным изменениям, может быть перенесена на значительное расстояние. Узкая осевая долина (шириной 150-200 м), к которой были приурочены главные деформации сдвига, вызванные смещением плит Тихоокеанской и Наска, была обнаружена в трансформном разломе Квебрада на 4°ю.ш. ВТП [354], трансформном разломе Клиппертон и др. Наличие глубинных горных пород в осевой части разлома Квебрада указывает на современную тектоническую активность. Тектоническая брекчия, сложенная преимущественно раздробленными базальтами, типична для осевых долин. Строение террас, непосредственно прилегающих к осевой долине, а также бортов трансформной долины в
разломе Квебрада аналогично трансформным разломам Атлантики отражает преимущественное смещение блоков по вертикальным трещинам, формирующее характерный уступообразный рельеф, вызванный процессами сбросообразования.
3.3.1. Геодинамические типы трансформных разломов
Соседство разновозрастных блоков литосферы вдоль трансформных разломов и концентрация деформаций сдвига в линейных зонах с характерной шириной всего лишь в несколько километров определяет своеобразие морфологии и тектоники этих структур. При удалении от трансформного разлома поверхность дна выравнивается, выходя на некоторый асимптотический уровень. Со стороны более молодой и менее остывшей литосферы дно океана будет выше, чем со стороны более старой. Различие глубин разновозрастных блоков литосферы, контактирующих по разлому, обусловлено различием их термического охлаждения по мере удаления от оси СОХ. Так, батиметрические карты северо-восточной части Тихого океана [401] указывают на значительную разницу в глубине к северу и югу от разломов Мендосино, Кларион, Пайонер, Клиппертон, что хорошо согласуется с известными теоретическими закономерностями. Разница в глубинах дна блоков литосферы, примыкающих к трансформному разлому, постепенно уменьшается к западу (для разлома Мендосино она практически отсутствует уже около 160°з.д.), т.е. с увеличением возраста контактирующих блоков океанической литосферы. Аналогичная картина наблюдается вдоль разломных зон Атлантического и Индийского океанов.
Характерные черты рельефа дна и распределения аномальных геофизических полей в зонах трансформных разломов различных типов определяются их глубинным строением и контролируются относительным движением краев литосферных плит, контактирующих вдоль простирания трансформного разлома. Для выявления количественных характеристик относительного движения краев плит вдоль трансформных разломов можно использовать мгновенную кинематику движения литосферных плит Земли.
Сопоставление направления относительного движения литосферных плит, определяемого положением соответствующего полюса раскрытия, с простиранием данного активного участка разлома часто указывает на наличие компонент движения (Х„) нормальных простиранию разлома. Такой анализ был проведен для большого числа разломов [47] с использованием полюсов относительных вращений литосферных плит [404, 135]. Этот анализ показал, что наряду с чисто сдвиговыми скольженьями краев плит вдоль трансформных разломов существуют и более сложные кинематические типы 99
Сдвиг с раздвижением
Сдвиг со сжатием
Рис. 3.12. Геодинамические типы трансформных разломов
а - относительные движения плит, контактирующих вдоль разлома; б - характерные морфологические профили с учетом данных [174]; в - предполагаемые схематические разрезы по профилю, ортогональному АБ
ный вид с сопряженными симметричными отрицательными и положительными значениями AgCB, которые в этих разломах редко превышают ± 30 мГал.
Одним из основных факторов, определяющих морфологию дна океана в окрестности трансформных разломов, является разность возрастов блоков океанической литосферы, контактирующих по разлому. Согласно современным моделям, океаническая литосфера рассматривается как остывающий пограничный слой, распределение температур, в котором зависит от глубины z и возраста рассматриваемого блока t по закону:
трансформных разломов, когда вдоль осей активной части или на отдельных ее участках помимо главной составляющей скольжения имеет (или имела) место и ортогональная ей компонента движения. Эта компонента свидетельствует здесь о наличие либо раздвижения, либо сжатия краев плит. В соответствии с этим трансформные разломы океана были отнесены к трем основным типам, различающимся по характеру динамики взаимодействия краев плит на активных участках трансформных разломов: разломам чистого сдвига, разломам со сжатием и разломам с раздвижением (рис. 3.12) [38, 173, 174, 47]. Геолого-геофизические данные свидетельствуют о том, что каждый из этих типов имеет характерные лишь для него геологогеофизические параметры: рельеф дна, глубинное строение, аномальные гравитационное и тепловое поле.
Трансформные разломы с чистым сдвигом.
К первому типу относятся так называемые идеальные трансформные разломы. Они характеризуются чисто сдвиговым относительным движением краев литосферных блоков и обладают уступообразным рельефом. Аномальное гравитационное поле, следуя за уступообразным рельефом, имеет характер-
(3.1).
Здесь % - коэффициент термической диффузии пород литосферы, Ф — функция вероятности, (7g + Cz) - температуры мантии под осевой зоной срединного хребта, т.е. при t = 0. В модели пограничного слоя глубина изотерм и подошвы литосферы, а также глубина дна океана h, отсчитываемая от ее значения на оси хребта, увеличиваются пропорционально значению з//.
Зависимость рельефа, положения изотерм и других характеристик океанической литосферы от возраста приводит к тому, что вне осевой зоны главных сдвиговых деформаций трансформного разлома со стороны более молодой и менее остывшей литосферы глубины дна и толщины литосферы будут меньше, а тепловой поток больше, чем со стороны более холодной старой. В этом случае, без учета теплообмена между разновозрастными блоками, мы должны были бы получить уступообразное распределение изотерм, подошвы литосферы и поверхностного теплового потока, наблюдаемых вдоль профилей, перпендикулярных простиранию трансформных разломов с чистым сдвигом (рис. 3.13). Отражение таких уступообразных структур в гравитационном поле представлено на рис. 3.13, а. пунктирными линиями. Расчеты показывают, что в такой ситуации увеличение разности возрастов участков литосферы, контактирующих по разломам, приводит
100
к увеличению амплитуды гравитационных аномалий и смещению положения экстремумов в распределении AgCB [38, 17, 47]. Так для блоков литосферы с возрастом 10 и 40 млн лет амплитуда аномалий превышает значение 60 мГал, а для блоков 10 и 20 млн лет составляет около 30 мГал.
Для расчета амплитуд аномалий гравитационного поля использовалась четырехслойная модель океанической литосферы, отвечающая современным геофизическим данным. Распределение плотностей пород в слоях океанической литосферы оп-
ределялось по средним значениям скоростей сейсмических волн, а контраст плотностей на границе литосферы - астеносферы был получен из условий изостатического равновесия двух разновозрастных блоков литосферы и варьировал в интервале 0,01-0,1 г/см3.
Результаты расчетов краевого грави-
тационного эффекта для “идеальных” трансформных разломов, разделяющих разновозрастные блоки литосферы, показывают, что при фиксированном возрасте молодого блока увеличение возраста старого блока /2 приводит к возрастанию величины Ag (см. рис. 3.13, профили 3, 5, 7, 9). Аналогично любое уменьшение возраста молодого блока Ц при фиксированном возрасте более старого блока t2 также приведет к возрастанию аномалий Ag (профили 4, 6, 8, 10). Причем амплитуда Ag возрастает прямопропорционально увеличению Аг при фиксированном возрасте одного из блоков (вне осевой части СОХ). Например, амплитуда краевого эффекта увеличивается от 25 мГал для возрастов контактирующих блоков /| = 10 и t2 = 20 млн лет (профиль 5) до 58 мГал при возрастах 0 = 10 и t2 = 40 млн лет (профиль 9). Такое увеличение Ag является следствием возрастания разности глубин (A2-^i) и подошв блоков литосферы (Н2-Н\), расположенных по разные стороны разлома, и до некоторой степени изменения в строении верхних слоев литосферы с возрастом. При фиксированной разности возрастов А/ = (/2-/i) с ростом абсолютных значений й и t2 происходит уменьшение разности глубин дна (h2-h{) и подошв литосферы (Я2-Я1), а, следовательно, уменьшается и гравитационный краевой эффект Ag.
Распределение гравитационных аномалий и рельефа дна, представленное на рис. 3.13 пунктирными линиями, приве
дено для случая “резкого” контакта молодого и старого блоков литосферы по разлому. В действительности, при контакте молодой, менее остывший блок будет отдавать тепло старому, более холодному. Этот процесс, называемый ла-
теральным теплообменом, изменяет уступообразное распределение характеристик литосферы (теплового потока, рельефа, подошвы литосферы и т.д.) на более плавный, постепенный переход от теплового режима старого к режиму молодого блока литосферы, соприкасающихся в зоне трансформного разлома [38, 47].
Для оценки эффекта латерального теплоперено-са на активном участке трансформного разлома можно воспользоваться решением уравнения теплопроводности:
ЭГ] дл
V +Т“ к~Г +л' <3-2^ az ) длл дх
„г ЭГ З/г.
Член с радиоактивностью в базальтовом слое (А)
можно опустить, так как его вклад в распределение температуры несущественен. Своеобразие задачи
Рис. 3.13. Краевой гравитационный эффект (а) и рельеф дна (б) над идеальными трансформными разломами, разделяющими разновозрастные блоки литосферы: / — без учета латерального теплообмена, 2 - с учетом латерального теплообмена
101
распределения температур в литосфере здесь заключается в разной направленности термического развития блоков литосферы по обе стороны от разлома. В самом деле, если с удалением от линии 0'00" к линии А'АА" (отрезки рифтовых зон СОХ) возраст “нижнего” блока литосферы (х<0) уменьшается и он нагревается по мере приближения к своему отрезку срединного хребта АА", то возраст соседнего, верхнего, блока литосферы (х>0), напротив, увеличивается и блок остывает, удаляясь от “своего” отрезка срединного хребта 00' (см. рис. З.П). В рамках двумерной модели возможно лишь приближенное решение этой задачи [17]. В первой итерации полагалось термическое состояние нижнего блока, заданное согласно (3.1) в соответствии с возрастом, меняющимся от /о до 0. Тогда одно из граничных условий будет иметь вид:
T(x=Q,z,t)= Ts - /))+ С- z. (3.3).
Остальные три условия обычны:
ЭТ/Эх = 0 при х —> °° ; dTjdz —» С при z —> ; Т = 0 при z = 0 (3.4). Начальное распределение температуры (в вертикальном сечении вдоль линии 0'00") предполагало невозмущенное распределение (3.1) для t = to ниже линии разлома х = 0 и
T=TS +C-z
выше линии разлома. Распределение температур, полученное для активной части, распространяется затем на пассивный участок трансформного разлома с помощью решения того же уравнения ( 3.2) по всей области -< х< с заменой граничного условия (3.3) при х - 0 на условие:
ЭТ7Эх=0 при х=—°° (3.5).
На рис. 3.14 приведен пример расчета температурного поля, рельефа дна, теплового потока, аномального гравитационного поля, глубины подошвы
литосферы и фазовых переходов для активного и пассивного участков трансформного разлома с разницей возрастов контактирующих блоков литосферы А/ = 30 млн. лет. Основным следствием учета латерального теплопереноса в активной части трансформного разлома является постепенное нагревание блока х >0 при контакте с более горячим блоком х<0 на участке
t0/2<t<tu (см. рис. 3.11).
Этот контакт приводит к распространению термической аномалии и связанного с ней повышения рельефа дна от осевой области разлома на 20-30 км в сторону холодного блока. Дополнительное превышение температуры становится меньше с удалением от оси хребта в пассивную часть разлома, однако и через 50 млн лет его следы обнаруживаются в виде размазанной широкой области превышения рельефа амплитудой 100-300 м. Поднятие поверхности рельефа и подошвы литосферы вносит противоположный вклад в гравитационные аномалии, и поэтому изменение амплитуды последних, вызванное теплообменом блоков на активном участке разлома, не превышает 5 мГал.
Как видно на рис. 3.11, верхний блок литосферы при f> to/2 контактирует с более молодым и горячим нижним блоком, в результате чего он нагревается, тогда как на участке 0</</0/2 он остывает при контакте с более древним и холодным нижним блоком. На первом этапе решения, когда рассматривалось невозмущенное распределение температуры (3.1) нижнего блока, процесс теплообмена на активном участке 0<z</q приводил к понижению температуры прилегающего края верхнего блока и, как следствие, к образованию депрессии в рельефе амплитудой 200-400 м (см. рис. 3.14, а). Это отражается и в понижении гравитационных аномалий на 10-15мГал. В следующем приближении, когда
Рис. 3.14. Изменение рельефа дна аномального гравитационного поля, теплового потока и термического режима литосферы приразломных зон со временем для трансформных разломов с чистым сдвигом
/ - с учетом теплопереноса, 2 - без учета теплопереноса, 3 - подошва литосферы, 4 - границы фазовых переходов
102
учитывается термическое состояние и нижнего блока, этот эффект уменьшается [17, 47].
Для гравитационных исследований немаловажное значение имеет тот факт, что аномалии AgCB по профилям вкрест простирания разлома в пределах его активного участка будут отличаться от аномалий AgCB по профилям в пределах пассивного участка и взятых для того же сочетания возрастов блоков литосферы (но уже для другого разлома), а, следовательно, и близкого их строения. Причина этого - различие термической эволюции блоков.
Таким образом, результаты расчетов (см. рис. 3.14) дают возможность оценить вклад каждого из рассмотренных эффектов в рельеф, тепловой поток и аномальное гравитационное поле. Хотя все изложенное в этом разделе касалось в основном первого геодинамического типа трансформных разломов -разломов с чистым сдвигом, необходимо иметь в виду, что процессы латерального теплообмена разновозрастных блоков литосферы имеют место и в двух остальных типах трансформных разломов с раздвижением и со сжатием краев плит.
Трансформные разломы с раздвижением Другой геодинамический тип трансформных разломов появляется, когда в относительном движении литосферных плит, контактирующих по разло
му, возникает компонента раздвижения. В этом случае легкоплавкие астеносферные и мантийные дифференциаты могут подниматься по разломной трещине. Поднятое высокотем-пературное мантийное вещество прогревает борта контактирующих блоков литосферы и за счет термического расширения слагающих их пород формирует “термический” рельеф приразломных зон, выражающийся в наличии характерных приразломных хребтов (см. рис. 3.12; рис. 3.15). Высота таких приразломных хребтов будет зависеть от глубины внедрения мантийного вещества и возраста контактирующих блоков литосферы (или их толщины).
Трансформные разломы этого типа характеризуется значительными аномалиями силы тяжести по амплитуде, достигающими величин 60-80 мГал, повышенными значениями теплового потока (например, разломные зоны Вима [342], Атлантис [129]), обнажениями ультраосновных, частично серпентинизированных пород по склонам приразломных хребтов от подошвы до вершины [93, 173, 174, 176, 112, 240], утонением и разуплотнением океанической коры под осевыми долинами разломов этого типа (например, разломные зоны Кейн [223, 66], Атлантис [129], Вима [368, 443] и др. (рис. 3.16). На основании этих фактов предполагается подъем высокотемпературного вещества мантии по ослабленной разломной зоне. При этом воз-
ИР S2 ВПз
Рис. 3.15. Батиметрические (сплошной линией) и гравиметрические (пунктирной) профили через трансформные разломы с раздвижением
а - ТР Вима (пр. 1, по [544], пр. 2, по [204], пр. 3, по [458], пр. 4, по [368], пр. 5, по [130]); б - ТР Романы (пр. 1, по [285], пр. 2, по [204], профили 3-6, по [542]); в-разломы северо-западной части Индийского океана, по [238]
1 - СОХ; 2 - трансформные разломы; 3 - топография; 4 - гравитационные аномалии; 5 - осадки
103
a
TP Вима
| I Г1 I T" | ' I ' I 1 I I------------------------1 I" ' I 1 " I ' 1 1 Г |
0 50 100 150 km
TP Романы
X X X > XXX
5
Рис. 3.16. Разрез земной коры и верхней мантии через трансформные разломы с раздвижением
а - ТР Вима, по [224]; б~ ТР Океанограф, по [492]; в~ ТР Кейн, по [223]; г -ТР Атлантис, по [66]; д - ТР Ро-‘ манш, по [66]
1 - осадки; 2 - слой 2; 3 - слой 3; 4 - мантия литосферы; 5 - зоны нарушений
104
можна ситуация, когда поднимающиеся мантийные дифференциаты застывают на значительной глубине (первые десятки километров) от поверхности дна, и ситуация, когда растяжение поперек разлома настолько велико, что мантийные дифференциаты успевают подняться по разломной зоне довольно близко к поверхности литосферы (до границы Мохоровичича и выше). Поднимающийся высокотемпературный мантийный диапир прогревает края блоков литосферы, прилегающие к разлому. При этом термическое расширение пород приводит к формированию так называемых термических приразломных хребтов. Высота таких хребтов будет зависеть от глубины внедрения мантийного вещества и возраста контактирующих блоков литосферы.
Геоморфологические и геофизические исследования трансформных разломов показывают, что центральная часть активного участка разлома является наиболее вероятным (хотя и не единственным) местом внедрения интрузии. Время действия интрузии может быть самым разнообразным. Кроме того, тепловое влияние отрезков рифтовой зоны, рядом с которыми проходит старый блок литосферы, до некоторой степени идентично возобновлению действия интрузии, так что вполне вероятным представляется распространение действия интрузии на ближайшую (3-5 млн лет) часть пассивного участка разлома.
Численная модель внедрения мантийной интрузии на активном участке трансформного разлома
позволяет количественно оценить геологогеофизические и геоморфологические следствия такого процесса [17, 47]. Для этого было использовано решение уравнения теплопроводности (3.2) с условиями (3.3), (3.4), причем в пределах интрузии поддерживалась температура
Т = Г, + С -
в течение всего времени ее действия.
Результаты расчетов показаны на рис. 3.17 для примера трансформного разлома со смещением рифтовой оси А/ = 30 млн. лет. Максимальное поднятие рельефа приразломных, термических хребтов достигает АЛ - 1,5 км, а ассоциированные с ним гравитационные аномалии А#—80мГал. Поднятие “термического'1 хребта не может превосходить по высоте уровень срединно-океанического хребта. С другой стороны, это поднятие зависит от толщины старого блока литосферы и глубины внедрения интрузии Л. Как видно из рис. 3.17, область океанической литосферы по обе стороны от разлома подвержена термическому влиянию интрузии. Это выражается в наличие приразломных ‘“термических” хребтов и повышенных величин теплового потока. С удалением от разломной зоны (ортогонально ее простиранию) тепловой поток будет приближаться к своим нормальным для данного возраста литосферы значениям.
Наблюдения показывают, что имеются трансформные разломы, у которых амплитуда рельефа приразломных хребтов быстро уменьшается с удалением в пассивную часть разлома от соответст-
Рис. 3.17. Изменение рельефа дна, аномального гравитационного поля, теплового потока и температурного режима литосферы ео временем на активном и пассивном участках трансформного разлома с раздвижением
Условные обозначения см. на рис. 3.14
105
вующего отрезка рифтовой оси (см. рис. 3.11, линия АА"). В таких разломах рельеф обрамляющих хребтов создан за счет термического расширения пород литосферы. Поэтому остывание высокотемпературной мантийной интрузии приводит к быстрому понижению рельефа приразломного хребта до первой сотни метров в течение 10-15 млн лет (см. рис. 3.17).
Существуют трансформные разломы, у которых высота приразломных хребтов в пределах их активных участков значительно превышает “термическую” высоту. А в пределах пассивных участков таких разломов заметная амплитуда приразломных хребтов может сохраняться в течение 80 млн лет и более остывания литосферы. Таковы, например, хребты, обрамляющие участки трансформных разломов Ро-манш, Вима, Чейн, Кейн и др. Хотя здесь рельеф приразломных хребтов понижается с возрастом литосферы, но все же он остается существенным на большом протяжении пассивных участков (см. рис. 3.15). Формирование таких хребтов, по-видимому, в значительной степени связано с явлением серпентинизации ультраосновного мантийного материала, поднимающегося вдоль стенок разломов на их активных участках.
При подъеме по разломной зоне с раздвижением до глубин 10 км и менее (от уровня дна океана), что приблизительно соответствует положению границы Мохоровичича в океанической литосфере, ультра-основная мантийная интрузия может попадать в зону циркуляции термальных вод. Здесь при Т= З00ч-500°С создаются благоприятные условия для процесса серпентинизации ультрабазитов. Наши расчеты (см. рис. 3.17, а), а также наблюдаемые над такими разломными зонами повышенные значения теплового потока (в 2-4 раза превышающие нормальные значения q для океанической коры) предполагают наличие температурного интервала серпентинизации на глубинах 3-10 км (эти глубины сильно зависят от положения кровли высокотемпературного интрузивного мантийного материала). Постепенная серпентинизация перидотитов понижает их плотность до значений, меньших плотности окружающих пород океанической коры, и приводит к увеличению их объема на 15-20% [45].
При температурах в несколько сотен градусов, характерных для низов коры, серпентиниты будут обладать низкой прочностью и высокой подвижностью относительно окружающих пород земной коры. В таких условиях (повышенное латеральное давление, трещиноватость разломной зоны) возможно образование серпентинитовых диапиров, которые, поднимаясь по ослабленной разломной зоне, участвуют в формировании приразломных хребтов наряду с эффектом термического прогревания. Процесс внедрения серпентинитовых диапиров ускоряется с увеличением степени серпентинизации (так, скорость поднятия серпентинитовых перидотитов, определенная по обнажениям серпентинитов вдоль бортов разломной зоны Вима, достигала порядка 1 мм/год) [174]. В
процессе поднятия серпентинитовые диапиры, видимо, могут захватывать также и небольшие блоки не-серпентинизированных перидотитов, габброидов и базальтов.
Как отмечалось, та часть рельефа приразломных хребтов, которая обусловлена термическим расширением пород, релаксирует уже через 10-15 млн. лет после прекращения активного действия мантийной интрузии. Рельеф приразломных хребтов, остающийся после термического остывания, обусловлен в основном протрузиями серпентинитов и связанными с ними поднятиями блоков земной коры. Эти хребты, видимо, сохраняются в рельефе дна значительный период времени (десятки миллионов лет) и прослеживаются вдоль пассивных участков трансформных разломов на многие сотни километров.
Станции драгирования позволили обнаружить по склонам многих разломных долин и приразломных хребтов базальтовые и габброидные породы, а также ультрабазиты (гарцбургиты, дуниты, лерцолиты и др.) с разной степенью серпентинизации [238, 253, 335, 123, 112]. Такие породы часто обнажаются по всему склону хребта (от подошвы до вершины), а иногда и полностью слагают приразломные хребты (участки разломных зон Вима, Оуэн, Романш, Сан-Паулу и др.). Во многих драгированных серпентинитах наблюда-ются четкие признаки формирования их в процессе тектонического выжимания [175].
Трансформный разлом Вима
Активный участок трансформного разлома Вима смещает отрезки Срединно-Атлантического хребта на 320 км в субширотном направлении вдоль 10°30'-11° с.ш. (t0 =26 млн лет). Разлом имеет четко выраженную U - образную долину, глубина дна которой достигает 5 200 м. Долина ограничена крутыми стенками (20-30°), и расстояние между стенками варьирует от 10 до 20 км (см. рис. 3.15, а). Южная стенка долины представляет собой склон узкого монолитного хребта, параллельного трансформной долине. Отдельные вершины хребта достигают глубин 500 м (от уровня моря) при средней глубине 2 000-2 500 м, в то время как глубины отрезков Срединно-Атлантического хребта, прилегающих с севера и с юга к разлому Вима, не превышают 2500 м (от уровня моря). Крутые стенки и общая форма хребта свидетельствуют о том, что он образован скорее поднятием океанической коры, чем действием подводных вулканов. Подобное объяснение, видимо, подходит и для северного приразломного хребта. Северный хребет разлома слабо выражен топографически (глубины дна 3 000-3 500 м) и плавно переходит в абиссальную равнину, глубины которой следуют общей зависимости от возраста нормальной океанической литосферы при удалении от оси срединного хребта.
Таким образом, существует топографическая
106
асимметрия через разломную зону Вима. К югу от основной долины разломной зоны Вима, параллельно ей прослеживаются две широкие неактивные депрессии, которые разделены невысоким поднятием. Разломная долина с сопряженными хребтами также выражена и в пассивных участках, хотя и менее четко. Ровное днище долины продолжается на запад до 44°30' з.д. Далее долина несколько сужается и простирание ее становится чуть более северным [544]. Трансформная долина мелеет у южного сегмента срединного хребта, а восточный участок пассивной части разлома Вима в виде одиночного желоба простирается далеко на восток в котловину Зеленого Мыса (в районе 38° з.д. желоб имеет глубину вреза 600-900 м, а высоты южного и северного склонов соответственно равны 1900 и 1000 м).
Активная часть разлома Вима сейсмична. Эпицентры землетрясений расположены в основном вдоль подножия южной стенки разлома; механизмы в очагах свидетельствуют о преимущественно сдвиговом движении по трансформному разлому [519]. Пассивные участки разлома асейсмичны.
Профили МОВ показывают, что долина разлома Вима заполнена мощным слоем осадков (1000-1200 м), который лежит на хорошо отражающей поверхности фундамента, залегающей на глубине 6200-6500 м под уровнем моря [544]. Бурение на судне “Гломар Челленджер” (рейс 4, скв. 26, 10°54' с.ш., 44°03' з.д.) показало, что осадки представлены главным образом плейстоценовыми турбидитными отложениями, привлеченными с Демерарской абиссальной равнины под влиянием конуса выноса р. Амазонки. Средняя скорость осадконакопления около 120 см за 1000 лет [156]. Осадки разломкой долины в целом залегают однообразно, ровным слоем. Пологая волнистость может быть результатом эрозионной деятельности, различной степени уплотнения и продолжающимся поднятием приразломных хребтов.
Детальные сейсмические исследования осадочного чехла разломной долины позволили обнаружить нарушенную зону вдоль ее простирания. Характер деформаций свидетельствует о наличии локальных областей сжатия и растяжения, имеющих, по-видимому, подчиненный характер и косвенно связанных с относительным движением контактирующих плит. Области скучивания и воздымания осадков могут быть обусловлены внедрением локальных мантийных протрузий под осадочным чехлом [235]. Такие нарушения верхних частей осадочного чехла могли произойти в течение 500 тыс. лет. Ложе долины под осадочным чехлом (по данным МОВ) представляет собой ряд возвышенностей и депрессий [235, 544]. Глубинное строение океанической литосферы в приразломной зоне, полученное по результатам сейсмических исследований в районе 42° з.д.-43° з.д. показывает, что сейсмический слой 3 океанической коры (Гр=5,9-6,3 км/с) под разломной долиной значительно утонен (мощность его около 2,5 км) [368].
Непосредственно под этим слоем залегают породы верхней мантии (Гр=8,12 км/с), кровля которой располагается выше ожидаемой границы Мохоровичича. Все это говорит в пользу подъема высокотемпературного мантийного вещества по разломной трещине на исследуемом участке разлома. Высокотемпературное мантийное вещество здесь, видимо, было поднято до глубины проникновения гидротермальной циркуляции.
Горные породы, драгированные вдоль стенок разломной зоны, включали базальты, метабазальты, габбро, метагаббро, достигающие амфиболитовой стадии метаморфизма, а также серпентинизирован-ные перидотиты в различной степени серпентинизации [174]. Отмечается асимметрия в составе горных пород между южным и северным бортами. Хотя базальты преобладают на всех уровнях разреза, их химический состав для южной и северной стенок слегка отличается: базальты, слагающие северную стенку, близки по составу к базальтам, обнаруженным на оси Срединно-Атлантического хребта. На северном хребте выше содержания габбро, серпентинитов, в то время как высокометаморфи-зованные амфиболиты и милониты встречаются на южном склоне. Серпентиниты обнажаются почти на всех уровнях вдоль стенок разломной долины. Морфологические, сейсмические и петрологические данные в окрестности разломной зоны Вима дают возможность предположить, что северный блок сходен по строению с нормальной океанической корой, сформированной в осевой зоне Срединно-Атлантического хребта [174]. На строение южного борта большое влияние, видимо, оказали процессы, происходящие непосредственно в разломной зоне, а именно диапировое поднятие сер-пентинизированных ультрабазитов, ответственных за высокие приразломные хребты. По мере поднятия серпентинизированные породы могут захватывать обломки окружающих горных пород (гарцбургиты, перидотиты, метагаббро, габбро) и приносить их в более высокие слои земной коры.
Активная часть разломной зоны Вима характеризуется повышенным тепловым потоком со средним значением более 3-10'6 кал/см2, при этом максимальные значения q приурочены к собственно разломной долине (^ср~ 3,42±1,00 ЕТП), а именно, к ее середине, к участку, равно удаленному от отрезков оси Срединно-Атлантического хребта (1q/2). Здесь в отдельных местах значения q > 6,2 ЕТП, несмотря на то что осадки большой мощности уменьшают значения теплового потока через фундамент на 20 - 30% [342].
Максимальные значения аномалий Agc.B. приурочены к южному хребту разлома Вима и достигают 100-120 мГал. Отрицательные аномалии, приуроченные к центральной долине, достигают -80 мГал [458]. Дж. Робб и М. Кейн провели интерпретацию аномального гравитационного поля в рамках двухслойной модели литосферы со следующими параметрами: рводь1 =1,03 г/см3, рк0Ры = 2,60 г/см3, рмантии = 3,15 г/см3; для мощного оса-
107
дочного слоя, заполняющего локальные впадины, по данным бурения, выбиралось значение р = 1,90 г/см3 [156]. Литосфера ограничивалась на глубине 40 км ровной изобарической поверхностью. Рассчитанные в рамках этой модели аномалии Ag хорошо согласуются с наблюдаемыми. Форма аномалий Буге с учетом двухслойной модели предполагает существование избытка масс под южным хребтом и меньший избыток масс под северным. По-видимому, непосредственно под осевой частью разлома Вима имеется область менее плотных масс,
Рис. 3.18. Трансформный разлом Вима
а - схема относительного движения плит; б - гравитационные аномалии (наблюденные по [458] - сплошной линией, вычисленные - точками); в - сводные разрезы глубинного строения термического режима литосферы по гравиметрическим сейсмическим данным
1 - плотностные границы значения плотностей, г/см3, 2 сейсмические отражающие горизонты, по [368], 3 - положение изотерм в литосфере 1300 °С=1,0
которая может быть заполнена разогретым мантийным материалом, поднимающимся в условиях разлома с раздвижением.
Из обсуждавшихся выше данных в зоне трансформного разлома Вима отмечается существование высокого южного хребта, сложенного преимущественно мантийными серпентинизированными перидотитами, значительное разуплотнение мантии под трансформной долиной, аномально высокие значения теплового потока и своеобразный характера аномалий Ag0B. Все это предполагает наличие высокотемпературной мантийной интрузии (поднятия астеносферы) на участках разломной зоны Вима, поднятой по разломной трещине до уровня проникновения термальных вод. Расчет термического режима блоков литосферы, контактирующих по трансформному разлому при внедрении высокотемпературного вещества мантии до глубин 10-11 км (от уровня моря), приведен на рис. 3.18. Он показывает, что для рассматриваемого профиля 1,5-2 км от всей высоты приразломного хребта может быть обусловлено повышением температуры краев блоков вследствие внедрения интрузии. Оставшиеся 2 км высоты приразломных хребтов можно объяснить мантийным серпентинитовым диапиризмом. Температурный интервал серпентинизации (~500-300°С) располагается здесь согласно расчетам на глубине 9,5-7,0 км от уровня моря под осью трансформной долины.
Глубинное строение литосферы в окрестности разломной зоны Вима, построенное на основании интерпретации наблюдаемого гравитационного поля, сейсмических данных и рассмотренных выше теоретических предпосылок, представлено на рис. 3.18, в. В этой модели северный блок имеет строение, близкое к нормальной океанической коре. В то же время южный блок нарушен древними разломами, создающими депрессии в рельефе фундамента на месте обширного гравитационного минимума. Непосредственно под разломной долиной, ниже километровой толщи осадков, в области интенсивных деформаций располагается низкоплотный, трещиноватый материал, сложенный милонитами, базальтом, габбро и серпентинитами. Стенки долины и приразломный южный хребет также сложены этими породами. На глубине около 8-9 км скорости сейсмических волн, а, следовательно, и плотности пород довольно резко увеличиваются, что, видимо, соответствует блоку габброидных и перидотитовых пород с малой степенью серпентинизации. Сейсмическая граница на глубине 11 км может представлять глубину кровли высокотемпературной мантийной интрузии. Гравитационное поле, рассчитанное от такой гео-
108
динамической модели, хорошо совпадает с наблюдаемым (см. рис. 3.18,6).
После прекращения активного действия мантийной интрузии “термическая” компонента рельефа, а значит, и соответствующая часть высоты приразломного хребта быстро (за 10 - 15 млн. лет) уменьшаются. В то же время поднятия серпентини-зированных ультрабазитов будут сохраняться значительное время и прослеживаться в пассивных участках разломной зоны.
Таким образом, в рамках рассмотренной модели трансформных разломов с раздвижением получают объяснение такие факты, связанные с внедрением мантийных интрузий, как наличие приразломных хребтов, повышенные значения теплового потока, проявления серпентинитов вдоль стенок хребтов и существование утоненной, разуплотненной коры под осевой зоной трансформных долин.
Трансформные разломы со сжатием
Трансформные разломы, осложненные компонентой движения сжатия, ортогональной простиранию разлома, существенно отличаются от рассмотренных выше трансформных разломов с раздвижением по своей морфологии, глубинному строению и геофизическим характеристикам. Даже небольшая компонента сжатия, в том числе и на порядок величины меньшая основной компоненты движения скольжения, вызывает резкую морфологическую асимметрию разлома, выражающуюся в появлении динамически сопряженных морфоструктур: приразломного невулканического хребта, глубоководного желоба, а иногда и краевого вала, схематически представленных на рис. 3.12.
Именно сжатие краев плит приводит к появлению динамических форм рельефа разломной зоны, типичных для островных дуг, и так же, как в дугах, значительные по амплитуде перепады и характерная форма аномалий AgCI, свидетельствуют о нарушении изостазии на участках трансформных разломов. Учитывая особенности взаимодействия краев литосферных плит по трансформным разломам со сжатием, предполагается, что наблюдаемые в таких разломных зонах морфоструктуры образованы в процессе надвигания одного края литосферы на другой и обязаны своим существованием условно мгновенной прочности литосферы. Такой подход позволяет объяснить природу больших гравитационных аномалий в свободном воздухе, наблюдаемых над приразломным хребтом, и значительных отрицательных аномалий над желобом. Примерами трансформных разломов этого типа являются Барракуда, восточный участок Азоро-Гибралтарского разлома, разлом Маккуори и др.
Трансформный разлом Барракуда
Разломная зона Барракуда простирается от Срединно-Атлантического хребта (трансформный раз
лом 15°20' с.ш.) до Малых Антильских островов и представляет собой активную границу между Южноамериканской и Североамериканской плитами. Из модели мгновенной кинематики литосферных плит следует, что в своей западной части (55 -60° з.д.) разломная зона Барракуда - трансформный разлом со сжатием (величина скорости сближения блоков 1 - 2 мм/год). В восточной части этого разлома ожидается небольшая компонента раздвижения [38].
Основная топографическая особенность западной части разлома - приразломный хребет Барракуда, имеющий очень крутой северный склон (=30°) и более пологий (=10°) южный. Вершины хребта возвышаются на 2000 - 2500 м над уровнем примыкающих абиссальных равнин и достигают глубин 3500 м. Глубокий приразломный желоб, расположенный к северу от хребта, полностью засыпан трехкилометровой толщей осадков и четко фиксируется лишь сейсмическими и гравиметрическими данными [170].
Аномалии силы тяжести в свободном воздухе по профилям, пересекающим разломную зону, по форме напоминают аномалии над островными дугами (рис. 3.19,а). Величины положительных аномалий в свободном воздухе над хребтом превышают 30 мГал, в то время как отрицательные аномалии над желобом со стороны Барракудской абиссальной равнины достигают -140 мГал [170]. На рис. 3.19,а приведен сводный разрез глубинного строения зоны трансформного разлома Барракуда, построенный по батиметрическим, гравиметрическим и сейсмическим данным. Плотности слоев выбирались в соответствии со скоростями сейсмических волн и со средними значениями для нормальной океанической корь:. Они составляли 1,9 -2,3 г/см3 для осадков, 2,7 г/см3 - для сейсмического слоя 2, 2,9 г/см3 - для слоя 3 и 3,3 г/см3 - для верхней мантии литосферы.
Профиль, представленный на рис.3.19,а, пересекает довольно старые блоки литосферы, контактирующие по трансформному разлому (возраст блоков, определенный по линейным магнитным аномалиям, составляет =75 - 80 млн лет [27]). Глубина подошвы литосферы в этих блоках близка к своему асимптотическому значению (= 90 км). Низкие значения теплового потока в приразломной зоне (0,70 - 1,09 ЕТП [170]) не предполагают каких-либо аномально разогретых тел на данном участке трансформного разлома.
Наша модель в отличие от [170] предполагает сжатие и частичное надвигание слоев коры одного блока на другой, т.е. задирание верхних слоев надвигаемого блока литосферы [38, 47]. Этот факт подтверждается сейсмическими данными: если граница земной коры и мантии (граница Мохоровичича) под абиссальными равнинами залегает довольно спокойно с обеих сторон от разлома на глубине около 14 км, то непосредственно под приразломным хребтом отражающий горизонт надвигаемого блока (Гр=7,9-*-8,4 км/с) задирается вверх и
109
Глубина, км д£> мГал
Рис. 3.19. Гравитационные аномалии и сводные разрезы глубинного строения литосферы трансформных разломов со сжатием
а - ТР Барракуда (разрез основан на интерпретации гравиметрических и сейсмических данных, по [170] с добавлениями; б - восточный участок Азоро-Гибралтарского ТР (разрез основан на интерпретации гравиметрических и сейсмических данных, по [446] с добавлениями
Условные обозначения см. на рис. 3.18
достигает уровня 10 км [170]. Гравитационный эффект, рассчитанный от такой модели, довольно хорошо совпадает с наблюдаемым полем (см. рис. 3.19, а).
Относительные движения литосферных плит, наблюдаемый рельеф дна, аномальное гравитационное поле, а также результаты сейсмических исследований свидетельствуют в пользу надвигания блока Южноамериканской плиты на Североамериканскую на рассматриваемом участке трансформного разлома Барракуда. При этом характерно, что более старый блок надвигается на более молодой. Это обстоятельство может быть обусловлено тектоническим поднятием Демерарской возвышенности.
Далее к западу трансформный разлом Барракуда сочленяется с северной границей Карибской плиты, которая представляет собой не что иное, как трансформный разлом со сжатием. Но в отличие от разлома Барракуда он сформировался на типичной зоне субдукции и поэтому в значительной мере унаследовал результаты более ранних тектонических движений, сохранившихся в рельефе дна в виде глубоководного желоба Пуэрто-Рико и цепи Больших Антильских островов.
Азоро-Гибралтарский трансформный
разлом
Восточная часть Азоро-Гибралтарской разломной зоны — также пример трансформного разлома со сжатием. Модель мгновенной кинематики плит оценивает скорость сжатия здесь в 0,4-0,5 см/год
[47], причем состояние сжатия находит отражение и в механизмах в очагах землетрясений [446]. Сжатие двух плит на этом участке разлома фиксируется высоким приразломным хребтом Горри ндж и сопряженным с ним глубоким желобом, засыпанным шестикилометровой толщей осадков. Хребет Горриндж имеет длину 100 км и ширину 80 км и возвышается на более чем 5000 м выше прилегающих абиссальных равнин. Он состоит из двух подводных гор Геттисбург и Ормонд с вершинами, достигающими 25 и 100 м ниже уровня моря соответственно. Подводные горы сложены преимущественно сильно серпентинизиро-ванными перидотитами и габброидами [217].
Возможно, что этот хребет был сформирован в ре
зультате внедрения серпентинитовых диапиров в период этапа небольшого растяжения вдоль трансформного разлома вблизи СОХ. Об этом свидетельствуют сохраненные отпечатки пластической деформации, сформированные в мантийных условиях и установленные по результатам микроструктурного анализа пород из массива Геттисбург [217]. Попав впоследствии в зону трансформного разлома, осложненную небольшой компонентой сжатия, этот облегченный хребет сравнительно легко мог быть надвинут на погружающиеся слои соседнего блока литосферы.
Интенсивные аномалии силы тяжести в свободном воздухе (4-190 мГал над хребтом и -90 мГал -над желобом), а также характерная форма гравитационной кривой свидетельствуют об явном нарушении изостазии, вызванном динамическим сжатием краев соседних литосферных плит. В модели, представленной на рис. 3.19,6, при выборе плотностных параметров использованы сейсмические данные, полученные при исследовании этого района [446]. Здесь, как и в случае разлома Барракуда, мы полагали, что при сжатии происходят “задирание” слоев надвигаемого блока и частичное погружение под-двигаемого блока. Значительная роль в погружении последнего блока отводится нагрузке осадков, прогибающей слои океанической коры южнее хребта Горриндж.
Результаты интерпретации гравитационного поля и представленные глубинные разрезы литосферы для трансформных разломов со сжатием краев контактирующих плит свидетельствуют о том, что причина аномального распределения плотностей
НО
пород в приразломной зоне вызвана надвиганием верхних слоев коры блока литосферы на другой.
3.3.2. Области пересечения трансформных разломов и срединно-океанических хребтов
Морфотектонические провинции областей пересечения
В последние годы была получена новая геологогеофизическая информация (в том числе с помощью подводных обитаемых аппаратов) о структуре литосферы и характере деформаций в зоне сочленения трансформных разломов и рифтовых зон СОХ. Наиболее детально были исследованы области сочленения рифтовой долины САХ с такими трансформными разломами, как Океанограф [427, 559], Кейн [309], в Тихом океане - область сочленения трансформных разломов .Клиппертон [314] и Тамайо с рифтовой зоной ВТП [524]. Результаты этих и более ранних исследований были обобщены и тектоническая модель областей пересечения трансформных разломов и СОХ была представлена в работе [252].
Морфологическая выраженность и глубинная структура литосферы в областях пересечения рифтовых зон и трансформных разломов зависит от скорости спрединга и длины трансформного смещения [489]. В пределах этих областей выделяют шесть различных морфотектонических провинций (рис. 3.20): I - дно медианной долины рифтовой зоны; II - пересечение трансформной долины с медианной долиной рифтовой зоны; III - нетрансформный угол области пересечения трансформного разлома и рифтовой зоны; IV - трансформный угол области пересечения трансформного разлома и рифтовой зоны; V - трансформная долина; VI - нетрансформная долина разломной зоны.
Провинция I заключает осевую долину рифтовой зоны. Дно долины довольно изрезано, а относительная глубина ее увеличивается по мере приближения к области пересечения. Здесь преобладают вытянутые молодые вулканические структуры, ориентированные, как правило, параллельно или почти параллельно простиранию оси СОХ и тектонически контролируемые трещинными излияниями (западное и восточное пересечение ТР Кейн [309]). Цепочки небольших вулканических холмов образуют вытянутые хребты. Холмы имеют коническую форму с основанием до 10 м в диаметре и высоту до 20 м. Вскоре после формирования конструктивной вулканической области в пределах осевой долины ее топография нарушается трещинами и сбросами (например, восточное пересечение ТР Океанограф [427]).
Признаки активного сбросо- и трещинообразо-вания обнаруживаются почти повсеместно, однако в отдельных местах можно наблюдать отсутствие наложенных трещин и сбросов в области самых
Трансформный Нетрансформный
Д Трансформный Д*
угол
2
3
4 км
Нетрансформный Приразломный
10 км
[sss>2 3Г1П5
Рис. 3.20. Морфотектонические провинции областей пересечения трансформных разломов и срединноокеанических хребтов
а - расположение провинций; б - разрезы через различные провинции области восточного пересечения ТР Кейн, по [309]
1 - быстро охлаждающаяся кора молодой литосферы; 2 ~ серпентинито-вые диапиры; 3 - гидротермальные образования; 4 — разломы и сбросы; 5 - мантийные интрузии
111
молодых свежих вулканических излияний (например, западное пересечение?? Кейн [309]). Трещины имеют ширину 0,5-50 м и прослеживаются на несколько десятков метров в длину. По данным визуальных наблюдений трещины и сбросы в медианной долине часто скрыты вследствие проявления современных вулканических излияний, скопления осыпей, состоящих из грубых обломков подушечных лав размером от нескольких сантиметров до 100 м и более, а также в результате накопления пелагических осадков, стремящихся скрыть рельеф фундамента рифтовой долины и заполнить трещины и пустоты между подушечными лавами, особенно вблизи зоны пересечения [427]. Наличие осыпей даже в самой молодой центральной части осевой долины свидетельствует о том, что разрушение уступов и смещение блоков вулканического фундамента происходит вскоре после того, как эти структуры сформировались. Широко распространенные нормальные сбросы, являющиеся поверхностным выражением тектонического растяжения, обращены в сторону осевой долины и создают локальный рельеф высотой 100-200 м, создаваемый поднятыми и опущенными блоками.Характерным элементом провинции II является глубокий но-дальный бассейн. В работе А.Мазаровича и Н.Турко все разнообразие нодальных бассейнов было объединено в восемь основных типов, различающихся по своему строению, форме и условиям образования (рис. 3.21) [79]. Большинство нодаль-ных бассейнов имеют, как правило, треугольную форму и ограничены крутыми вулканическими хребтами, ориентированными параллельно простиранию стенок рифтовой долины. Вулканические хребты представляют собой продолжение активной неовулканической зоны через трансформную долину. Протягиваясь на расстояние порядка 10 км, они ограничиваются старой, холодной стенкой трансформного разлома (например, области пересечений ТР Кейн) [309].
Местоположение осевых вулканов в зонах пересечений определяет два важных следствия. Одно из них заключается в том, что спрединг может быть асимметричным в тех областях, где большее количество вулканического материала добавлено к зоне нетрансформного угла, чем к зоне трансформного. Это приведет к тому, что с одной стороны от рифтового сегмента будут более мощные вулканические отложения, чем с другой (южное сочленение ТР Кейн). Второе следствие заключается в том, что вулканы отмечают ограничение аккреционных процессов по мере приближения к трансформному разлому. В трансформном разломе Кейн, например, современная граница сегмента спредингового хребта лежит вблизи основания более древней, холодной стенки трансформного разлома [309]. Такой контакт нагретой осевой магматической камеры с холодной трансформной стенкой может вызвать вмещение горячего материала вблизи последней, что идентично действию высокотемпературной мантийной интрузии. В результате такой интрузив
ной активизации следует ожидать разогревания литосферы, сбросо- и разломообразования, интенсивной гидротермальной циркуляции, приводящей или к внедрению ультраосновных серпентинитовых протрузий (например, северо-восточное сочленение трансформного разлома Оуэн с рифтовой зоной хребта Шеба), или к отложению гидротермальных металлоносных образований на древних стенках трансформного разлома напротив вулканических хребтов рифтовой долины (ТР Кейн [309]).
Простирание немногочисленных сбросов и трещин, прорезающих молодые вулканы в этой провинции, параллельно простиранию как рифтовой зоны, так и трансформных разломов. Трудность идентификации простирания разломов и трещин состоит в том, что дно нодального бассейна часто сглажено слоем карбонатных илов или других осадочных отложений, скрывающих обнажения пород фундамента. Согласно сейсмическим данным, например, в области восточного пересечения ТР Океанограф толщина осадочного слоя в нодальном бассейне достигает 100 м [427]. Можно назвать несколько процессов, приводящих к накоплению относительно мощного слоя осадков в этой провинции. Возможно, бассейн действует как место аккумуляции осадков, сносимых с окружающих поднятий. С другой стороны, возможно, важную роль в перераспределении молодых осадков играют здесь донные течения, параллельные простиранию рифтовой и (или) трансформной долины, которые прерываются в бассейне треугольной формы, действующем как ловушка для пелагических осадков [427].Исследование провинций III в областях пересечения трансформных разломов и рифтовых зон довольно ограничено. С помощью фотокамеры АНГУС и глубоководного драгирования для восточных пересечений рифтовой зоной САХ с трансформными разломами Кейн [309] и Океанограф [427] установлено, что большая часть провинции покрыта осадками. Простирание сбросовых уступов и трещин близко к простиранию рифтовой зоны. Структуры, параллельные простиранию трансформного разлома и сдвиговым смещениям, не типичны. Образцы драгированных пород свидетельствуют о преобладании здесь выветренных и раздробленных базальтовых разностей.
Провинция IV - область трансформного угла -исследована довольно хорошо, в том числе с помощью подводного фотографирования и подводных обитаемых аппаратов (например, трансформные разломы Кейн [309], Океанограф [427], Тамайо [524]). Она характеризуется развитием многочисленных трещин и сбросов с простиранием, промежуточным между простиранием рифтовой долины и трансформного разлома. Обычны также уступы, параллельные простиранию трансформного разлома и обращенные в сторону трансформной долины. На примерах трансформных разломов Кейн и Океанограф не было обнаружено доказательств сдвиговых перемещений вдоль таких уступов. Дж.Карсон с соавторами [309] полагают, что уступы образованы в результате нормального сбросо-
112
Рис. 3.21. Нодапьные впадины трансформных разломов Атлантического океана, по [79]
1-5 - простые нодапьные впадины: 1 ~ район ФАМОУС. 2 - разломы Страхова (Л) и Долдрамс (Б). 3 - разлом Зеленого Мыса, 4 - разлом Вернадского. 5 - разлом Марафон: 6-8 - сложные впадины: 6 - разломы Вима (А) и Кейн (Б. В). 7 - разломы Курчатов (А). Меркурий (Б) и 32° ю.ш., 8 - разломы Атлантис (Л) и Кокс (Б)
1 - борта рифтовой долины. 2 - борта желобов разломов. 3 ~ изобаты, 4 ~ угловые поднятия
113
пы образованы в результате нормального сбросо-образования. В этой провинции преобладают крутые (70-90 ) сбросовые уступы, имеющие высоту от нескольких десятков до 150 м. Вместе с сопутствующими террасами (шириной от десятков до сотни метров) сбросы формируют уступообразную форму наклонных стенок. Рельеф террас довольно изрезан и характеризуется чередованием локальных депрессий и поднятий амплитудой в несколько метров.'
Предполагается, что такие ундуляции рельефа являются результатом осадконакопления на вулканическом основании и некоторых подвижек по малоактивным разломам и трещинам, покрытым осадками. Большинство уступов и сбросов в этой провинции выглядят малоактивными: обнажающиеся породы выветрены и изменены эрозией, осыпи переслоены с пелагическими осадками и образуют более пологие склоны уступов. Образцы пород, собранные из уступов или свежих осыпей, представлены деформированными и метаморфизованными диабазами, базальтами, серпентинизиро-ванными перидотитами.
Провинция трансформной долины (провинция V) характеризуется крутыми уступообразными стенками, ограничивающими дно долины, которое часто осложнено линейными, узкими депрессиями и хребтами, параллельными простиранию долины. В тектонике локальных структур на более древней стенке лучше видны следы сдвиговых перемещений по падению, чем по простиранию разлома. Более древние стенки долины отличаются от более молодых большим количеством осадков и менее интенсивными осыпными процессами.
В отличие от трансформной долины в нетрансформной зоне (провинция VI) совсем отсутствует активное сбросообразование, вызванное сдвиговыми перемещениями по простиранию разлома. Здесь возможны подвижки по падению плоскости разлома вследствие локального изостатического выравнивания и различной скорости остывания разновозрастных блоков литосферы, расположенных по обеим сторонам разломной зоны. Существует различие в структуре более древней и более молодой стенок разломной долины в этой провинции. Различия тем больше, чем больше скорость спрединга и длина трансформного смещения рифтовых сегментов (т.е. чем больше возрастной контраст блоков литосферы, контактирующих по разлому). Более древние стенки не являются местом современной тектонической активности и, в отличие от более молодых, покрыты мощным слоем осадков, частично скрывающих выветрелые базальты, габбро, метагаббро и серпентиниты. Более молодые стенки имеют гораздо меньше осадков, а дно состоит из излившихся застывших подушечных лав.
Неортогональное сочленение трансформного разлома и СОХ несколько нарушает изложенные закономерности. Внутренняя долина рифтовой зоны становится более широкой и менее выраженной, нодальный бассейн, оставаясь одним из самых глубоких участков, принимает форму параллелограм
ма (например, западное сочленение ТР Океанограф [559]. Рифтовая зоны САХ, ортогонально приближаясь с юга к ТР Океанограф, изменяет свое простирание к северо-востоку, не доходя 30 км до области пересечения. Наиболее четкие указания о неортогональном сочленении и простирании оси рифтовой зоны дают магнитные аномалии, однозначно фиксирующие современное местоположение оси спрединга. Наклонное сочленение трансформных разломов и рифтовых осей распространено довольно широко, например, пересечения ВТП с трансформными разломами Сикейрос, Тамайо, пересечение САХ с трансформным разломом Курчатова, западное пересечение трансформного разлома Чарли-Гиббс с рифтовой зоной САХ. Последний пример - исключение, так как неортогональное сочленение типично для трансформных разломов с малым смещением и (или) для СОХ с большими скоростями спрединга [559].
Глубинное строение областей пересечения
При рассмотрении характера изменения морфоструктур в зонах пересечения рифтовых зон и трансформных разломов явно проявляется следующая закономерность: рельеф дна становится более выраженным и контрастным по мере уменьшения скорости спрединга и увеличения толщины блока литосферы, контактирующего с рифтовой зоной СОХ через разлом [252].На рис. 3.22 представлены области пересечения трансформного разлома Океанограф (мощность блока литосферы 35 км) с рифтовой зоной САХ и трансформного разлома Тамайо (мощность блока литосферы 15 км) с осевой зоной ВТП. В первом случае глубина до но-дального бассейна составляет около 5000 м, а перепады рельефа в области пересечения достигают 4000 м, во втором случае - соответственно 3400 и 1000 м. Зависимость максимальных глубин но-дального бассейна от мощности литосферы, определяемой по закону At, свидетельствует о систематическом увеличение глубины бассейна с увеличением возраста старого блока литосферы (рис. 3.23).
Формирование тектонически спокойной глубокой нодальной депрессии, видимо, является следствием охлаждающего воздействия холодной стенки трансформного разлома, ограничивающей блок старой литосферы, на разогретую осевую область рифтовой зоны СОХ. В областях сочленения трансформных и дивергентных границ плит остывающий “трансформный” блок литосферы находится в контакте с тонкой (5-10 км) литосферой активной рифтовой долины СОХ. Именно на этих глубинах достигается температура плавления базальта под осью СОХ. Положение изотерм, рельеф дна и аномалии поля AgCB для расчетных модельных вариантов контакта оси хребта и холодных блоков литосферы разных возрастов показаны на рис. 3.24. Амплитуда аномалий AgCB растет с уве-
114
Рис. 3.22. Сравнение батиметрии трансформного угла в зависимости от мощности старого холодного трансформного блока литосферы для областей пересечения ТР Океанограф с САХ и ТР Тамайо с ВТП (глубина - в метрах), но [252]
т.р. Вима и САХ [444], предполагают наличие коры, нарушенной сдвиговыми деформациями, и гидратированных верхнемантийных пород. Кроме изменения рельефа и структуры коры, в областях пересечения следует ожидать уменьшения интенсивности проявления активных вулканических процессов.
Исследования областей пересечения рифтовых зон СОХ, имеющих средние и высокие скорости раздвижения (Испред = 6-И2 см/год), с трансформными разломами Тамайо, Ривера, Инка, Орозко, Сикейрос свидетельствуют о сходных морфотектонических закономерностях, характерных и для хребтов с медленными скоростями раздвижения, но размеры структур в этом случае несколько меньше (рис. 3.25). Однако имеются и некоторые отличия: чем больше трансформное смещение, или скорость спрединга, тем более выраженное развитие имеют наклонные структуры [252]. Глубоко-
чением возраста, а, следовательно, и толщины старого блока, и для профиля 2 (0-50 млн лет) достигает 100 мГал.
Однако только термического взаимодействия блоков, видимо, недостаточно для формирования такой глубокой депрессии. Можно предположить здесь также наличие некоторого механического перемещения астеносферного вещества под молодым блоком литосферы, обусловленное относительным смещением вдоль простирания разлома мощной и холодной литосферы старого блока.
Таким образом, анализ областей пересечения различных трансформных разломов с рифтовыми зонами медленно раздвигающихся СОХ позволяет выявить некоторые общие черты в структуре этих зон. Так, по мере приближения к области пересечения глубина осевой рифтовой долины увеличивается, а стенки рифтовой долины, обращенные к активному участку разлома, изменяют свое простирание и становятся более наклонными. В провинции трансформного угла формируется характерный нодальный бассейн. В то же время противоположная стенка рифтовой долины, примыкающая к пассивному участку трансформного разлома, не изменяет своего простирания [252].
Геофизические данные свидетельствуют о нарушении скоростной и плотностной структуры коры в области пересечения по сравнению с нормальным ее строением. Так, утоненная кора, согласно сейсмическим данным, установлена в областях пересечения рифтовой зоны САХ с трансформными разломами Кейн [213] и Океанограф [492]. Аномально низкие сейсмические скорости, обнаруженные в области пересечения
Глубина, м
Рис. 3. 23. Зависимость максимальных глубин модального бассейна от мощности старого холодного трансформного блока литосферы для областей пересечения трансформных разломов со срединно-океаническими хребтами, по обобщению [252]
1 — восточное пересечение ТР 33° с.ш. со САХ; 2, 3 - ТР С; 4, 5 - ТР Курчатова; б, 7 - ТР А; 8, 9 - ТР Б; 10 - ТР Тамайо; 11 -ТР Ф; 12 - восточное пересечение ТР Бланко с хр. Горда; 13,14 -ТРАтлантис; 15-ТР 13°с.ш.; 16, 17-ТРОкеанограф; 18- западное пересечение ТР Хайес со САХ; 19,20- ТР Кейн; 21 - восточное пересечение ТР Шпицберген; 22 - ТР 15°с.ш.; 23, 24 - ТР Вима; 25 - пересечение ТР Ориенте с хр. Кайман; 26 - пересечение ТР Сван с хр. Кайман
115
Рис. 3.24. Двухмерная модель контакта трансформного разлома со срединно-океаническим хребтом
Условные обозначения см. на рис. 3.14
водные исследования в области пересечения трансформного разлома Тамайо и осевой зоны ВТП показали, что наклонно простирающиеся сбросы и трещины в этом месте сопровождаются только скольжением по падению и переход от тектоники растяжения к сдвиговым деформациям по разлому очень узкий (порядка нескольких километров) [376].
Для очень больших скоростей спрединга (12-18 см/год) наблюдаются довольно широкие зоны трансформного нарушения, в которых перепады рельефа варьируют от нескольких сотен до нескольких тысяч метров, например: трансформные разломы Квебрада - Гофар на ВТП между 3 30' и 4 40'ю.ш., ТР Вилкис на 9 ю.ш., ТР Гаррет на 12 ю.ш. Все эти зоны разломов имеют ширину от десятков до сотен километров. В пределах этих разломных зон наблюдается несколько коротких и узких (сотни метров) сегментов со сдвиговым смещением, соединенных небольшими наклонно простирающимися отрезками срединного хребта, где преобладает локальное растяжение или сжатие (см. рис. 3.25). По всей видимости, эти локальные зоны будут нарушать структуру литосферы трансформного разлома, формируя области утонения или ску-чивания коры.
Можно отметить некоторые общие закономерности для этих областей пересечения рифтовых зон
и трансформных разломов. Эти области могут находиться в двух стадиях активности: тектонической и вулканической. Например, сегмент рифта Наро-угейт в области ФАМОУС в рифтовой зоне САХ довольно узкий (несколько километров ширины). Он характеризуется крупными, почти ненарушенными трещинами, центральными вулканами (Плутон и Венера). В отличие от этого сегмента сегмент рифта АМАР, расположенный чуть южнее области ФАМОУС, имеет широкое (до 30 км) выровненное дно медианной долины, в которой ограниченные молодые вулканические структуры нарушены многочисленными трещинами и сбросами [309]. Предполагается, что эти две области представляют собой различные этапы цикла тектонического растяжения и эпизодического вулканизма. Наблюдения на восточном пересечении трансформного разлома Океанограф с рифтовой зоной САХ показывают, что в этой области тектоническая активность гораздо более выражена, чем вулканическая [427]. Однако в области западного пересечения трансформного разлома Кейн и рифтовой зоны САХ преобладает вулканическая активность, формирующая молодые ненарушенные вулканические структуры [309].
Расстояние, на котором свойства океанической литосферы будут нарушаться под влиянием области пересечения, будет зависеть, по крайней мере, от
116
В Медленный спрединг
V>6 см/год
Средний спрединг V>6-12 см/год S О
3,3 млн лет\ Медианные • хребты
---1--
Зона разлома
Модальный
3 Jk бассейн
Г ^-Локальные
\ растяжения
Трансформная км долина
Быстрый спрединг V>12 см/год
50 км
А
1,1 млн лет
Сегмент реликтового спрединга Трансформный Л Сегменты'' Транс- хребет II локального формная спрединга долина
, 100 км t
А*
в
Рис. 3.25. Сравнение морфотектонических элементов областей трансформных границ плит и СОХ с медленными, средними и быстрыми скоростями спрединга, по [252]
a - главные морфотектонические элементы; б - схематичное сечение по профилю А-А' и ориентация растягивающих напряжений; в - структурные схемы
двух факторов: 1) толщины трансформного края литосферы, который находится против оси СОХ и 2) термической структуры рифтовой зоны СОХ (скорости спрединга). Как отмечалось выше, холодный трансформный край литосферы, обращенной к СОХ, будет понижать температуру восходящего мантийного вещества под осью СОХ, в результате чего на поверхности будет образовываться характерная депрессия нодального бассейна. Действительно, батиметрические данные в зонах пересечения трансформных разломов Океанограф, Кейн, Вима и других свидетельствуют об уменьшении глубины до фундамента при удалении от нодального бассейна [252]. Кроме изменения рельефа, в области пересечения следует ожидать уменьшения интенсивности проявления активных вулканических процессов, несмотря на утонение коры, фиксируемое сейсмическими и петрологическими методами.
Обобщая имеющуюся геолого-геофизическую информацию по областям пересечения трансформных разломов и рифтовых зон СОХ, П.Фокс и Д. Галло пришли к выводу, что по мере того как кора утоняется при приближении к трансформной долине, толщина литосферы в районе рифтовой зоны будет увеличиваться вследствие охлаждающего влияния холодной трансформной стенки, или старого блока литосферы [252]. Величина охлаждающего влияния изменяется как функция мощности литосферы и будет тем больше, чем больше смещение по разлому и чем меньше скорость спрединга (рис. 3.26). Эти исследователи предположили, что мощный клин литосферы, который формируется под осью рифтовой зоны в области ее пересечения с трансформным разломом, спаивается с холодной и мощной литосферой противоположного блока. Такая спайка должна создать дополнительные напряжения в области пересечения. Расстояние, на котором будут распространяться эти напряжения, зависит от размера мантийного клина. Так, в трансформном разлом Тамайо на ВТП или в трансформном разломе А в области ФАМОУС мощность литосферы в районе пересечения с СОХ достигает около 10 - 15 км и наклонные батиметрические и структурные простирания в провинции трансформного угла выявляются на расстоянии всего лишь первых километров [524], тогда как подобные наклонные структуры развиты на гораздо больших расстояниях (20 -30 км) для трансформных разломов Океанограф, Вима [252], имеющих толщину старого блока литосферы более 30 км. По мере удаления от области пересечения в трансформную зону главные сдвиговые деформации концентрируются вдоль узкого (2 км) линейного пояса, приуроченного к оси максимальных глубин фундамента (например, т.р. Вима).
В областях сочленения трансформных разломов с быстро раздвигающимися хребтами мантийная спайка не будет столь явно выражена как для медленно раздвигающихся хребтов (рис. 3.27). Здесь будут создаваться очень высокие напряжения и при
Рис. 3.26. Изменение мощности океанической литосферы с приближением к области пересечения, по [252]
а - эллипсы вдоль оси СОХ показывают-переориентацию направления растягивающих напряжений. Напряжения обусловлены сдвиговой парой, создаваемой во время деформации мантийного клина; б — геологические следствия деформации мантийного клина (вблизи области пересечения формируются нормальные сбросы наклонного простирания) условиях малой мощности блоков литосферы стабилизирующий эффект холодной трансформной стенки будет минимальным. Следует ожидать значительной неустойчивости в геометрии области пересечения быстроспрединговых хребтов и трансформных разломов [252].
Изменение геодинамического режима в области сочленения от растяжения в рифтовых зонах до сдвига в трансформных разломах предполагает и изменение петрологических закономерностей. Для выявления последних были собраны и исследованы образцы из зон пересечения СОХ с некоторыми трансформными разломами. Было обнаружено, что имеется систематическое различие между образцами, собранными вблизи трансформных разломов, и образцами, удаленными более чем на 20 км от разлома. По всей видимости, это может быть связано с тем, что базальты зон разломов поступают с более
118
Рис. 3.27. Обобщенная геологическая модель океанической литосферы в зоне пересечения трансформных разломов с медленно раздвигающимися хребтами (а) и быстро раздвигающимися хребтами (б), по [252]
1 - экструзивные базальты и дайки; 2 - габбро и кумуляты; 3 - обедненная мантия; 4 пеобеднеиная мантия; 5 - камеры базальтового состава; б -серпентини-зированиые перидотиты
глубоких уровней частичного плавления по сравнению с базальтами, удаленными от разломов вдоль того же самого сегмента СОХ. Изменения в толщине старого блока литосферы на пересечении трансформных разломов и рифтовых зон СОХ будут не только контролировать размеры припаянного мантийного клина, но и влиять на структуру коры и верхней мантии, уменьшая объем генерированного расплава и увеличивая степень фракционирования вещества на мелких уровнях в области пересечения. Увеличение степени фракционирования предполагает накопление более мощной последовательности куммулятов ультраосновных пород и обогащенных оливином габбро.
П.Фогт и Л.Джонсон [548] обратили внимание на тот факт, что в районах действия восходящих струй мантийного вещества (“горячих пятен”) мощная литосфера старого борта трансформного разлома может играть роль дамбы, не позволяющей мантийному потоку, расходящемуся под рифтовой
осью со стороны “горячего пятна”, проникнуть к соседнему сегменту рифтовой долины. В результате такой задержки часть мантийного вещества, участвующего в продольном движении под рифтовой долиной СОХ, скапливается на пересечении хребта со стенкой трансформного разлома и образует застойную зону. Высокотемпературное вещество этой зоны (образуя локальную подлитосферную “горячую точку”) стремится прорвать (“пропарить”) сравнительно тонкую молодую литосферу, примыкающую к разлому, что приводит к увеличению роли базальтового вулканизма в районах соединения хребта с трансформными разломами. Базальты, драгированные из подобных областей, представлены, как правило, толеитовыми, реже щелочными разностями, что указывает на малые глубины их выплавки.
Если процесс “запруживания” будет действовать в течение достаточно длительного времени, то вдоль трансформного разлома (обычно на более молодой его тороне) бу-
дут образовываться вулканические хребты. Они образуются только в периоды активного излияния базальтового вещества в рифтовой зоне СОХ и имеют возраст, близкий (или немного меньший) возраста
океанической коры, на которой они располагаются. Одновременно с проплавлением молодой литосферы происходят проплавление и сглаживание “запруды”, т.е. подошвы более старой литосферы по другую сторону разлома.
Естественно ожидать, что этот процесс может привести к постепенному “размытию” перегородки активного отрезка трансформного разлома вдольо-севым мантийным течением и, как следствие, к некоторому изменению ориентации осей раздвижения с образованием минимальной длины активной части трансформного разлома или даже к исчезновению его (или их) на этом участке (например, хребет Рейкъянес). Время, необходимое для кинематической перестройки, должно быть значительно большим, чем время проявления дамбового эффекта в виде образования приразломных вулканических гор. “Размытие” литосферной перегородки близ подобной термической аномалии (“горячего пятна”) открывает возможность дальнейшего рас-
119
пространения продольного подосевого течения и соответственно развития дамбового эффекта в более удаленных трансформных разломах.
Примером приразломного хребта, созданного за счет дамбового эффекта, может служить вулканический хребет, располагающийся вдоль борта литосферы, примыкающей с севера к разломной зоне Чарли-Гиббс. Он протягивается от места сочленения разломной зоны с рифтовой долиной САХ (35°з.д.) до 32°з.д., где возраст литосферы достигает 18 млн лет. Формирование хребта совпадает со временем активности Исландского горячего пятна. Существенно, что восточнее 32°з.д. этот вулканический хребет не распространяется, так как ранее 18 млн лет деятельность исландской горячей точки была слабой. К востоку от 32°з.д. вдоль борта литосферы, примыкающего с юга к разломной зоне Чарли-Гиббс, также располагается сейсмически активный хребет, который протягивается до места сочленения разломной зоны с южным сегментом рифтовой долины. Предполагают, что образование этого хребта связано с деятельностью Азорского горячего пятна [548].
Таким образом, трансформные разломы являются одним из важнейших элементов в структурной сегментации глобальной системы рифтовых зон СОХ. Они широко представлены на всех спредин-говых хребтах, где смещают осевые зоны рифтов на расстояние в десятки и сотни километров и разделяют блоки литосферы разного возраста. Вместе со смещением рифтовых сегментов трансформные разломы нарушают сплошность и смещают осевое астеносферное поднятие, тем самым, ограничивая спрединговые ячейки, имеющие автономное маг-моснабжение. На основании анализа рельефа дна, аномальных геофизических полей и глубинного строения было выделено три основных геодинами-ческих типа трансформных разломов: трансформные разломы с чистым сдвигом, разломы с раздвижением и разломы со сжатием краев плит. Они определяются термическим и динамическим состоянием разновозрастных блоков литосферы, контактирующих по разлому, которое, в свою очередь, контролируется относительным движением краев литосферных плит.
Теоретические расчеты термического режима, регионального рельефа дна, аномального гравитационного поля и теплового потока контактирующих блоков литосферы в зоне трансформного разлома позволили установить, что в случае чисто сдвиговых трансформных разломов ведущую роль в формировании регионального рельефа дна и аномального гравитационного поля играет латеральный теплообмен между разновозрастными блоками литосферы, который сглаживает уступообразный рельеф и аномальное гравитационное поле.
Для трансформных разломов, осложненных компонентой раздвижения, вероятно внедрение высокотемпературного мантийного вещества по ослабленной разломной зоне, которое прогревает края контактирующих плит и формирует
“термические” приразломные хребты. Расчеты показали, что в зависимости от глубины внедрения и возраста контактирующих блоков литосферы изменяются высота и ширина “термических” хребтов. Термический рельеф и геофизические нарушения в приразломной зоне, вызванные влиянием мантийной интрузии, в значительной степени релаксируют уже через 10-15 млн лет после прекращения активного действия интрузии, т. е. со времени начала ее остывания. В ряде трансформных разломов этого типа (например, Вима, Романш, Кейн) в формировании регионального рельефа дна помимо “термического” эффекта интрузии при ее внедрении до глубин 5-10 км от уровня поверхности дна океана участвуют диапиры серпентинизированных ультрабазитов. При этом рельеф, обусловленный диапировым внедрением серпентинитов, не изменяется по амплитуде значительный период времени, возможно, на порядок превосходящий время существования “термического” рельефа. Со временем по мере удаления от осей СОХ термический режим литосферы, рельеф дна и аномальные геофизические поля изменяются в зависимости от возрастных соотношений соседних блоков литосферы, становясь все менее контрастными и выраженными.
Для третьего геодинамического типа трансформных разломов со сжатием характерно сжатие краев плит, ортогональное простиранию разломов. Компонента сжатия, даже если она на порядок величины меньше главной, сдвиговой, компоненты движения, вызывает морфологическую асимметрию разлома, выражающуюся в появлении динамически сопряженных структур: приразломного невулканического хребта, глубоководного желоба, а иногда и краевого вала. Для таких трансформных разломов характерно сильное нарушение изостати-ческого равновесия.
3.4. ПЕРЕКРЫТИЯ
И НЕТРАНСФОРМНЫЕ СМЕЩЕНИЯ ОСЕВЫХ ЗОН СПРЕДИНГА
3.4.1. Перекрытия центров спрединга
На хребтах с быстрыми и средними скоростями спрединга был обнаружен особый геометрический и морфотектонический тип структурных нарушений рифтовых зон - латеральные смещения неовулканической зоны на расстояние 1-30 км. В отличие от классического трансформного смещения рифтовых зон СОХ со сдвиговыми деформациями по трансформному разлому в данном случае наблюдаются нетрансформные смещения осевых зон, обусловленные изгибом и перекрытием неовулка-нических зон. Существенно, что смещение отрезков осевых зон осуществляется с их перекрытием на расстояния в 2-3 раза большие, чем ширина смещения. Область, заключенная между двумя перекрывающимися осевыми зонами, имеет вид депрессии с относительной глубиной в несколько со-
120
тен метров (рис. 3.28). Такие зоны перекрывающихся центров спрединга (ПЦС) оказались весьма распространенными структурами в пределах рифтовой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП), хребта Хуан де Фука, Тихоокеанско-Антарктического хребта (ТАХ) и др.
В настоящее время в рифтовых зонах СОХ обнаружено около 100 зон ПЦС (см. рис. 3.3). Большинство из них приурочено к ВТП и ТАХ, где от
мечаются быстрые и очень быстрые скорости спрединга. Имеющиеся данные показывают, что перекрытия осей спрединга существенно различаются своими размерами, геометрией в плане, морфологической выраженностью и глубинным строением [358, 359, 379, 382, 42].
Среди ПЦС четко выделяются два типа: мелкие (со смещением осей до 3 км) и крупные (со смещением осей более 3 км). Они бывают право- и лево-
Рис. 3.28. Рельеф зон ПЦС: крупных - с большим смещением осей спрединга (а) и мелких - с небольшим смещением (б), по [379, 356]
1020! 5* 102°05'з.д.
121
сторонними и имеют в плане эллипсоидальную форму (см. рис. 3.28). Особенностью перекрытий (в основном крупных) является то, что образующие их осевые поднятия на несколько градусов расходятся перед тем как они перекрываются, а затем искривляются (до 30°) в направлении'друг к другу. В небольших перекрытиях шириной менее 3-4 км, расстояние между осями в первом приближении постоянно.
Осевые вулканические поднятия в области перекрытия- становятся более узкими. Они имеют обычно асимметричное строение. Их внутренние склоны в направлении бассейна перекрытия более крутые (до 20°), а внешние - более пологие (3-10°). В перекрытиях с небольшим латеральным смещением относительная высота осевых вулканических поднятий приблизительно одинакова, в то время как для ПЦС с большими смещениями эти высоты различны.
Крупные перекрытия могут мигрировать вдоль оси рифта, что сопровождается продвижением одной ветви оси и отступанием другой [357]. Их движение фиксируется в V-образных следах, расположенных под углом к оси рифта, которые тянутся от современного положения перекрытий в более древние участки коры (см. рис. 3.3, а). Следы представляют собой зоны с возмущенным магнитным полем, вдоль которых смещены линейные магнитные аномалии. Эти следы характеризуются аномальным строением коры и рельефа, которое выражается в отклонении на 10-30° простирания линейных поднятий и впадин по сравнению с “нормальными” участками океанического дна [359,379, 381]. Такие следы представляют собой отмершие в результате эволюции ПЦС концевые отрезки перекрывающихся вулканических хребтов и отсеченные части центрального бассейна. В областях мелких перекрытий не наблюдается каких-либо отклонений в разрывных нарушениях и рельефе, указывающих на наличие V-образных следов.
На рис. 3.29 приведена принципиальная схема перекрывающихся осей спрединга с указанием их различных элементов. Анализ характеристик зон ПЦС позволяет сделать общие выводы об их строении, эволюции и месте в системе сегментации [42]. Длина сегментов рифтовой оси, заключенных между соседними перекрытиями, сильно варьирует. Для крупных перекрытий она может быть от менее 50 км (ПЦС - 0°42’ с.ш.; 5°30’ ю.ш. на ВТП) до 500 км и более (ПЦС - 15°54' ю.ш.; 41°30' ю.ш. на ВТП). В среднем их протяженность меняется от 100 до 200 км.
Для мелких перекрытий длина сегментов варьирует от 8 до 233 км (соответственно ПЦС - 0°24' ю.ш.; 44°06' ю.ш.). В среднем она составляет около 70 км.
Если сравнивать однопорядковые сегменты на быстро- и медленноспрединговых хребтах, то отмечается явное увеличение длины сегментов с увеличением скорости раздвижения. Так, для этого уровня сегментации на Срединно-Атлантическом
Рис. 3.29. Схема перекрывающегося центра спрединга в плане и разрезе, по [42]
/1,/2-длина сегмента до ближайшего ПЦС или трансформного разлома, Д/ - продольное смещение сегментов ПЦС, S - поперечное смещение сегментов ПЦС, W - ширина перекрытия, d- длина перекрытия, й2- превышение осевых поднятий относительно дна бассейна ПЦС, а -наклон внешних склонов осевых поднятий ПЦС (3-7‘), Р -наклон внутренних склонов осевых поднятий ПЦС (до 20"), точечной линией показан бассейн ПЦС, затонированные участки - V-образиые следы ПЦС
хребте на участке от 24° до 30° с.ш. средняя длина сегментов составляет 51 км при средней скорости спрединга, равной 25 мм/год [487]. На участке САХ от 25° до 27° ю.ш. и от 31° до 34° ю.ш., где скорость спрединга равна 35 мм/год, средняя длина сегментов составляет 53 км [191, 266]. В то же время этого нельзя сказать про сегменты, расположенные на оси ВТП. В пределах осевой зоны ВТП скорость спрединга меняется от 80 до 170 мм/год. Однако не обнаруживается явной связи между ее значениями и протяженностью сегментов [42].
Если анализировать сегменты, ограниченные зонами крупных ПЦС, то их протяженность необходимо рассматривать в контексте эволюции последних. Крупные перекрытия могут существовать первые миллионы лет [144, 359, 360]. Их пространственно-временное развитие обусловлено постоянными эпизодами продвижения навстречу друг другу рифтовых трещин в региональном поле растяжения из смещенных по латерали сегментов. В зоне перекрытия одна из трещин наступает (удлиняется), а другая отступает (становится короче) [490,191].
122
Изучение V-образных следов, тянущихся от ПЦС на 9°03' с.ш., а именно расположение палеобассейнов и палеохребтов на западном фланге, простирание искривленных разломов на восточном фланге зоны несогласия и смещение магнитных изохрон показали, что продвижение осевой трещины не было постоянным в процессе его эволюции. Периоды продвижения трещины могут сменяться периодами ее отступания. Миграция этого перекрытия представляет собой серию эпизодических продвижений осей со скоростью от 10 до 500 мм/год [191]. Но всегда существует преобладающее продвижение одной трещины и отступание другой, что приводит к направленной миграции ПЦС вдоль осевой рифтовой зоны и образованию V-образных следов, тянущихся от перекрытия и прослеживающихся в рельефе, структуре и магнитном поле. Следы, оставленные ПЦС на 9°03'с.ш., показывают его миграцию к югу со средней скоростью 42 мм/год, начинающуюся со времени магнитной аномалии 2 (1.8 млн лет). Аналогичные выводы были сделаны и для других изученных крупных перекрытий, например, для ПЦС на 20°42' ю.ш. [381] и на 16°20' с.ш. [382].
Имеющиеся данные свидетельствуют о том, что в процессе своей эволюции перекрытия могут переходить из мелких в крупные и, наоборот, исчезать, соединяться, увеличиваясь или уменьшаясь в размерах, сталкиваться с зонами трансформных разломов (например, зоны ПЦС, являющиеся частью трансформных разломов Якина, Вилкес, Гаррет и Вакье, и т.д. (см. рис. 3.3). Все эти процессы ведут к удлинению одних сегментов и укорачиванию (вплоть до полного исчезновения) других на десятки километров. Поэтому наблюдаемые на ВТП размеры сегментов этого порядка имеют разброс от десятков до сотен километров. Явная зависимость между скоростью спрединга и средней длиной сегментов, ограниченных зонами крупных ПЦС, отсутствует [42].
Заметим, что время жизни крупных ПЦС в значительной степени определяется скоростью их направленной миграции вдоль оси хребта (соизмеримой по своим значениям со скоростью спрединга) [357]. Так, при расстояниях между зонами трансформных разломов в несколько сотен километров и средних значениях скоростей миграций ПЦС порядка 50 мм/год время жизни последних будет составлять несколько миллионов лет.
Как отмечалось, длины сегментов, составляющих мелкие ПЦС, также имеют сильный разброс. Однако время их существования в геологическом масштабе времени небольшое и составляет по разным оценкам от 102 до менее чем 105 лет [490, 382]. Согласно модели, предложенной на основе результатов экспериментов [144], время “жизни” перекрытий этого ранга определяется периодом перескоков их осей на расстояние от сотен метров до нескольких километров (при быстром спрединге). Поэтому на фоне эволюции крупных картина мелких ПЦС быстро меняется, а длина сегментов но
сит случайный характер. В этом смысле наблюдаемая длина сегментов осевого поднятия, формирующих мелкие ПЦС, мало отличается от длины сегментов, которая была в момент их образования. В общей закономерности наблюдается некоторое уменьшение средней длины сегментов, образующих мелкие ПЦС при увеличении скорости спрединга. Вывод об увеличении средней длины сегментов, образующих мелкие перекрытия при уменьшении скорости спрединга, подтверждается их количеством вдоль ВТП и ТАХ. Мелких перекрытий здесь выявлено более 50, а крупных -порядка 30. Максимальное количество перекрытий приурочено к экваториальной зоне ВТП, где наблюдаются самые высокие скорости спрединга. Так, на участке ВТП от 0° до 20° с.ш. закартировано 10 крупных и 21 мелких ПЦС, на участке от 0° до 20° ю.ш. соответственно -11 и 20. Южнее - на участке ТАХ от 35° до 55° ю.ш., где скорости спрединга несколько уменьшаются, обнаружено 10 крупных и 11 мелких перекрытий.
Ширина перекрытий также явно не связана со скоростью спрединга. Имеющиеся данные по ПЦС и проведенные эксперименты по их моделированию показывают, что для крупных ПЦС она зависит от стадии их развития. Для мелких перекрытий ширина прежде всего зависит от толщины разрушаемого в осевой зоне рифта хрупкого базальтового слоя и соизмерима с ним [42].
Что касается глубины бассейна перекрытия, то, для крупных ПЦС она так же, как и длины сегментов, не зависит от скорости спрединга. Проведенные эксперименты [490] и предложенная на их основе модель образования ПЦС различных масштабных уровней показывают, что в процессе развития крупных ПЦС центральный бассейн испытывает вращение и вертикальные подвижки. При этом оси зон перекрытия постоянно внедряются в новые участки вращающегося центрального блока (бассейна ПЦС). Таким образом, происходит выкалывание отдельных блоков центрального бассейна, которые затем, в процессе спрединга выносятся за пределы рифтовой зоны и формируют V-образный след перекрытия. В других местах центральный бассейн, наоборот, наращивается. Поэтому глубина центрального бассейна крупных ПЦС определяется скоростью его переработки в процессе миграции и зависит от стадии развития, на которой находится перекрытие.
Для мелких ПЦС отмечается тенденция к увеличению глубины центрального бассейна при увеличении скорости Спрединга. Такую зависимость можно объяснить тем, что мелкие ПЦС образуются довольно быстро, их центральный блок не подвержен переработке (по крайней мере, пока перекрытие остается мелким) и главное, что при увеличении скорости спрединга, растягивающие напряжения, приводящие к разрушению коры, также увеличиваются. Соответственно увеличивается и амплитуда вертикальных смещений центрального блока.
123
К.Макдональд и П.Фокс [375] обнаружили поразительное сходство геометрии ПЦС с результатами экспериментов по раздвижению парафиновых плит, расположенных на расплавленном воске. Они начали эксперимент, сделав два субпараллельных надреза на замерзшей поверхности воска (рис. 3.30,а). По мере того, как восковые плиты раздвигались в направлении, ортогональном простиранию центров спрединга (надрезов), эти центры росли в длину, продвигаясь вдоль своего простирания (рис. 3.30,6) до тех пор, пока не перекрыли друг друга в виде эшелона (рис. З.ЗО,е). Область, заключенная между перекрывающимися сегментами, проявляла все признаки “нежесткого” поведения, испытывая сдвиг и вращение. В эксперименте наблюдалось вращение области на 5-30 при средних значениях угла вращения 10-15°. Оси спрединга изгибались при этом навстречу друг другу.
Рис. 3.30. Схема эволюции перекрывающихся центров спрединга по экспериментальным данным на восковой модели, по [375]
а - начальное состояние эксперимента: два надреза на поверхности замерзшего воска и начало растяжения; б - продвижение сегментов спрединга вдоль простирания; в - формирование зоны перекрытия центров спрединга, сдвиговые и вращательные деформации в зоне перекрытия; г - соединение ветвей осевых зон; д - отмирание и смещение одной осевой зоны
По мере продолжения процесса спрединга отрезки неовулканических зон продолжали расти в длину, а края их сближались до тех пор, пока один из отрезков не соединялся с другим. При этом один отрезок ПЦС продолжал функционировать, а второй становился неактивным. С продолжением процесса растяжения (спрединга) отмерший сегмент отодвигался от функционирующего (рис. 3.30, г, д'). По мере того, как края отрезков осевых зон сближались и развивалась зона перекрытия, формировалась и область сдвиговых деформаций. Однако классический трансформный разлом при этом не может формироваться, так как амплитуда смещения здесь небольшая и при высоких скоростях спрединга, характерных для этой ситуации, тонкая
и слабая литосфера не в состоянии поддерживать геометрию трансформного разлома. В этом случае развивается характерная геометрия искривленных осей ПЦС. Такая конфигурация ПЦС должна быть неустойчивой. За относительно короткий промежуток времени один из перекрывающихся отрезков соединяется с другим (см. рис. 3.30, г). В результате осевая зона будет слегка изогнута по простиранию. Исследования показывают, что отрезки хребта длиной 20-60 км, как правило обладают некоторой синусоидальностью в простирании. Сопряженный рифтовый сегмент будет изолирован и отторгнут в виде реликта осевой зоны. Обширные участки океанической коры, созданной на быстро раздвигающихся СОХ, могуч' нести отпечатки таких отторгнутых следов.
Полученные в экспериментах фазы развития (см. рис. 3.30) четко отражаются в морфологии восьми ПЦС, закартированных в районе от 8° до 14 с.ш. ВТП (см. рис. 3.3,а). Например, в зонах ПЦС на 12 54’ и 11 45'с.ш. имеются значительные перекрытия, соответствующие фазе рис. 3.30,в. На 14 08' и 9°03‘с.ш. одна ветвь зоны ПЦС, видимо, была доминирующей, в то время, как другая ветвь ПЦС и перекрываемые бассейны начали смещаться в стороны, в соответствии с фазой рис. 3.30,г. На месте отмерших отрезков ПЦС развиваются аномально глубокие вытянутые бассейны по соседству с активными отрезками ПЦС, например, на 9°03’ и 11 45'с.ш.). Такие бассейны могут отражать конечную стадию эволюции ПЦС (см. рис. 3.30,6).
В дальнейшем эксперименты на фотоупругом материале позволили получить картину напряжений в окрестности перекрывающихся трещин, а численные расчеты методом граничных элементов - установить их геометрию [379]. Результаты этих исследований позволили выявить некоторые закономерности развития зон ПЦС: 1) небольшое отклонение трещин друг от друга перед зоной перекрытия; 2) искривление осевых трещин в направлении друг к другу в зоне перекрытия; 3) отношение длины зоны перекрытия к ширине смещения между трещинами LIW, близко к тому, что наблюдается в зонах ПЦС и варьирует от 2:1 до 3:1.
Как отмечалось в предыдущем разделе, основной причиной вариации объема изливаемых магм вдоль простирания отрезка рифтовой зоны является термическое охлаждение подосевого резервуара и заглубление рельефа дна в месте его пересечения трансформным разломом. В этом случае минимальные глубины уровня дна рифтовой зоны должны наблюдаться в центральной части рифтового сегмента, заключенного между двумя трансформными разломами, т.е. там, где охлаждающее влияние стенок разлома минимально. Однако последующие исследования [379] показали, что, во-первых, нет общей характерной минимальной глубины поверхности дна рифтовой долины, а вместо этого существует много локальных минимумов, подобных тем, что наблюдаются в отрезках осевых зон между трансформными разломами Сикейрос,
124
Клиппертон и Орозко (см. рис. 3.6,а). Во-вторых, минимумы глубины (т.е. поднятия рельефа) наблюдаются иногда и вблизи зон пересечения неовулканической зоны и трансформного разлома (например, мелководная зона вблизи южного пересечения трансформного разлома Клиппертон с рифтовой зоной (ВТП) или область северного пересечения трансформного разлома Орозко с рифтовой зоной того же хребта). Как правило, минимальные глубины (или места максимального вулканизма) наблюдаются в средней части сегмента, заключенного между соседними ПЦС (таких сегментов может быть несколько на участке, ограниченном двумя трансформными разломами). Однако, связь между положением минимальных глубин и расстоянием от ПЦС или от трансформного разлома не простая и имеет немало исключений. Так, локальные мелководные области неовулканической зоны наблюдаются и вблизи зон ПЦС, на 14°08', 12°54' и 9°03'с.ш.
Модель К. Макдональда [379] предполагает, что подосевой магматический бюджет контролирует местоположение зон ПЦС. По мере того, как эпизодические проявление активного вулканизма изменяют свое местоположение вдоль простирания оси спрединга, ПЦС закладываются, видимо там, где имеются нарушения в рельефе неовулканической зоны или в ее простирании. Таким образом, ПЦС, согласно этой модели, представляют собой временные локальные глубинные минимумы, отражающие дефицит в магмоснабжении. Они являются скорее следствием, чем причиной вариаций магматической активности вдоль простирания оси хребта.
Альтернативная модель формирования и развития зон ПЦС была рассмотрена П.Лонсдейлом на основании изучения ПЦС на 5.5°ю.ш. ВТП, а также и на отрезке от 8° до 2°ю.ш. [355, 359] и на более южных участках [358]. Если в модели [379] предполагаются два перекрывающихся центра спрединга, то в модели [355] считается, что имеют место просто сдвоенные рифтовые зоны, формирующие единый центр спрединга, и расположенные над единой, большой магматической камерой. П.Лонс-дейл [355] предположил, что зоны ПЦС формируются там, где имеется слишком интенсивный осевой магматизм, который порождает также и линейные внеосевые цепочки подводных гор.
В случае зон ПЦС с большим смещением (6-20 км), согласно [379], имеются две неовулканические зоны и две подстилающие их осевые магматические камеры. Для ПЦС на 9°03‘ с.ш., например, многоканальные сейсмические исследования четко показали наличие магматической камеры под западным сегментом спрединга и ее отсутствие [379] или сильно истощенное состояние - под восточным [318] (рис. 3.31,в). Значения'намагниченности базальтов в обоих сегментах сильно различаются, и это может быть связано с различными (по времени и месту) источниками магматизма и с различной историей фракционирования магм (рис. 3.31,6). Таким образом, на 9°ОЗ’ с.ш., где латеральное смеще
ние составляет 8 км, имеются хорошие доказательства того, что магматические камеры разделены под двумя сегментами ПЦС. В зоне ПЦС на 5,5° ю.ш. [355] латеральное смещение осей составляет 14 км. Даже если зоны ПЦС перекрывают суживающуюся к краям единую магматическую камеру, то камера должна бы тогда иметь, по крайней мере, ширину 20 км, что не соответствует сейсмическим данным. Предпосылки для существования единой магматической камеры становятся еще более сомнительными для ПЦС на 20°ю.ш. ВТП, которая имеет смещение 18 км, так как ширина осевой магматической камеры должна быть значительно больше наблюдаемых значений. Батиметрия зон ПЦС на 5°30’ ю.ш., 9°03', и 11°45'с.ш. также предполагает отдельные магматические резервуары для перекрывающихся неовулканических зон. Если они имеют общую магматическую камеру, то их глубины должны бы быть приблизительно одинаковыми [379].
Различия подходов П.Лонсдейла и К.Макдональда также обнаруживаются при попытке связать интенсивность осевого магматизма с зонами ПЦС. П.Лонсдейл предположил, что имеется значительный избыток магмы на ПЦС, который дает возможность сформироваться поднятиям и цепочкам вулканических подводных гор. Однако с помощью многолучевых эхолотов был установлен факт приуроченности зон ПЦС к районам пониженного рельефа вдоль оси хребта. Это позволило предположить, что зоны ПЦС не совпадают с максимумами осевого вулканизма и мало вероятно, что служат местами рождения цепочек подводных вулканов [379].
Каждая из рассмотренных моделей зон ПЦС достаточно убедительно объясняет некоторые наблюдаемые закономерности, однако трудности начинаются при попытках объяснить их строение и эволюцию. Особенно это касается механизма миграции и происхождением центральной депрессии зон ПЦС. Для разрешения этих трудностей было проведено физическое моделирование зон ПЦС (с учетом критериев подобия) [144]. В этих экспериментах условия кристаллизации модельной коры задавались таким образом, чтобы осевая зона СОХ содержала смещенные друг относительно друга линейные ослабленные зоны, моделирующие сегменты реальной дивергентной границы плит. В них толщина и прочность коры несколько меньше, чем в остальных местах. Максимальное поперечное смещение трещин соизмеримо с толщиной хрупкого слоя и составляет в пересчете на природу первые километры. Затем из зон первоначального разрушения начинают расти трещины, образующие крупное перекрытие (крупные ПЦС). Его ширина определяется величиной поперечного смещения ослабленных зон, а длина получается приблизительно в 2-3 раза больше. Ясно, что время “жизни” крупных перекрытий определяется временем существования ослабленных зон. Продвигающиеся из соседних вершин ослабленных зон трещины пе-
125
в
Расстояние от оси спрединга, км
Рис. 3.31. Зона ПЦС на 9°03' с.ш., по [379]
а - батиметрическая карта (жирной линией показана осевая зона); б - батиметрическая карта с выделением зон высокой намагниченности; в) -батиметрические профили и положение кровли осевой магматической камеры; г - блок-диаграмма глубинного строения
126
ред перекрытием слегка отклоняются в сторону друг от друга, а затем сближаются. При дальнейшем растяжении скорость продвижения трещин уменьшается и происходит в основном только их раскрытие. Раскрытие трещин приводит к повороту заключенного между ними центрального блока, что сопровождается сложными деформациями перемычек в краевых зонах перекрытия. При дальнейшем растяжении одна из перемычек разрушается, делая ось непрерывной.
Крупное перекрытие имеет, как правило, асимметричное строение. Асимметрия является следствием неодинаковых условий роста трещин, образующих ПЦС. Различие состоит в длине заданных ослабленных зон. Из более длинных ослабленных зон трещины начинают расти раньше и продвигаются дальше. Более быстрый рост трещин происходит также при уменьшении толщины ослабленных зон [144]. Аналогичный эффект наблюдается, когда в ослабленных зонах по разные стороны перекрытия имеется различная толщина модельной “коры”. С той стороны, где она тоньше, трещина начинает расти раньше и продвигается вперед. Асимметричное строение перекрытия может быть связано также с различным давлением расплава (магмы) в трещинах по разные стороны перекрытия (с той стороны, где давление выше, трещина продвигается дальше). В реальных условиях трещины являются каналами, по которым на поверхность дна выводится магма, приводя к вулканическому извержению и образованию неовулканической оси спрединга.
Моделирование показало, что из-за различий в условиях роста трещин, образующих ПЦС, одна из них продвигается быстрее и дальше, создавая асимметрию перекрытия в плане [490]. К такой асимметрии, как отмечалось выше, могут приводить различия в длине зон первоначального разрушения слоя, или различное давление в магматических камерах по разные стороны от ПЦС (перекрывающиеся оси в крупных ПЦС могут иметь отдельные магматические камеры). До тех пор, пока эти факторы сохраняются, одна из осей на каждом цикле будет продвигаться все дальше и дальше, заставляя отступать другую ось и приводя к миграции ПЦС. Согласно модели, мигрирующие ПЦС должны оставлять на дне V-образные следы в виде линейных зон с аномальным строением коры (эти зоны состоят из разновозрастных блоков) и рельефом дна, образованным отмершими фрагментами центров спрединга (см. рис. 3.3,а), а также зоны смещения линейных магнитных аномалий [359].
В общей схеме чередования тектоно-магматических событий в осевой зоне рифта при быстром спрединге после очередного вулканического извержения происходит охлаждение и кристаллизация проникшей в кору и на поверхность магмы. Этот процесс развивается достаточно быстро за счет эффективного выноса тепла гидротермальной конвекцией. Охлаждение и кристаллизация вещества приводит к “сварке” бортов трещины. В ре
зультате за время между вулканическими извержениями (50—100 лет) [372, 381] происходит восстановление (возможно полное) толщины и прочности разрушенного базальтового слоя коры до некоторого равновесного для быстрого спрединга уровня. Одновременно с “восстановлением” коры в ней накапливаются растягивающие напряжение, которые, превысив критические значения, вновь приводят к разрушению базальтовой корки и началу нового извержения. При этом ось нового разрушения не обязательно должна наследовать залеченную трещину, возникшую перед предыдущим извержением. Разрушение может произойти в любом месте в некоторой окрестности старой оси. На этой стадии, когда толщина коры осевой зоны рифта становится постоянной, точнее, плавно изменяется, происходит разрушение ослабленных зон и образование мелких ПЦС. Они характеризуются сравнительно небольшим временем жизни 103-105лет, определяющимся периодом скачков оси. Образование мелких ПЦС (4-й уровень сегментации) происходит в пределах отдельных, смещенных друг относительно друга по крупным зонам ПЦС сегментов рифтовой зоны длиной в первые сотни километров.
Проблема понимания структуры, кинематики, динамики и эволюции зон ПЦС была поставлена сравнительно недавно и, естественно, возникает очень много вопросов, которые требуют дальнейшего объяснения.
Каково происхождение глубокой депрессии в ПЦС? К.Макдональд и П.Фокс [375] предполагают, что это кусок сдвинутой и вращающейся литосферы. Возможно, что это бассейн растяжения, связанный с короткоживущей парой сдвигов, сформированных в течение геометрической эволюции ПЦС. С другой стороны, это может быть, хотя и маловероятно, следствием вулканического обрушения, связанного с истощением подстилающей магматической камеры.
Каково соотношение между ПЦС и осевой магматической камерой? Смещение осей спрединга в зонах ПЦС может быть достаточно большим (5-30 км), чтобы подстилаться единой осевой магматической камерой. Если это так, то структуры ПЦС могут быть особенностью тонкой, хрупкой коровой крышки, перекрывающей осевую магматическую камеру. Смещение осей в ПЦС может даже быть ограничено шириной осевой магматической камеры. Чтобы решить эту проблему, необходимы детальные исследования.
Зависит ли образование зон ПЦС от значения скорости спрединга? Прочность и мощность литосферы являются важными факторами в образовании зон ПЦС. Самые большие латеральные смещения рифтовых осей в зонах ПЦС (более 30 км) были обнаружены на хребте Хуан де Фука [313] и на ВТП в районе 20° ю.ш. [379]. В последнем случае они соответствовали возрастному контрасту литосферы 0,25 млн лет. Важно, что литосфера старше, чем 0,25 млн лет, является достаточно прочной, чтобы препятствовать нежестким деформациям.
127
Толщина литосферы при таком возрасте, согласно термической модели [115, 432], учитывающей гидротермальное охлаждение коры, составляет 6-8 км. К.Макдонапьд с соавторами полагают, что если возраст литосферы больше 0,25 млн лет и если ее толщина превышает (по различным причинам -интенсивное гидротермальное охлаждение и др.) 5-8 км, то формирование зон ПЦС будет затруднено [379]. В этом случае будут развиваться устойчивые трансформные разломы, так как литосфера слишком мощная и прочная, чтобы позволить неовулканической зоне значительно продвинуться через трансформный разлом (за исключением периодов глобальных изменений в движении литосферных плит). Если такая зависимость формирования зон ПЦС от скорости спрединга и толщины литосферы справедлива, то, по мнению [379], можно ожидать формирование этих структур и на СОХ с малыми скоростями спрединга. Возрастной контраст блоков литосферы в 0,25 млн лет эквивалентен в этом случае смещению оси лишь в 2-4 км. Поэтому, если ПЦС и существует на таких хребтах, то они должны иметь очень маленькое латеральное смещение неовулканической зоны в пределах внутреннего дна рифтовой долины шириной 3-10 км. Как правило, в осевых зонах СОХ с малыми скоростями спрединга толщина литосферы оказывается слишком большой, чтобы допустить возможность формирования ПЦС.
Выше были рассмотрены зоны ПЦС в пределах быстро раздвигающихся СОХ. Однако, подобные структуры встречаются на хребтах со средними и даже медленными скоростями раздвижения. Одни из них имеют характерную форму в плане, соотношение w/rf=l/3, наличие бассейна перекрытия. Другие, наоборот, имеют нетипичную форму в плане, соотношение w/d, равное 1,0-1,5, и отсутствие ярко выраженного центрального бассейна (иногда этот блок вообще приподнят относительно осей ПЦС, например, перекрытие на 48°15'с.ш.). Ряд таких ПЦС расположен на сегменте хребта Хуан де Фука между трансформными разломами Бланко и Со-ванко, с характерной скоростью раздвижения 60 мм/год [313]. Подобные изменения в параметрах ПЦС, по-видимому, связаны с вариациями в форме и глубине осевой магматической камеры и, следовательно, в толщине и прочности хрупкого слоя литосферы. Вероятно, поэтому эти перекрытия отличаются от ПЦС на ВТП и ТАХ большими вариациями параметров. Общей их особенностью является то, что все они (за исключением ПЦС на 45°03' с.ш.) являются очень крупными, т.е. имеют ширину порядка 20 км и более.
Похожее соотношение ширины w к длине d встречается у некоторых перекрытий, расположенных на ВТП и ТАХ, характеризующихся высокими скоростями спрединга. К ним относятся очень крупные перекрытия, а также особый тип ПЦС, которые примыкают к зонам трансформных разломов или находятся в области влияния микроплиты.
Ширина таких ПЦС может быть даже больше, чем их длина. Такое изменение параметров ПЦС можно объяснить тем обстоятельством, что охлаждающее действие холодной стенки трансформного разлома приводит в примыкающей рифтовой зоне к заглублению кровли магматического очага, заглублению изотерм и увеличению толщины хрупкого слоя литосферы, т.е. к эффектам, наблюдаемым при уменьшении скорости спрединга. В этих случаях, как и при среднем спрединге, отмечаются нехарактерные значения соотношений w/d.
Структуры типа ПЦС встречаются иногда и на медленно раздвигающихся СОХ. Примером тому могут служить зоны ПЦС на хребтах Кольбенсей [150] и Рейкьянес [151, 485]. Несмотря на медленные скорости растяжения (17-20 мм/год), формирование зон ПЦС здесь может быть возможным благодаря вдоль-осевому потоку мантийного вещества, восходящего в районе Исландской горячей точки. Такой вдольосе-вой поток приводит к уменьшению толщины хрупкого слоя и прочности литосферы вдоль простирания рифтовых зон, что может создавать условия, благоприятные для формирования структур типа ПЦС даже на медпенноспрединговых хребтах. При отсутствии подобных термических аномалий толщина осевой литосферы и ее прочность будут гораздо больше. Поэтому вместо структур ПЦС будут появляться более характерные для зон медленно раздвигающихся СОХ структуры - эшелоны смещенных осевых трещин,либо нетрансформные смещения осей.
Следует отметить, что соотношение толщины хрупкого слоя коры к скорости растяжения (спрединга) является тем эмпирическим параметром, значения которого ограничивают возможность формирования структур типа ПЦС. Так, для быстро раздвигающихся СОХ со скоростью спрединга порядка 100 мм/год и толщине коры на оси 2 км значение этого параметра составляет 0,1- 0,2 и именно на таких хребтах отмечается наибольшее количество перекрытий осей спрединга. Для СОХ со средними скоростями спрединга (Цпред= 60 мм/год) и средней толщине коры 3-4 км соответствующий коэффициент будет иметь значения 0,5-0,7. Здесь наблюдается меньшее количество перекрытий, и их морфометрические характеристики, как отмечалось выше, несколько отличаются от таковых для быстро раздвигающихся СОХ. В случае медленно раздвигающихся СОХ со значениями скоростей спрединга около 20 мм/год и толщине хрупкого слоя (согласно распределению очагов землетрясений) 6 км и более [327] соотношение толщины хрупкого слоя к скорости спрединга будет заведомо превышать 1 и составлять 2-3. Для таких хребтов, как правило, не характерны структуры типа ПЦС. Исключения появляются лишь в тех случаях, когда глубинные геодинамические процессы (типа интенсивного апвеллинга и(или) вдоль осевого мантийного потока) приводят к уменьшению толщины хрупкого слоя подосевой литосферы и, как следствие, уменьшению рассматриваемого коэффициента,
128
до значений, не превышающих 1 (как, например, на хребтах Кольбенсей и Рейкъянес) [42].
волновое региональное уменьшение глубин оси к Азорскому поднятию (рис. 3.36).
Такой же синусоидальный характер имеют и вдольосевые профили изменения аномалий в свободном воздухе, мантийных аномалий Буге, изменения интенсивности осевой магнитной аномалии и изменения мощности океанической коры [228, 528, 386, 452]. Изменение мантийных аномалий Буге (МАБ) свидетельствует о наличии плотностных неоднородностей в верхней мантии. Пониженные отрицательные значения МАБ фиксируются над более разуплотненной, т.е. над более горячей мантией (изометричные аномалии “бычий глаз”). Из-за того, что граница литосферы определяется положением изотермы плавления, литосфера будет тоньше там, где изотерма плавления будет подходить ближе к поверхности, т.е. в более горячих областях мантии. Поэтому пониженные значения МАБ соответствуют более тонкому слою литосферы. Они, как правило, приурочены к центрам сегментов (см. рис. 3.36), что говорит об уменьшении мощности литосферы по направлению к центрам сегментов, т.е. середина каждого сегмента обычно является более горячей областью по сравнению с его краями.
Таким образом, в середине сегментов потенциально может образовываться больше расплава и извержения должны происходить чаще. Это предположение находится в соответствии с увеличением числа вулканов и с увеличением мощности коры в середине каждого сегмента, что связано с увеличением количества расплава, изливающегося здесь на поверхность. В целом неовулканическая зона более насыщена около центральных частей сегментов, чем по краям, что выражается в повышении ее рельефа и в появлении непрерывных вулканических хребтов вместо отдельных вулканов, характерных для окончаний сегментов [487].
Изменение интенсивности осевых магнитных аномалий может быть связано с несколькими причинами. К повышению интенсивности магнитных аномалий может привести, во-первых, увеличение толщины магнитоактивного слоя, а во-вторых, увеличение количества магнитоактивных минералов в породе [6]. Увеличение толщины магнитоактивного слоя происходит при заглублении изотермы Кюри, т.е. в относительно более холодных областях. Вдольосевые поднятия приурочены к тем участкам медианной долины, в которых преобладает вулканизм. Практически под всеми вдольосевыми поднятиями изотерма Кюри поднята, из-за чего мощность магнитоактивного слоя уменьшена. В районах вдольосевых впадин, где превалирует тектоническое растяжение, кора более холодная, изотерма Кюри погружена, мощность магнитоактивного слоя увеличена [33 ].
Между изменением интенсивности осевой магнитной аномалии и изменением МАБ в. пределах каждого сегмента наблюдается четкая корреляция [452]. Уменьшению значений МАБ к центрам сегментов соответствует уменьшение интенсивности магнитных аномалий. Более горячие и магматиче-129
3.4.2. Нетрансформные смещения осей спрединга
Более типичными структурными неоднородностями третьего и четвертого порядков, характерными для медленно раздвигающихся СОХ являются трансформные разломы с “нулевым” (очень малым) смещением или сдвиговые нарушения нетрансформного типа в пределах рифтовой долины (рис. 3.32 - рис. 3.34).
Гипотеза о трансформных разломах с нулевым смещением возникла после детального анализа мезозойских магнитных аномалий в Атлантике [475]. Было показано, что? если значения скоростей асимметричного спрединга отличаются для соседних сегментов СОХ, то разделяющий их трансформный разлом становится неустойчивой структурой и в процессе перестройки может иметь короткий период “нулевого” смещения рифтовой оси. (Современные примеры трансформного разлома с “нулевым” смещением: трансформный разлом Курчатова, трансформные разломы А и Б в области ФАМОУС на САХ [487]).
Некоторые такие структуры, развитые в рифтовой зоне САХ можно ошибочно принять за ПЦС. Например, в области ФАМОУС в районе разломной зоны Б наблюдается небольшое продолжение рифтовой оси через зону трансформного разлома, что создает видимость перекрытия рифтовых зон [451]. Однако такие структуры отличаются от ПЦС по следующим элементам: 1) здесь есть отчетливая трансформная долина, протягивающаяся от одного осевого сегмента до другого; 2) пояс микроземлетрясений, приуроченный к этой долине, соответствует характеристикам трансформного разлома с типичными механизмами “чистого скольжения” в очагах; 3) нет доказательств того, что отрезки неовулканической зоны продолжаются на заметное расстояние через трансформный разлом. К тому же контраст возрастов блоков литосферы по бортам трансформного разлома Б составляет 2 млн лет, что на порядок величины больше, чем самый большой возрастной контраст, наблюдаемый в зонах ПЦС [379].
Рельеф сегментов третьего и четвертого порядков достаточно сильно меняется вдоль оси хребта. Осевые глубины увеличиваются по направлению к концам сегментов и уменьшаются к середине каждого сегмента. Кроме того, в пределах каждого сегмента внутреннее дно долины самое узкое там, где глубина дна долины наименьшая (рис. 3.35). Внутреннее дно расширяется до 10-15 км и углубляется более, чем на 500 м, около ограничивающих сегменты нарушений [487]. В результате вдольосе-вой профиль глубин становится похож на синусоиду, колебания которой наложены на более длинно-
a
46° 30' 4б°00'
4Э°00'з.д. 42° 30'
1
^2
Рис. 3.32. Структурные карты нарушений 3-го уровня сегментации рифтовой зоны САХ между 24°00’ с.ш. и 30°40’ с.ш., по [487]
1 - сбросы и уступы; 2 - области глубже 3 км. В скобках указаны величины смещений рифтовых осей
130
45“25‘ з.Д. 45 20
Рис. 3-33. Батиметрические карты структурных нарушений рифтовых зон 4-го уровня на примере рифтовой зоны САХ между 24° 00' и 30° 40' с.ш., по [487]
131
a
б
Небольшие сдвиговые смещения (до 30 км) рифтовых долин (24°51'с.ш. ТР Курчатова, ТР А)
Нетрансформные перекрытия рифтовых долин (29°23'с.ш., ТР В)
ски активные сегменты имеют более высокую изменчивость вдоль-осевых амплитуд аномалий.
Таким образом, по совокупности имеющихся геофизических данных оказывается, что центрам сегментов с более мелкими осевые глубинами соответствуют более горячие области верхней мантии и повышенная магматическая активность по сравнению с окончаниями сегментов. В середине сегментов мощность литосферы становится минимальной, а тол-
Внеосевые следы нарушений
неовулканических зон
(25°3б'с.ш., 28°15'с.Ш.) (24°39'с.ш., 25°5б'с.ш.)
Рис. 3. 34. Схемы структурных нарушений 3-го (А и Б) и 4-го (В) масштабных уровней вдоль САХ между 24°00‘ и 30°40' с.ш. по [487] с некоторыми изменениями
Я - батиметрические поднятия, L - впадины
а 1 тип
"Более горячие сегменты"
- Пологая осевая морфология
- Хорошо выраженная узкая мелкая внутренняя долина
- Интенсивные отрицательные МАБ (от -40 до -25 мГал)
Ось
Сегмент 21 40 с.ш) (ТАММАР)
о г
Сегмент 34 50 с.ш.
щина коры, связанная с магматической интенсивностью, достигает наибольших величин [189]. Следовательно, наибольшая магматическая активность проявляется в центре сегмента, в то время как на краях сегмента преобладает тектоническое растяжение.
Эти закономерности начинают проявляться на сегментах второго, третьего и четвертого масштабного уровня. Можно предположить, что центрам сегментов, ограниченных трансформными разломами, соответствует подъем уровня астеносферы (см. рис. 3.37, а), на фоне которого развивается сегментация 3-го порядка, так, что середине каждого такого сегмента соответствует положение центра сфокусированного мантийного апвеллинга (см. рис. 3.37, б, в). Сегментация 4-го порядка может определяться изменениями темпе-
6
Сегменты промежуточного типа
МАБ от -25 ДО -15 мГал
Ось t
-r"K I Сегмент 36 45 с.ш.
U (ФАМОУС)
Сегмент 37°15 с.ш.
(Лакки Страйк)
в
Ось о
И Тип Сегмент 34°с.ш.
"Более холодные сегменты"
- Грубая осевая морфология
- Широкая и глубокая осевая долина . МАБ от -10 до -3 мГал
Сегмент 28°45 с.ш.
Рис. 3. 35. Изменение осевой морфологии рифтовых долин по профилям, проходящим через центры сегментов в зависимости от термического состояния литосферы, по данным [528]
ратуры и положением кровли в пределах единого центра сфокусированного мантийного апвеллинга, а также расположением временных очагов расплава в коре.
Кроме осевых глубин, вдоль сегментов 3 и 4-го порядков происходит изменение формы поперечного профиля долины. Для средней части сегмента характерен симметричный поперечный профиль, а к краям сегмента одна из стенок рифтовой долины повышается, а другая понижается, приводя к появлению асимметрии долины. При этом ширина от вершины до вер-
132
a
s -e-1---------------------------------------------------------------------------
к *
i ci ~3' \
И ’]____________________________'_______________'___________________________________
34° с.ш. 36° 38° 40°
Рис. 3.36. Вдоль осевые вариации глубины осевой долины, гравитационных аномалий и толщины коры на участка САХ
а - от 15° до 40° с.ш., по [528]; 5- от 33° до 40° с.ш., по [227]
133
Рис. 3.37* Геодинамическая модель вдоль осевой сегментации для разных масштабных уровней медленно раздвигающихся хребтов (на примере) САХ, по [487]
а - длинноволновые вариации глубин дна по мере удаления от термически возмущенной (горячая точка?) мантии; б - осевые вариации глубин дна вдоль межтрансформного сегмента, связанные с апвеллингом мантийного материала; в -схематичные вариации глубин дна, толщины коры и литосферы, вызванные сфокусированным мантийным апвеллингом в центрах сегментов 3-го уровня (внизу- смещения сегментов в плане)
134
Рис. 3.38. Основные структурные неоднородности и их внеосевые наклонные следы на участках САХ от 20° до 24° с.ш.» по [260]
1 - зона разломов; 2 ~ крупные понижения вдоль наклонной структуры; 3 - линеаменты, образованные абиссальными холмами; 4 - вершины абиссальных холмов; 5 - центр оси сегмента; б - магнитная аномалия
кие потоки могут быть связаны как с зонами мантийного апвеллинга и осевыми магматическими камерами в пределах отдельных сегментов, так и с зонами горячих точек с аномальным подъемом к поверхности высокотемпературной
магмы (например, Азорская и Исландская термические аномальные зоны).
Влияние Азорской термической аномалии можно проследить на изменении вдольосевой структуры сегментов САХ, расположенных к югу и к севе-
135
шины остается примерно одинаковой [528].
Различия морфологии рельефа наблюдаются не только в пределах одного сегмента. Соседние сегменты одного порядка часто также сильно отличаются друг от друга. На участке САХ, заключенном между трансформным разломом Кейн и Азорским поднятием, было выделено два основных типа морфологии сегментов [487, 528, 264].
Первый тип включает сегменты, характеризующиеся узкой и глубокой V- образной рифтовой долиной с наименьшими глубинам внутреннего дна (-3000 м) (см. рис. 3.35, а). Сегменты этого типа связаны с выраженной изометричной аномалией Буге (от -40 до -25 мГал), которая центрирована около середины сегмента, что может свидетельствовать о фокусировке мантийного апвеллинга и(или) вдольосевых изменениях толщины земной коры.
Сегменты второго типа имеют широкую внутреннюю долину с U-образным поперечным профилем и глубокое внутреннее дно. Наибопьшие отметки глубин в пределах внутреннего дна этих сегментов достигают значений 3500 м, т.е. на 500 м глубже, чем для первого типа (см. рис. 35, в). Мантийные аномалии Буге не имеют четкой выраженности над такими сегментами.
Это может свидетельствовать о том, что, мантийный апвеллинг и(или) структура земной коры под сегментами первого и второго типов могут существенно отличаться. Иными словами, глубина и ширина осевой долины являются функцией толщины хрупкого слоя литосферы. Когда хрупкий слой толстый, рифтовая долина глубокая и широкая, а мантийные аномалии Буге не выразительные. С другой стороны, увеличение толщины коры связано с высоким магматическим снабжением, приводящим к уменьшению толщины и прочности литосферы и к уменьшению глубины дна рифтовой долины [528 ].
Изменения морфологии различных сегментов одного и того же порядка в пределах медленно раздвигающихся хребтов, а также распределение мантийных аномалий Буге подтверждают предположение о существовании тектоно-магматических циклов развития отдельных сегментов. В течение такого цикла сегмент проходит стадию активизации тектонических движений, когда преобладают преимущественно растяжение и образование сбросов, и стадию активизации магматизма, для которой характерно интенсивное внедрение даек и излияние базальтов на поверхность. В период магматической фазы развития сегмента обычно происходит формирование цепочки осевых вулканов или непрерывного вулканического хребта в пределах внутреннего дна долины. Эти хребты, как правило, разрушаются в течение тектонической фазы развития сегмента. Как показывают исследования морфологии и гравитационных аномалий, соседние сегменты могут находится в различных стадиях тектоно-магматического цикла. Это свидетельствует об относительной независимости
развития отдельных сегментов, что может подтверждать гипотезу о возможности существования под каждым сегментом автономных центров апвеллинга.
На самом деле картина сегментации оказывается еще сложнее. Выявленные в результате исследований на Канаро-Багамском геотраверсе (КБГТ) закономерности изменений эффективной намагниченности указывают, что в пределах сегментов 3-го порядка может находиться как один магматический центр, так и несколько. А участки, находящиеся в тектонической фазе эволюции, где преобладает растяжение, могут располагаться как у концов сегментов 3-го порядка, так и внутри них [33].
Анализ особенностей рельефа рифтовой долины, рифтовых гор и фланговых зон показал, что расположение сегментов 3 и 4 порядков в пространстве также не постоянно. Оказывается, нарушения этих порядков (как и зоны ПЦС в быстро раздвигающихся хребтах) мигрируют вдоль оси, приводя к удлинению одних сегментов и укорачиванию иногда до полного исчезновения других. Любые крупные и существующие достаточно длительный период времени (первые миллионы лет) структурные нарушения 3-го порядка неизбежно будут оставлять следы в коре, формирующейся на оси спрединга. Эти следы выражены в рельефе в виде линейно-вытянутых депрессий, так как и на оси хребта нарушения связаны с понижениями рельефа. Они будут выражаться также в уменьшении мощности слоя коры, в смещении линейных магнитных аномалий, в увеличении их интенсивности, а также, видимо, в изменении химического состава горных пород.
При миграции нарушения оставляют на склонах хребта наклонные к оси V-образные следы, выраженные в рельефе дна и геофизических аномалиях. Они могут простираться как к северу, так и к югу, свидетельствуя в первом случае о передвижении нарушения к северу, а во втором - к югу. Такие следы оставляют многие нетрансформные нарушения между трансформными разломами Кейн и Атлантис (см. рис. 3.4, а). В пределах этого сегмента часть следов направлена к югу, а часть к северу. Между 26°30' и разломом Кейн внеосевые следы направлены в северном направлении. Севернее трансформного разлома Атлантис и до Азорского поднятия все следы направлены к югу, свидетельствуя о миграции в эту же сторону всех нарушений [528]. К югу от трансформного разлома Кейн нарушения мигрируют и в одну и в другую сторону [260,386] (рис. 3.38).
Направление миграции нарушений часто бывает связано с соотношениями длин примыкающих к нарушению сегментов. Обычно более длинный сегмент удлиняется за счет более короткого. То же самое наблюдалось и в экспериментах по моделированию формирования и эволюции зон ПЦС [144]. Но в случае, когда все нарушения мигрируют в одну сторону, более предпочтительным объяснением направления миграции является, видимо, влияние перемещения вдоль осевых потоков расплава. Та
136
ру от неё. Для области Азорского поднятия характерны значительные аномалии рельефа дна, высокие значения теплового потока, интенсивные отрицательные МАБ, свидетельствующие о повышенном разогреве мантии, геохимические аномалии, а также аномалии геоида и сейсмических скоростей. [33]. Все эти особенности, вероятно, являются результатом термических аномалий в окрестности Азорской горячей точкой, с влиянием которых могут быть связаны также длинноволновые изменения толщины земной коры и осевой морфологии САХ [227].
Наиболее выраженный на САХ эффект увеличения снабжения расплавом, связанный с Азорской аномалией плавления, наблюдается там, где вершина хребта пересекает широкую, мелкую Азорскую платформу между 38° и 40° с.ш. Здесь ось хребта быстро мелеет более чем на 1000 м (см. рис. 3.36), толщина коры увеличивается более, чем на 2 км, и рифтовая долина исчезает. Вдоль этого участка САХ формируется аномальная земная кора толщиной более 8-10 км и морфология оси хребта изменяется от рифтовой долины до осевого поднятия при скорости спрединга 2,2 см/год и при толщине коры около 9±1 км [227, 185].
Отсутствие глубокой осевой рифтовой долины вблизи Азорской платформы и в центральных частях некоторых сегментов хребта, расположенных к югу, хорошо согласуется с зависимостью осевой морфологии от толщины земной коры. Влияние Азорской горячей точки на строение осевой зоны САХ, как к северу [263], так и к югу от неё [528], отмечается в пологом постоянном снижении средних осевых глубин и общем градиенте во вдольосе-вом профиле МАБ. Такое термическое влияние Азорской горячей точки, вероятно, определяет систематический рост спрединговых сегментов к югу по крайней мере до 26°30' с.ш. Миграция к югу магмы, а, следовательно, и группы нетрансформных нарушений происходит под действием силы тяжести, которая возникает из-за градиента давления, вызванного перепадом глубин от Азорской горячей точки к югу, и не обусловлена изменениями в относительном движении плит [528 ].
Для сегментов, расположенных к югу от 26°30' с.ш. наблюдается, систематическое продвижение сегментов с более интенсивной МАБ в сторону сегментов с менее выраженной МАБ, т.е. направление роста сегментов контролируется локальной дифференциацией термальной структуры между соседними сегментами. Однако хорошей корреляции между значениями скорости продвижения и различиями МАБ не наблюдается. Это говорит о том, что, если различия в МАБ определяют направление продвижения, они не определяют скорости этого продвижения, которая в конечном итоге является функцией других факторов, таких как длина смещения, расстояние между большими разломными зонами, региональный батиметрический градиент и скорость спрединга [528].
Скорости миграции нарушений обычно сопоставимы со скоростями спрединга. Геометрические
оценки, исходящие из интерпретации магнитных и батиметрических данных, дают среднюю величину скорости миграции сегмента, не превышающую скорость астеносферного потока. Анализ следов нетрансформных смещений на участке между 29° и 31°30'с.ш. показывает, что большинство нарушений мигрируют к югу со скоростью 0-2 мм/год вдоль центра спрединга [488]. В области КБГТ скорость миграции нарушений составляет около 5 мм/год [33]. Между 20° и 24° с.ш. нарушения мигрируют со скоростью 25 мм/год [260]. По данным С.Аплонова с соавторами, скорость миграции области нестабильного спрединга в этом районе составляет 15 см/год [2] в то время как, скорости миграции астеносферного потока здесь достигает 17 см/год [3].
Смена тектоно-магматических циклов и миграция нарушений приводят к тому, что океаническая кора, образующаяся на оси хребта, оказывается очень неоднородной в пространстве. В первую очередь сегментация оси отражается в рельефе более древней океанической коры, который сохраняет информацию о характере палеосегментации: о фазах тектоно-магматических циклов палеосегмента и о положении этого палеосегмента в пространстве.
Положение каждого сегмента в пределах рифтовой области по отношению к направлению современной оси спрединга при удалении к флангам хребта может меняться, что позволяет, в свою очередь, определить по направлениям геоморфологических линеаментов местоположение и азимут простирания палеооси спрединга. При этом следует учитывать тот факт, что по мере движения в направлении спрединга палеосегменты претерпевают значительное воздействие различных тектонических преобразований, особенно за пределами гребневой области хребта [33].
Неоднородности дна океана, происхождение которых связано с сегментацией хребта, выражаются и в изменениях мощности коры и литосферы. Об этом свидетельствует анализ остаточных гравитационных аномалий. Он показывает, что в центрах палеосегментов наблюдаются максимальная толщина коры и тонкая литосфера, а областям структурных нарушений, ограничивающим сегменты, соответствует более толстая литосфера с очень тонкой корой [260]. Эти изменения толщины земной коры (±2 км) отражают локальные периодические осцилляции магматического бюджета, где центрам сегментов соответствуют периоды интенсивного магматизма и образования коры, в то время как нарушениям соответствуют низкомагматич-ные фазы растяжения. Длительность магматической фазы изменчива (3-7 млн лет) и соответствует времени жизни каждого сегмента [386].
Таким образом, существуют два структурных плана плотностных неоднородностей литосферы, связанных непосредственно с процессами формирования океанической коры на дивергентной границе плит. Первый, наиболее интенсивный, связан с вариациями мощности новообразованной земной
137
коры. Эти вариации, в свою очередь, обусловлены различиями в интенсивности отделения расплава из верхней мантии вдоль простирания СОХ, что в условиях низкоскоростного спрединга является отражением трехмерности термальной структуры мантийного апвеллинга. Данный структурный план выражается в латеральных вариациях аномалий поля силы тяжести вдоль простирания оси спрединга и далее с увеличением возраста коры приводит к их “лоскутному” облику, поскольку термальная структура апвеллинга, определяющая характер аккреции, нестационарна. Вероятно, преобразование системы мантийного апвеллинга сопровождается и перестройками самой дивергентной границы: локальными перескоками оси спрединга, формированием V-образных структур, возникновением и исчезновением нетрансформных нарушений.
Второй, гораздо менее выраженный, структурный план плотностных неоднородностей литосферы обусловлен локальными вариациями магматических процессов в периоды устойчивого (квази-стационарного) апвеллинга в пределах конкретного спредингового сегмента (ячейки спрединга). Этот структурный уровень проявлен в плотностных неоднородностях 3-го (габбрового) слоя океанической коры. Характерно, что оба типа плотностных неоднородностей могут не совпадать пространственно с морфоструктурным (а точнее, “морфоскульптурным”) выражением сегментации коры в рельефе поверхности океанического дна.
С точки зрения тектоники это является свидетельством некоторой обособленности аккреционных процессов, формирующих преимущественно нижнюю часть разреза океанической коры (габбро-вый слой) от эруптивных излияний базальтовых магм, приводящих к образованию слоя 2А [33]. В дополнение к изменению толщины из-за сокращения снабжения расплавом на удалении от локализованной зоны мантийного апвеллинга структура океанической коры под нетрансформными нарушениями может существенно отличаться от структуры коры под срединными частями сегментов.
Можно ожидать, что в центре спрединговых сегментов, над зоной максимального образования расплава, океаническая кора будет отражать присутствие неустановившихся магматических камер и будет демонстрировать четкую структуру слоев коры. Около окончаний сегментов, где образование расплава наименьшее, океаническая кора может быть высоко гетерогенной, отражающей прошлое присутствие недолговечных магматических тел, или может состоять только из тонкого базальтового слоя, перекрывающего мантийные перидотиты. В последнем случае отсутствие слоя габбро будет отражать отсутствие магматического очага и подразумевать латеральное перемещение базальтового расплава от середины сегмента к его границам [487].
На картах магнитных аномалий также отчетливо проявляются две основные конкурирующие черты спредингового процесса: регулярность (двумерный характер и симметрия основных особенностей ано
мального магнитного поля) и пространственно-временная изменчивость. Интенсивность линейных магнитных аномалий меняется вдоль их простирания, они имеют сегментированный облик. Это дает возможность и по характеру линейных магнитных аномалий восстанавливать фазу тектоно-магматического цикла и расположение в пространстве палеосегментов. Проведенные на Канаро-Багам-ском геотраверсе исследования свидетельствуют о том, что океаническая кора за пределами рифтовой зоны САХ имеет сложно организованную сегментированную структуру “лоскутного” типа. Это приводит к пересмотру распространенного представления об океанической коре, как объекте существенно однородном, сформированном в ходе стационарного двумерного спредингового процесса [33].
В целом можно сделать вывод, что низкоскоростной спрединг является нестационарным и существенно трехмерным (ось спрединга пересекается большим количеством нетрансформных нарушений, возникают V-образные структуры, сегментация имеет долгоживущий характер). Это, в свою очередь, определяет характер сегментации и геоди-намическую природу сегментов разных масштабных уровней. К тому же пространственно-временные вариации спрединга делают необходимым проведение четырехмерного анализа этого процесса (глубинно-поверхностных изменений со временем). Такой анализ уже проводился на наиболее изученном участке САХ от 20° до 40° с.ш. [260, 487, 33].
При удалении от оси хребта многие описанные выше неоднородности океанической коры нивелируются разнообразными процессами. Рифтовые горы, окаймляющие центры спрединга, понижаются вследствие достаточно интенсивной эрозии их склонов. В результате при удалении их от оси, когда произойдет релаксация термической составляющей их рельефа, высота оставшихся гор может быть даже меньше, чем высота вулканических сооружений, которые были образованы на оси. Степень понижения этих гор будет зависеть от интенсивности эрозии. В итоге сформированные в центре сегментов более высокие рифтовые горы окажутся сильнее разрушенными и опустятся ниже, чем изначально более низкие участки следов нарушений.
Таким образом, может происходить выравнивание рельефа океанических котловин, созданного за счет сегментации, даже без учета сглаживающего влияния накапливающегося слоя осадков. Эрозия и денудация пород на поднятых участках поверхности и накопление осадков на опущенных приводят к перераспределению нагрузки, к изостатическому выравниванию соседних участков литосферы и, следовательно, к противоположно направленным вертикальным перемещениям внутри литосферной плиты [51]. Однако палеоследы осевых структурных неоднородностей остаются в гравитационных и магнитных аномалиях.
Сравнивая особенности сегментации 3, 4 и 5-го уровней на быстро и медленно раздвигающихся
138
хребтах, можно отметить существенные различия, отражающиеся в типах структурных нарушений, ограничивающих сегменты одного и того же уровня, в размерах и частоте проявления сегментов, в характере изменения рельефа оси хребта в пределах каждого сегмента, в геофизических аномалиях и в глубинном строение коры и литосферы. Эти особенности отражают различия в глубинных геодинамических процессах, управляющих мантийным апвеллингом, формированием осевых магматических очагов и аккрецией океанической коры и, в конечном итоге, определяющих сегментацию рифтовых зон.
* * *
В целом, подводя итог этой главы, подчеркнем, что анализ структурно-вещественных неоднородностей и глубинного строения рифтовых зон СОХ позволяет выделить целостную иерархическую систему сегментации, включающую шесть масштабных уровней деления (от глобального до локального), и рассмотреть характерные для них типы границ сегментов: тройные соединения, крупные и малые трансформные разломы, нетрансформные смещения и перекрытия центров спрединга.
Первый, наиболее крупный уровень сегментации определяется геометрическими и кинематическими параметрами относительных движений литосферных плит и обусловлен, видимо, конвекцией в мантии. Сегменты имеют длину в тысячи километров и ограничены зонами тройных соединений. Характерное время существования сегментов и их границ - десятки миллионов лет.
Сегменты второго уровня имеют длину в сотни километров и время развития десятки миллионов лет. Они ограничены крупными трансформными разломами, которые смещают ось хребта на десятки и первые сотни километров, что приводит к разрыву и смещению (в плане) стационарной магматической камеры, представляющей самую верхнюю часть астеносферного слоя, так, что формируются независимые спрединговые ячейки. В пределах каждого сегмента этого ранга глубина дна осевой зоны определяется уровнем подъема астеносферы и ее термическим состоянием.
Третий уровень сегментации рифтовой зоны связан с крупными перекрывающимися центрами спрединга и небольшими трансформными разломами. Характерный размер сегментов здесь - десятки километров и время их существования и развития -первые миллионы лет (1,5-2 млн лет). Смещения оси в зонах крупных ПЦС (3-25 км) происходят в пределах рифтовой зоны СОХ. В зонах крупных ПЦС и небольших трансформных разломов может изменяться положение кровли стационарной магматической камеры, однако предполагается непрерывность по
следней в отличие от предыдущего уровня сегментации. Основную роль в формировании и эволюции сегментов этого уровня играют коровая осевая магматическая камера, заглубляющаяся или исчезающая совсем в районах ПЦС при быстром спрединге, и области мантийного апвеллинга в медленно раздвигающихся спрединговых хребтах.
Четвертый уровень сегментации - уровень осевого поднятия или внутренней долины. Длина сегментов варьирует от нескольких километров до нескольких десятков километров, а время их существования - от десятков до первых сотен тысяч лет. Границами сегментов этого уровня являются зоны мелких ПЦС со смещениями оси на 0,5-3 км на быстрых СОХ и небольшие нетрансформные нарушения с нулевыми или очень малыми смещениями оси на медленно раздвигающихся СОХ. Геодинамически этот уровень контролируется положением и термическим состоянием нестационарной во времени осевой магматической камеры, ответственной за тектоно-вулканические циклы конкретного сегмента.
Пятый уровень сегментации связан с нарушениями неовулканической зоны в виде мелких тектонических узлов, изгибов оси, седловин, небольших смещений без перекрытия и т.д. Величина латерального смещения оси здесь достигает нескольких сотен метров, причем осевые нарушения расположены, как правило, в районах локальных батиметрических понижений. Сегментация этого уровня связана с периодичностью тектоно-вулканического цикла, повторяющегося через 100-10 000 лет и включающего серию извержений, со сменой гидротермальной и тектонической фаз цикла, нарушающих морфотектонику осевой зоны. Глубинные процессы, определяющие этот уровень сегментации, обусловлены существованием расплавленной фракции базальта, концентрирующейся вблизи кровли осевой камеры (линза расплава) или в локальных магматических очагах.
Шестой уровень сегментации определяется конкретными извержениями в рамках единого вулканического цикла и выражается в различной морфологии излившихся лавовых потоков.
Таким образом, сегментация СОХ является разномасштабным глобальным и фундаментальным феноменом, отражающим зависящую от времени трехмерную природу аккреционных процессов на дивергентных границах плит. В целом морфотектоническая и магматическая структура каждого более мелкого масштабного уровня сегментации причинно обусловлена процессами на предыдущих более крупных уровнях. Однако каждый масштабный уровень определяется лишь свойственными ему геодинамиче-скими процессами, контролирующими его существование, особенности строения и эволюцию.
139
ГЛАВА 4. ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ РИФТОВЫХ ЗОН И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ
4.1. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСЕВОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ
В современных моделях спрединга предполагается, что вулканические и плутонические породы в рифтовой зоне формируются не в результате извержения и внедрения непосредственно из мантии, а образуются в процессе дифференциации мантийных компонентов первичной магмы в неглубоких магматических камерах, представляющих собой верхнюю часть астеносферного клина под СОХ. Последнее заключение подтверждается глубинами очагов землетрясений в рифтовых зонах, в большинстве своем расположенных в диапазоне 3 -7 км [298, 296], аномально высокими фоновыми значениями теплового потока [560, 515], плотностными моделями рифтовой зоны [205, 347, 384, 273, 203, 33] и термическими моделями спрединга [439, 495, 561,22,212, 288].
Таким образом, можно достаточно уверенно предполагать, что под рифтовыми зонами СОХ существует обширное поднятие астеносферы, сложенное частично-разуплотненным материалом мантии, который в окрестности рифтовой оси может формировать легкоплавкие фракции частично расплавленного дифференцированного базальтового вещества, образующего магматические камеры. На основании первоначально полученных результатов Н.Слип и Ж.Мортон с соавторами [272, 498] представили возможные модели магматической камеры в рифтовых зонах СОХ (таблица 4.1).
В последние годы благодаря новой петрохимической [166, 493, 421] и геофизической (прежде всего сейсмической) [225, 317, 320, 533, 164 294] информации, традиционный взгляд на магматическую камеру, как устойчивое во времени преимущественно расплавленное тело значительных размеров, существенно изменился. Подтверждению таких изменений способствовали лабораторные исследования внутренней динамики вещества магматической камеры [539, 392] и теоретические численные модели [128, 437, 23, 28, 504, 505]. К тому же модель магматической камеры дает относительно простое объяснение стратиграфии океанической коры, полученное из сейсмических данных и результатов изучения офиолитов. Верхний слой вулканитов и экструзивных подушечных лав (слой 2) формируется в результате извержений магмы непосредственно из камеры. Средний слой изотропного габбро (слой ЗА) может образовываться благодаря остыванию окраин камеры. Породы, слагающие нижнюю часть слоя 3, представлены габбро и ульт
рабазитами, накапливающимися, по всей видимости, у основания магматического очага.
Наиболее полно анализ информации, свидетельствующей о геометрии, петрологических и геохимических свойств и внутренней динамики магматической камеры, был дан в работах [493, 164].
Уверенные свидетельства существования зон пониженных скоростей (ЗПС) сейсмических волн, ассоциируемых с внутрикоровыми очагами магмы или осевыми магматическими камерами, получены лишь для хребтов с высокими и средними скоростями раздвижения. Здесь эти зоны были установлены в результате специальных сейсмических экспериментов РОЗЕ [241] и0 МАГМА [277, 194] в рифтовой зоне ВТП на 12-13 с.ш., а также многочисленных сейсмических исследований на 9-10 с.ш. ВТП [289, 546, 317, 318, 533], на 13-21° ю.ш. [294], на хребте Хуан де Фука [412, 462] и в других районах. Кровля камеры фиксировалась при этом на глубинах 1,5-2,5 км для быстро- и 2-3 км для “средне раздвигающихся хребтов, а ширина камеры оценивалась в 2-4 км у ее вершины и 10-12 км - у основания.
Значения скоростей продольных волн внутри большей части ЗПС понижены, по сравнению с нормальными скоростями для слоя 3 океанической коры на 1 км/с. Самые низкие значения скоростей (К-5 км/с) приурочены к узкой (<2 км ширины), относительно тонкой (~1 км толщины) области ЗПС, расположенной в ее верхней части непосредственно под осью спрединга [493]. Экспериментальные данные указывают на то, что значения продольных волн в базальтовых расплавах уменьшаются до К~3 км/с, по сравнению с нормальными значениями для базальтов V-6 км/с при температуре 0 С и давлении 1 атм. [390]. Причем понижение скоростей сейсмических роли происходит уже при температурах 200-400 С.
В конце 1970-х годов исследователи геологической обсерватории Ламонт Доерти в течение нескольких лет проводили морские многоканальные сейсмические исследования методом общей рубинной точки в осевой зоне ВТП в районе 9-10 с.ш. на НИС “Конрад” [289, 272] (рис. 4.1). Отражающий горизонт, который связывали с коровой магматической камерой на профиле 17, фиксировался на глубине около 2 км, хотя ниже, на глубине около 6 км, был установлен еще один отражающий горизонт, вероятно, ассоциированный с границей Мохо. Отражения от границы Мохо могут быть непрерывно прослежены на расстоянии 10-20 км от оси хребта, указывая на то, что эта граница формировалась непосредственно под магматической камерой на глубине около 6 км ниже уровня дна, преимущественно за счет гравитационного осаждения из расплава.
140
Таблица 4.1. Схематические модели строения магматической камеры и характера гидротермальной конвекции, по [272]
Модель Краткая характеристика
а 0 2 4 КМ Ось хребта \ к Лавовые потоку ~^^^Изотропное габбро Расплав — _j Слоистое габбро 8 4 0 4 8 км Предполагается полное плавление вещества по всему объему камеры. Очаг охлаждается сверху и снизу за счет кумулятивной гидротермальной конвекции. Наклон кумулятивных слоев от центра получается здесь как следствие изначально предположенной формы очага. Гидротермальная циркуляция должна сильно менять форму камеры со временем
б 0 2 4 км ^|авовыйтпотокиАГ4 '— Изотропное габб^у Ыйкв// Расплав /С Слоистое ^5>< ^Х-^Лумулятивна^х^ габбро см^сь, t , х^ 8 4 0 4 8 км Расстояние от оси, км Модель предполагает куполообразную форму очага. Расплав заполняет верхнюю часть купола. Кумуляты образуются в верхней части очага при его остывании со стороны кровли. В последующем, в процессе погружения и спрединга, слой кумулятов испытывает легкое вращение и приобретают характерное падение от оси. Гидротермальное охлаждение здесь слабо влияет на форму очага
в А’^иСмесьХ Г.1Й=Йаек 1 ' -"cLiO "Й1 >Кумуляты Очаг довольно узкий с вертикальными боковыми стенками и плоским верхом. Интенсивная гидротермальная циркуляция по сторонам очага сопровождается значительным растрескиванием пород. Сам очаг представляет смесь вертикальных даек и горизонтальных силлов
’ VV4 1Д 1 км V Уо Магм к£ ;>7 х Ч» IIS этическая / iMepa уГ Очаг, вследствие очень интенсивного охлаждения при гидроконвекции, располагается ниже границы Мохоровичича. В этой модели требуется слишком сложная, не подтверждаемая наблюдениями картина деформации, чтобы получить известное распределение слоев коры: подушечные лавы, дайки, слоистое и изотропное габбро
a
6
10 5 0 KM 5 10
= G км
Рис. 4.1. Структура осевой магматической камеры в осевой зоне ВТП по сейсмическим данным [289]
а - положение сейсмических профилей; б - положение кровли ОМК и других отражающих границ; в - обобщающая модель структуры осевой зоны
1________I--------U
10 5
J____
0 KM
5
Ось
ВТП
На рис. 4.1 показано сравнение сейсмической структуры осевой зоны для трех профилей. Ошибка в измерениях могла составлять ±0,5 км/с, что соответствует 0,2 км глубины [289]. Глубина отражающего горизонта, соответствующего кровле магматической камеры, изменяется на расстоянии 50 км от 2 км на профиле 17 до 1,5 км на профиле 20, что указывает на изменения в глубине кровли магматической камеры.
Следует отметить, что сейсмические волны фиксируют отражения от кровли камеры и не фиксируют отражения от стенок. Этот факт свидетельствует о том, что либо стенки камеры очень крутые, либо имеет место слишком плавный переход в упругих свойствах пород камеры и ее окружения. Дно камеры также может совпадать с одним из отражающих горизонтов, который прослеживается под осью ВТП. На рис. 4.1 показано, что кровля камеры на профиле 17 имела полную ширину 8 км, а на профилях 19 и 20 соответственно 2 и 4 км [289]. Если на профиле 17 кровля магматической камеры в несколько раз шире, чем на профилях 19 и 20, то, возможно, это связано с большим объемом расплава вблизи кровли камеры.
На рис 4.1, а положение осевой неовулканической зоны оконтурено изобатой 2650 м. Можно заметить, что ширина осевой зоны коррелирует с шириной кровли камеры (например, профили 17 и
19), т.е. по батиметрическим контурам в осевой зоне или форме и размерам осевого поднятия можно определять размеры (ширину) и(или) насыщенность расплавом подстилающей магматической камеры. По всей видимости, под всем 50-километровым участком ВТП располагается непрерывно магматическая камера. Это положение было подтверждено (см. ниже) данными многоканальных сейсмических исследований вдоль простирания оси спрединга [225]. На рис.4.1, в показан соответствующий глубинный разрез вдоль профиля 17 с учетом предположений о том, что слой 2 коры сформирован в результате вулканических извержений и внедрения дайковых интрузий, а слой 3 - в результате кристаллизации вещества по краям камеры.
Начиная с 1981 г., сейсмические исследования систематически проводились в окрестности осевой зоны ВТП. Результаты
интерпретации полученных данных также свидетельствовали о наличии под осевой зоной на глубине 2-5 км области пониженных скоростей сейсмиче
ских волн, ассоциированной с осевой магматической камерой, имеющей кровлю шириной 2-3 км, расположенную на глубине 1,5-3,0 км ниже уровня дна океана. Типичные значения скоростей сейсмических воли в пределах камеры 4,5-5,0 км/с. Центральная часть камеры сужается по мере приближения к поверхности, и в этой части может располагаться небольшой магматический резервуар, непосредственно ответственный за отдельные излияния (рис. 4.2).
Как часть комплексного эксперимента, в 1985 г. были проведены повторные, детальные многоканальные сейсмические исследования МОВ с целью получения новой информации о форме и размерах осевой магматической камеры (ОМК) и о вариациях параметров магматической камеры вдоль простирания осевой зоны ВТП на расстоянии десятков и сотен километров от 9 до 13° с.ш. [225] (рис. 3.6, б). Результаты сейсмического эксперимента накладывают жесткие ограничения на ширину ОМК на оси ВТП к югу от трансформного разлома Клип-пертон. Ширина относительно ровного отражающего горизонта не превышает 2-3 км. К сожалению нет способа определить точное положение стенок и дна магматической камеры. Ее нижней границе может соответствовать отражающий горизонт, ассоциируемый с границей Мохо (6 с). Он достаточно четко прослеживается на расстояниях 2-3 км по ка
142
a
ждую сторону от оси. На некоторых профилях на глубине, соответствующей коровой магматической камере, прослеживается иногда более слабый отражающий горизонт. Он может отвечать кровле остывающей или уже остывшей магматической камеры и отмечать контакт между слоями щитовых даек и подстилающего изотропного габбро.
Некоторые особенности были установлены в районе 13 с.ш.; здесь отражающий горизонт кровли магматической камеры регистрировался всего лишь на нескольких профилях, вкрест осевой зоны, тогда как отражающий горизонт Мохо не фиксировался, вероятно, из-за топографической изрезанности хребта. В тех местах, где намечались признаки существования магматической камеры, ее предполагаемая полуширина не превышала 2 км. Под самой осью хребта сейсмическая кровля зоны пониженных скоростей отмечается на глубине 1,2 км, но уже на расстоянии 3,6 км в сторону от оси наблюдается скоростная структура типичной ненарушенной океанической коры с хорошо развитым слоем 3, т.е. здесь совсем отсутствуют доказательства наличия зоны пониженных скоростей сейсмических волн [225]. Ширина магматической камеры в осевой зоне хребта вблизи 13° с.ш. составляет
всего лишь 4-6 км, что не согласуется с крупными размерами магматических камер воронкообразной формы, предполагаемыми обычно по моделям офиолитов [428].
Глубина до кровли магматической камеры хорошо фиксируется по сейсмическим данным. Эта глубина вдоль исследованного участка ВТП варьирует от 1,2 до 2,4 км (ниже уровня дна). Обнаружена корреляция глубины магматической камеры (т.е. толщины хрупкой коры, перекрывающей камеру) с глубиной дна осевой зоны. Последняя для исследованного участка ВТП варьирует не более чем на 300 м на всем протяжении в 500 км, в то время как изменения глубины кровли магматической камеры могут превышать 1 км (рис. 3.6, б). Самые мелкие участки осевого поднятия (южнее трансформного разлома Клиппертон, между 1Гс.ш. и 11 40' с.ш., а также к северу и югу от ПЦС на 12 54' с.ш. связаны, как правило, с самой тонкой корой над камерой.
13° 12 с.ш
Рис. 4.2. Двумерная сейсмическая структура осевой рифтовой зоны быстро раздвигающегося ВТП [164]
а-по [277]; б - по [194]; в - по [546]
Более глубокое залегание кровли магматической камеры, ее прерывистый характер и даже полное отсутствие коррелируют обычно с относительно более глубокими участками дна в осевой зоне (например, участки к северу от трансформного разлома Клиппертон вблизи ПЦС на 9 03' с.ш. и на 11 45' с.ш.) [225, 278]. Тем самым подтверждается предположение [379] о том, что топография дна, возможно, отражает состояние магматической камеры.
Проведенные сейсмические эксперименты позволили выявить вариации глубины кровли ОМК вдоль простирания оси ВТП. Наибольшей непрерывностью характеризовалась отражающая поверхность ОМК к югу от трансформного разлома Клиппертон. Здесь южнее зоны ПЦС на 9 03* с.ш. аномалии в скоростях сейсмических волн, связанные с ОМК, фиксировались на расстоянии более 90 км вдоль хребта. Непрерывные отражающие горизонты кровли ОМК, прослеживаемые на рас-
143
стояниях более 40-50 км, наблюдались также и к югу от зоны ПЦС на 12°54' с.ш. и между 1Гс.ш. и 1Г40' с.ш. (рис. 3.6, б). Это были первые геофизические доказательства непрерывности ОМК на расстояниях в несколько десятков километров.
Самый большой по протяженности разрыв в отражающем горизонте кровли ОМК (77 км) установлен в этом районе к северу от разломной зоны Клиппертон. Здесь осевой сегмент хребта относительно глубок (более 2700 м) и относительно узок (< 4 км ширины). С приближением к трансформному разлому Клиппертон дно океана здесь погружается более чем на 200 м (см. рис. 3.6, б). Отсутствие отражающего горизонта от кровли ОМК на этом участке свидетельствует о том, что если ОМК и присутствует здесь, то размеры ее заметно меньше, чем у рассмотренных выше камер к югу от трансформного разлома Клиппертон. Можно предполагать, что отсутствие локальной ОМК на этом участке обусловлено охлаждающим влиянием мощной литосферы в зоне разлома.
Отражающий горизонт кровли ОМК углубляется также по мере приближения к большим зонам ПЦС. Он может быть либо прослежен в самой зоне ПЦС (в пределах одной из ветвей), либо не фиксироваться совсем, что предполагает исчезновение выраженной ОМК. Однако в случае небольших зон ПЦС можно ожидать наличия ОМК под обеими перекрывающимися ветвями осей спрединга. При детальных сейсмических исследованиях [225, 318, 319] были зарегистрированы нарушения геометрии ОМК и под небольшими зонами ПЦС на 12°54' с.ш., на 12°37' с.ш. и на 9° 03' с.ш., что соответствует предсказаниям о вероятном “разрушении” ОМК [341].
В последние годы с помощью сейсмических [194, 546, 278], и петрохимических [166] исследований, проведенных в осевых зонах быстро раздвигающихся хребтов (например, ВТП на 12°50' с.ш. и на 9-10° с.ш), было обнаружено наличие зоны резкого снижения скоростей продольных волн, ассоциированной с линзой частично расплавленного материала, аккумулированного вблизи кровли магматической камеры (см. рис. 4.2). Геофизические данные при этом свидетельствуют о том, что доля плавления магматического вещества в переходной зоне, занимающей большую часть объема камеры, меняется от 40% во внутренней области очага до 1-2% у его стенок [172, 493]. В таких условиях для быстро раздвигающихся хребтов с И> 8 см/год с большим объемом поступающей магмы в переходной зоне развивается процесс выделения чистого расплава. Он может скапливаться в виде тонких линз расплавленного базальта, располагающихся над основной магматической массой в верхней части очага. Толщина таких линз составляет по наблюдениям первые десятки-первые сотни метров, а их ширина в направлении, перпендикулярном хребту, варьирует от 1 до 3 км [493]. Протяженность этих образований вдоль хребта может достигать десятков километров [172]. Такая линза акку
мулированного дифференцированного расплава испытывает разрывы почти на всех структурных нарушениях вдоль простирания оси спрединга.
Дж.Фиппс Морган и Я.Чен [438] предположили, что для формирования океанической коры должно быть достаточно быстрое обновление линзы расплава. Так, при быстрых скоростях раздвижения (1/2 V ~ 5 см/год) для создания слоя коры толщиной 6 км должно быть внедрено 3-102км3 материала в течение 1 млн лет вдоль отрезка хребта в 1 км длиной или 1,5-Ю4 км3 для отрезка длиной 50 км. Это предполагает, что линза расплава толщиной 200 м и шириной 1 км, непрерывно простирающаяся вдоль оси хребта, полностью обновляется примерно каждые 300 лет.
Детальные сейсмические исследования дали возможность в общих чертах предположить форму и протяженность ОМК на участках ВТП с большими скоростями раздвижения. Предполагаемая модель, согласующаяся с данными наблюдений, для быстро раздвигающихся хребтов представлена на рис. 4.3, а. Камера имеет относительно выровненную кровлю шириной 2-3 км,и может быть заполнена как расплавленным, так и частично затвердевшим магматическим веществом. На рис. 4.3, а изображена камера грибообразной формы с выпуклой кровлей и узким подводящим магматическим каналом. Естественно, что как о корневой структуре локальной осевой камеры, так о ее вещественном составе имеется лишь очень приближенная информация.
Результаты сейсмических исследований на трех тектонически различных сегментах ВТП: от 9°03' с.ш. до трансформного разлома Клиппертон, от этого разлома до 11°45'с.ш. и от 11 °45' с.ш. до трансформного разлома Орозко, свидетельствуют о том, что в каждом сегменте прослеживается кровля ОМК на расстоянии 40-50 км вдоль его простирания [225] (см. рис. 3.6,6). В районах локальных отклонений в простирании осевой зоны, названных “девэлами” [341], отражающий горизонт кровли ОМК может прерываться или несколько заглубляться (например, 11°29', 11°19', 11°08'с.ш. [225], 9°1 Т с.ш. [319, 278]. Вдоль сегмента длиной более 90 км, расположенного к югу от трансформного разлома Клиппертон, морфологические [379] и петрологические [341] доказательства свидетельствуют о наличии развитой магматической камеры. На двух других, более северных, сегментах наблюдаются значительные разрывы в отражающих горизонтах кровли ОМК. Однако отсутствие таких отражающих горизонтов еще не является полным доказательством отсутствия собственно ОМК.
В окрестности рифтовой зоны сейсмические методы четко фиксируют границу Мохо на глубине около 2 с по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн от 7,5 до 8 км/с [277, 546, 164] (см. рис. 4.2). Эти исследователи связывают отражение Мохо с основанием мафического 3-го слоя коры, расположенного над мантийным
144
Рис. 4.3. Модель расположения осевой магматической камеры (ОМК) в быстро раздвигающихся хребтах (ВТП), по [493] с добавлениями значений плотностей ( в кг/м3), по [203]
а - вкрест простирания хребта, б — вдоль простирания
1 - экструзивный слой 2 А; 2 - лайковый слой 2 Б; 3 - габброидный слой 3; 4 - зона пониженных скоростей сейсмических воли; 5 - корово-мантийная смесь ОМК; б - линза расплава; 7 - граница Мохо; 8 - мантия
слоем ультраосновных пород. Существуют и другие, на наш взгляд, менее вероятные варианты интерпретации отражающего горизонта Мохо, а именно, наличие границы гидротермального изменения пород или расплавленных силлов на этих глубинах. Тем не менее, граница Мохо четко выражена и протягивается на десятки километров вдоль оси спрединга, а также на несколько километров вкрест ее. Она присутствует внутри осевой зоны пониженных скоростей, а иногда даже фиксируется под гребнем хребта и осевой магматической камерой и повсеместно находится на одних и тех же глубинах - 5,5—6,5 км [164].
Мы специально подробно остановились на описании результатов сейсмических исследований, проведенных в этом районе, быстро раздвигающихся хребтов, потому что рассмотренный участок осевой зоны СОХ является относительно детально изученным среди всей системы СОХ с большими скоростями спрединга. Обобщенные схемы глубинного строения рифтовой зоны и положение осе
вых магматических камер в быстро раздвигающихся хребтах приведены на рис. 3.7, а и рис. 4.3.
Участки пониженных скоростей сейсмических волн в осевой зоне СОХ, ассоциированные с коровой магматической камерой, были обнаружены и в спрединговых хребтах со средними скоростями раздвижения. Так, в южной части хребта Хуан де Фука (Успред= 6,о см/год) были проведены многоканальные сейсмические исследования осевой зоны с целью изучения глубинного строения коры и структуры осевой магматической камеры. Площадь исследований простиралась от трансформного разлома Бланко к северу до 45°40' с.ш. Результаты сейсмических исследований показали, что кровля магматической камеры располагается здесь на глубине 2,3-2,5 км от уровня дна осевой долины [412].
Многоканальные сейсмические исследования были также проведены в осевой зоне северной части хребта Хуан де Фука на сегменте Эндевер. Было выявлено несколько отражающих горизонтов в структуре коры (рис. 4.4). Самый мелкий коровый отражающий горизонт связан либо с зоной контак-
145
20
Тихоокеанская плита
Плита Хуан де Фука
Ось спрединга
ГО
з.о-
4,0 -
5,0 -сек
ч
Мелкий отражающий горизонт
2,5 км
Дно
Осевой отражающий 6,6 км горизонт
Мохо
Промежуточный отражающий горизонт
о
5 км
Рис- 4.4. Гравитационные аномалии и сейсмическая структура коры в осевой зоне хребта Хуан де Фука по многока-нальным сейсмическим отражениям, по [462]
та базальтовых и диабазовых даек, либо с метаморфическим фронтом внутри подушечных базальтов, либо фиксировал кровлю магматической камеры. На сегменте Эндевер в настоящее время отсутствует фаза активного вулканизма. Здесь широко развиты сбросы и трещины, прорезающие вулканические потоки, а также гидротермальные источники с температурой выхода около 400° С. Насколько можно судить по налету осадочной пыли на базальтовых потоках в осевой зоне, последнее излияние произошло здесь не менее 1000 лет назад [462].
Внутрикоровые отражения, фиксирующие кровлю магматической камеры, были обнаружены и в задуговых центрах спрединга: под хребтом Валу Фа в бассейне Лау в море Фиджи [208, 538], в заду-говом центре спрединга моря Скотия [353]. Здесь так же как в среднеспрединговых хребтах, кровля магматической камеры фиксируется на глубине около 3 км и имеет ширину 1-2 км.
В целом геолого-геофизические исследования, проводимые на различных участках быстро- и средне раздвигающихся хребтов, говорят в пользу существования сравнительно устойчивых, протяженных на десятки километров структур осевых очагов магмы при выраженном дискретнопериодическом характере излияний магмы на поверхность неовулканических зон [225; 493] (см. рис. 3.7, а и 4.3).
Для медленно раздвигающихся хребтов со скоростями спрединга < 4,0 см/год коровая магматическая камера не прослеживается современными геофизическими методами на детально исследованных участках рифтовой зоны САХ: на 23° с.ш. [447, 226]; на 37°с.ш. [250, 228]; на 45°с.ш. [251] и на
других. Даже в наиболее магматически насыщенном и гидротермально активном районе МАРК на 23° с.ш. специально проведенные детальные сейсмические эксперименты не установили наличия ОМК [226]. Локальные зоны пониженных скоростей сейсмических волн диаметром около 10 км были выявлены Л. Магде с соавторами с помощью сейсмической томографии на уровне нижней и верхней коры в центральной части сегмета на 35° с.ш. САХ. Это позволяет предполагать, что в мед-ленноспрединговых хребтах магматические очаги аккумуляции расплава могут быть локальными и относительно короткоживущими (см. рис. 3.7, б, рис. 4.5, а).
Можно ожидать, что в ситуации, когда восходящий мантийный поток находится вблизи участка осевой зоны, в ней может присутствовать осевая магматическая камера, обусловленная горизонтальным течением частично расплавленной мантии вдоль оси спрединга. Примером служит медленно раздвигающийся хребет Рейкъянес (/спред = 20 мм/год), расположенный к югу от Исландского горячего пятна. Хребет характеризуется аномально поднятой топографией, свойственной скорее быстрым, чем медленноспрединговым хребтам. А комплексные геофизические исследования, проведенные в южной части хребта Рейкъянес, включающие широкоугольное глубинное сейсмопрофилирование, электромагнитное и магнитотеллурическое зондирование совместно с гравиразведкой и магниторазведкой, позволили получить доказательства наличия осевой магматической камеры в медленно раздвигающихся хребтах (рис. 4.5, б) [210]. Под осевой зоной спрединга четко выделяется область
146
a
10 5 о 5 10
Расстояние, км
|£.£>Д1 1ШЙ2 fzf-A'iз |у<|4 5 |^le
Уровень моря
Расстояние от оси хребта
Г:.<И ГГП2 К1 d з Е534 1«им|5 I vie ЕШ7
Рис. 4.5. Глубинное строение рифтовой зоны медленно раздвигающихся хребтов
а - схема строения рифтовой зоны САХ, по [493]: 1 - экструзивный слой; 2 - дайковый слой; 3 - габброидный слой; 4 -зона пониженных скоростей сейсмических волн; 5 - корово-мантийная смесь ОМК; 6 - мантия; б - глубинное строение рифтовой зоны хребта Рейкьянес по сейсмическим, электромагнитным и магнитотеллурическим данным [210]: 1 - слой 2А; 2 - слой 2Б; 3 - слой 3; 4 - корово-мантийная смесь ОМК; 5 - линза расплава; б - мантия; 7 - циркуляция морской воды в слое 2
пониженных скоростей сейсмических волн (предполагается, что она представляет собой кашеооб-разную коромантийную смесь) с пониженным электрическим сопротивлением, содержащая от 12 до 30 % расплавленной фракции. В верхней части этой области выделяется тонкая линза расплавленного материала.
Комплекс примененных геофизических методов позволил получить важную информацию о глубинных неоднородностях коры и мантии, а также о параметрах (размерах, глубине, содержании расплава) осевой магматической камеры. Результаты детальных геофизических исследований, в частности, подтвердили сходство глубинной структуры осевой рифтовой зоны, параметров осевой магматической
147
камеры в южной части хребта Рейкъянес с таковыми для быстро раздвигающихся хребтов (рис. 4.5, б) Эти результаты свидетельствуют, что в определенных геодинамических условиях, в частности, при вдольосевой миграции мантийного расплава и в медленно раздвигающихся хребтах возможно формирование осевых магматических очагов значительных размеров.
Оценки частоты излияний, сделанные на основании определений степени свежести лавовых потоков и толщины тонких осадочных покровов, показывают, что существенные излияния лавы на поверхность в осевой зоне быстро раздвигающихся хребтов происходят в среднем раз в 100-1000 лет [372, 283, 563]. Вулканическая фаза сменяется фа-
зой активной гидротермальной деятельности и затем тектонической. Близкие значения частоты обновления линзы расплава при значительном магмо-снабжении дают сравнения магматического очага гавайского вулкана Килауэа с магматическими очагами осевой зоны ВТП [165]. Для медленно раздвигающихся хребтов анализ мощности свежих вулканических излияний, размеров и пространственного распределения вулканов в пределах неовулканической зоны свидетельствует о том, что излияния магмы здесь происходят в среднем раз в 5 000-10 000 лет [154, 338]. Указанная периодичность тектоно-магматических циклов в осевых зонах СОХ должна играть важнейшую роль в распределении зон гидротермальной активности и полей глубоководных полиметаллических сульфидов.
В целом результаты сейсмических экспериментов, проведенных в осевых зонах быстро- и средне раздвигающихся СОХ, указывают на существование двух основных отражающих уровней, связанных с границами зон пониженных скоростей. Первый из отражающих горизонтов наблюдается на глубинах, от дна 1-3 км. Он прослеживается на расстоянии 1- 4 км в сторону от оси спрединга и, как отмечалось выше, обусловлен существованием осевого внутрикорового магматического очага. Такой очаг, как правило, не фиксируется геофизическими методами для медленно раздвигающихся хребтов. Второй отражающий горизонт в отличие от первого более стабильный и прослеживается на расстояниях до 15 км от оси хребта на глубинах до 4 -7 км. Его можно ассоциировать с границей Мохо и, видимо, с существованием поднятия кровли астеносферы под осевыми зонами СОХ, с характерной шириной поднятия 20 -30 км (полная ширина) и глубиной залегания кровли астеносферы 5-10 км.
Таким образом, сейсмические данные еще раз подтверждают вывод, сделанный во второй главе, о существенном различии глубинной структуры быстро- и медленно раздвигающихся спрединговых хребтов, выражающемся в различии их геологогеофизических характеристиках, глубинном строении коры, толщине литосферы и в различии гео динамических процессов, управляющих апвеллингом и аккрецией океанической коры.
4.2. СВИДЕТЕЛЬСТВА НАЛИЧИЯ ОСЕВОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ
КАМЕРЫ ПОЛУЧЕННЫЕ НА ОСНОВЕ ИЗУЧЕНИЯ ОФИОЛИТОВЫХ
КОМПЛЕКСОВ
Важную геологическую информацию о строении осевой магматической камеры дают геологические исследования офиолитовых комплексов при допущении, что офиолиты представляют собой реликты океанической коры, сформированной в осевых зонах срединно-океанических хребтов. Однако такое допущение имеет два основных возражения. Пер
вое заключается в том, что многие базальты офиолитовых комплексов имеют большее сходство с базальтами островных дуг, чем с базальтами СОХ [408]. Второе возражение касается несоответствия между слишком большими размерами магматической камеры, установленными из геологического анализа офиолитов (для того, чтобы объяснить формирование слоистого габбро мощностью в несколько километров) [428] и наблюдаемыми небольшими размерами осевой магматической камеры в активных зонах спрединга.
Были проведены детальные исследования самого крупного (90 000 км2) хорошо обнаженного Оманского офиолита [419, 177]. Он простирается в направлении ССЗ-ЮЮВ, которое в соответствии со средним параллельным простиранием диабазового щитового лайкового комплекса близко к предполагаемому простиранию палеохребта. Размеры этого офиолитового комплекса очень велики, поскольку весь массив представляет собой большой участок океанической коры, протягивающийся на 400 км вдоль простирания комплекса, что превышает интервал между трансформными разломами на современных СОХ.
Происхождение Оманского комплекса связывают либо с условиями открытого океана [177], либо задугового бассейна. Более определенный ответ на условия формирования этого офиолитового комплекса дают детальные изучения условий осадконакопления и корректный анализ геохимических данных. Важным параметром, определяющим внутреннюю структуру офиолитов, является скорость спрединга палеохребта.
В случае Оманского офиолита несколько факторов свидетельствуют в пользу предположения о том, что он формировался на палеохребте с быстрой скоростью спрединга [419, 420]: 1). Непрерывная и однообразная последовательность мощного комплекса слоистого габбро указывает на его формирование из хорошо выраженной магматической камеры [428], которая наиболее вероятна для быстрого спрединга. 2). При структурном картировании всего офиолитового комплекса была обнаружена только одна область Вади-Тайн, обусловленная, вероятно, нарушением, характерным для трансформного разлома. Отсутствие трансформных разломов на расстоянии более 300 км вдоль оси хребта является характерным признаком быстро раздвигающихся хребтов типа ВТП. Других следов сегментации, связанных с зонами ПЦС, обнаружено не было. 3). Расслоение и сопутствующие потоки в верхних частях перидотитовой пачки параллельны поверхности Мохо, и, видимо, остаются параллельными ей на расстоянии нескольких километров вниз по разрезу, за исключением участков диапиров. Поверхность потоков параллельна изотермической поверхности, отделяющей литосферу от ас теносферы. Это дает основание предполагать,что под Оманским палеохребтом изотермы в верхних слоях мантии были полого наклонены, как и в современных спрединговых хребтах [420].
148
Структурные исследования в переходной зоне Оманского офиолита позволили установить три важные особенности в перекрывающихся слоях, которые позволяют глубже понять строение коры и магматической камеры. Во-первых, была обнаружена поразительная структурная непрерывность между тектоническими перидотитами и слоистым габбро. Слоистость перидотитов оказалась параллельной наслоению габбро и границе палеомохо. Во-вторых, открытие заключается в том, что во многих местах слоистое габбро подвергалось воздействию интенсивных магматических потоков. Из-за значительных вращений пород, которые могут быть вызваны этими потоками, ориентация габброидных структур в настоящее время отражает поле магматического потока, а не связана с процессами кристаллизации in situ. В-
третьих, все поперечные сечения показали, что слоистость верхней части габбрового комплекса изменяется таким образом, что становится параллельной слоистости соответствующих диабазовых щитовых дайковых комплексов (например, массив Вукбах).
Принимая во внимание, что траектория астено-сферного потока в самых верхних частях перидотитовой пачки параллельна поверхности раздела астеносферы и литосферы [418], можно считать поверхность магматического потока параллельной
стенкам магматической камеры. Эти стенки совпа-
дают с изотермической поверхностью, на которой расплав затвердевает. Для переходной области затвердевания магмы фракция твердое состоя-ние/расплав близка к 70%, что соответствует достоянию базальта при температуре около 1185 С [543]. В самой верхней части магматической камеры температуру затвердевания расплава понижается на 100-200 С вследствие проникновения воды и, как результат, приводит к большей крутизне поверхности, разделяющей магму и твердую среду. Такой вывод хорошо согласуется с наблюдениями
резкого увеличения крутизны верхней части разреза габбрового расслоения.
Таким образом, форма стенок магматической
камеры может быть установлена по форме изотермической,, поверхности 1185 С, которая располагается глубже уровня проникновения воды, т.е. в пределах самой камеры и по форме изотермической поверхности 1 000-1 100 С выше этого уровня. В офиолитовых комплексах, форму стенок камеры можно определить из
анализа характера расслоенной поверхности.
В модели представленной на рис. 4.6, дан генерализованный разрез, составленный на основе обобщения результатов полевых геологических наблюдений. Магматическая камера здесь показана с узкой расширяющейся с глубиной кровлей. Ширина камеры на уровне Мохо не превосходит ширины мантийных диапиров и составляет около 10 км [419]. Это согласуется с предположением о том, что толеитовый расплав, проходящий через диапир, имеет достаточную подвижность и энергию, чтобы поддерживать расплавленный горизонт выше диапира. Близкое значение ширины камеры было получено на основе термического моделирования осевой зоны спредингового хребта при Гспред> 5 см/год [497]. Предполагается, что, магматическая камера должна быть заполнена достаточно вязкой корово-мантийной смесью, по крайней мере, вбли
зи ее стенок и подошвы на значительном расстоянии от оси хребта, ибо только при этом условии имеется возможность передавать сдвиговые напряжения, обусловленные перемещениями подстилающей астеносферы.
Геологические доказательства о наличии магма-
тической камеры в осевых зонах спрединга были получены также из офиолитовых комплексов Бэй оф Айленд на Ньюфаундленде [196] и Тринити массива в северной Калифорнии [188].
На основании имеющихся геолого-геофизи-
ческих данных можно сделать следующие предпо-
ложения относительно строения магматической камеры (см. обобщенную схему строения рифтовых зон СОХ на рис. 3.7, 4.3 и 4.5):
1. Глубина и ширина кровли поднятия астено-сферного клина во многом определяются скоростью спрединга. Глубина кровли варьирует от 3 до 6 км от дна для быстро раздвигающихся хребтов и более 6 -10 км для средне- и медленно раздвигающихся. Ширина кровли астеносфериого поднятия быстро раздвигающихся хребтов достигает 20 км и, очевидно, уменьшается пропорционально умень
шению скорости спрединга.
2. Согласно геофизическим данным, осевая магматическая камера типична для быстро раздви-
5 км
Рис. 4.6. Структура осевой магматической камеры (СОХ) по данным изучения офиолитовых комплексов, по [419]
149
гающихся хребтов, встречается в осевой зоне средне раздвигающихся и не фиксируется в медленно раздвигающихся хребтах. Это дает возможность предположить наличие некоторой граничной скорости существования ОМК.
3. Глубина кровли камеры варьирует от 1 до 4 км от дна, а ширина достигает 2-6 км. Оба параметра зависят от геодинамической обстановки осевой зоны, близости структурных неоднородностей и насыщенности ОМК расплавленной фракцией.
Несмотря на то, что уже очевидна важная роль магматической камеры в структуре и эволюции осевых зон СОХ, в том числе и при формировании гидротермальных сульфидных месторождений, пока имеются лишь отдельные примеры проведения специальных работ для изучения ее строения. Ограничена фактическая информация о форме, размерах ОМК, местоположении вдоль оси хребта, особенно в окрестности морфотектонических структур и границ сегментов разных масштабных уровней.
Проблема геодинамической обстановки эволюции осевой магматической камеры требует проведения дальнейших детальных комплексных работ. Однако уже на современной стадии исследования магматической камеры можно подойти к пониманию важнейших глубинных процессов, управляющих ее структурой и эволюцией, с помощью численных моделей.
4.3. ОТРАЖЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ В АНОМАЛЬНОМ ГРАВИТАЦИОННОМ ПОЛЕ
Обнаружить осевую магматическую камеру геофизическими методами с поверхности океана практически невозможно. Резко расчлененный рельеф и большая глубина дна океана, превосходящая 2 500 м, сложное распределение плотностей с глубиной в осевой области, подверженной интенсивной тектонической и гидротермальной переработке - все это затрудняет выделение “полезного” сигнала и одновременно делает необходимой придонную и даже донную геофизическую съемку.
Метод электрического зондирования пока еще фиксирует только большие объемы высокоэлектропроводных сред типа зон пониженных скоростей (астеносферы). Линейные магнитные аномалии используются для геоисторической интерпретации региона, но для выявления локальных магнитных тел они пока недостаточно эффективны.
Более эффективным могло бы быть изучение аномалий гравитационного поля. Краткая иллюстрация возможностей этого метода для выявления осевых магматических очагов в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов представлена ниже.
Рассмотрим проблему связи уровней наблюдений аномалий Ag с их величинами и проблему выделения полезного сигнала от аномального глубинного тела в условиях резко расчлененного рельефа
рифтовых зон дна океана. Для этой цели была использована гравитационная аномалия от реального рельефа дна вдоль профиля через осевую зону ВТП на 12 с.ш. [347], из которого была вычтена региональная составляющая, обусловленная термическим расширением пород литосферы. Результирующий рельеф представлен на рис. 4.7,6. “Полезный” сигнал в данной модели создается локальной интрузией шириной 2 км, залегающей на глубинах от 1,6 до 5,6 км от среднего уровня дна океана. Контраст плотности предполагался равным 0,25 г/см3 (рис. 4.7,3). На рис. 4.7, а показано влияние рельефа дна на аномальное гравитационное поле при наблюдении на уровне моря (2,55 км над самой высокой точкой рельефа дна), а также интегральное влияние как рельефа дна, так и интрузии; на рис. 4,7, г - чистый гравитационный эффект интрузии после учета влияния рельефа дна. На рис. 4.7, в, г представлены аналогичные графики, вычисленные для глубины 2,55 км, т.е. на уровне высшей точки рельефа дна осевой зоны.
Вычисления показывают, что “чистый” эффект интрузии, после учета рельефа увеличивается почти в два раза при погружении на 2,5 км ниже уровня моря (рис. 4.7, г). Углубление уровня наблюдения на 1 км в данной ситуации увеличивает амплитуду “полезного” сигнала интрузии на 1-2 мГал. При глубине 4 км амплитуда “полезного” сигнала будет меньше ошибки наблюдения при набортной съемке. На рис. 4.7, а показан рост амплитуды аномалий Ag от интрузии с приближением к уровню дна. Характерно резкое изменение величины аномалий даже для сравнительно невысокого (Ah < 200 м) рельефа в условиях придонной съемки.
Эти расчеты показали, что несмотря на увеличение гравитационного влияния рельефа дна с глубиной, рост относительного веса “полезного” сигнала со снижением уровня наблюдений Ag, делает придонную гравиметрическую съемку эффективной для обнаружения аномальных приповерхностных магматических тел и приуроченных к ним областей гидротермальной активности [18].
Кроме этого, необходимо определить, какой порядок величины Ag можно ожидать от осевых очагов магмы в зависимости от их размеров, формы и плотности вещества в них. Были рассмотрены различные формы осевых магматических очагов (см. табл. 4.1). На рис. 4.8 приведены аномалии Ag в свободном воздухе, вычисленные для четырех схематичных моделей осевых магматических очагов при разных значениях их плотности. Предполагалось: в первой модели - полное плавление вещества по объему камеры (рис. 4.8, а); во второй модели - куполообразная форма крыши очага и присутствие расплавленного вещества в верхней части камеры (см. рис. 4.8, б); в третьей модели - узкий магматический очаг с вертикальными стенками и плоской крышей (рис. 4.8 ,в); и, наконец, в четвертой модели в отличие от трех предыдущих магматический очаг располагался ниже границы Мохо
150
Вода Средний уровень Уровень моря р= 1,03 рельефа хребта'
О Интрузия СО II 89‘Z = d
Рис. 4.7. Гравитационные аномалии от подосевой интрузии и остаточного рельефа 12° с.ш. ВТП
а - аномалии Ag: 1- на уровне моря, 2 - на 1 км ниже уровня моря, 3 - на уровне моря без интрузий (т. е. от рельефа), 4 - 2,55 км ниже уровня моря; б - остаточный рельеф; в аномалии Ag: 1- на 2,55 км ниже уровня моря с интрузией, 2 - то же без интрузий (т. е. от рельефа); г -гравита-ционные аномалии от интрузии (за вычетом рельефа): 1 наблюдение на уровне моря, 2 - на 2,55 км ниже уровня моря; д - распределение плотностей (г/см3) по глубине в модели интрузии
ровичича (см. рис. 4.8, г). Была проведена оценка гравитационного эффекта от заполнения осевых камер веществом с однородной плотностью, меняющейся от 2,6 г/см3 (самые легкие компоненты выплавок) до 3,1 г/см3 (слабодифференцированное вещество мантии) [18]. Для расчетов принята стандартная глубина океана 2,5 км в осевой части хребта. Кора включала слои подушечных базальтов (2А), дайкового комплекса (2В), слоистого (ЗА) и изотропного (ЗВ) габбро, и мантию. Мощности слоев и плотности пород в них показаны на рис. 4.8. Глубина кровли очага 2-2,5 км, рассчитанная по моделям 1-3, не противоречит результатам сейсмических наблюдений на ВТП. Модель 4 рассматривается как сравнительный вариант и, вообще говоря, не согласуется с данными геофизических исследований по хребтам с большими и медленными скоростями спрединга. Как видно из рис. 4.8, г для этой модели характерны отрицательные аномалии Ag с полушириной распределения Axi/2~8-10km и амплитудой до 10мГал при Ар ~ 0,7 г/см3, уменьшающейся до 4,2 мГал при Ар ~ 0,3 г/см3.
Отрицательные аномалии в свободном воздухе получены для моделей 1-3 при плотностях вещества магматической камеры р < 2,9 г/см3. Предполагалось, что очаги заполнены легкими базальтовыми фракциями и имеют дефицит масс по сравнению с вмещающими породами слоистого и изотропного габбро. Наибольшие по амплитуде отрицательные аномалии Ag (около 12 мГал) получены при минимальной плотности заполняющей магмы (р = 2,6 г/см3) и максимальном объеме камеры (см. рис. 4.8, б). В этом случае получена наиболее широкая гравитационная аномалия Ag (xi/2 = 15 км). В модели 3 рассчитанные амплитуды аномалий минимальные. Такая же ситуация наблюдается и для рассчитанных положительных аномалий Ag, которые наблюдаются для значений р>2,9 г/см . Для выбранных значений плотностей амплитуды положительных аномалий меньше отрицательных.
Отметим, что даже при самых больших контрастах плотностей магмы очага и вмещающих пород амплитуда аномалий не превышает по модулю 10-12 мГал, что еще раз свидетельствует в пользу придонной гравитационной съемки при обнаружении подосевых резервуаров на разных этапах их развития.
4.4. ТЕРМОМЕХАНИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ СОХ
Многие из современных термических моделей океанической литосферы включают интегральное описание термического режима осевых зон СОХ, их литосферы и подстилающей мантии и рассматривают конвективные движения расплавлен-
151
а
в
81
Глубина, км Д^.мГал Глубина, км Д^.мГал
0
4-
-4-
4-
2
6-
8
-8-О
—— 5 км 10 152^ -—ур. моря
р « 1,0 г/см3 Вода
2,35 2,65 2,85 1- 2,95 3,30 Спой 2А- _ Слой 2Б Слой ЗБ
20 км
S аё ®
г
О
5 км
20 км
10
15
О
-4
2
8
10
з4 я
16
'* — •— — Ур. моря
р = 1,0 г/см3 Вода
2,35 2,65 2,85 2,95 XZ>-з,зо\£х СЛОЙ 2А Слой 2Б Слой ЗА Слой ЗБ Ръ// '//
Рис. 4.8. Профили гравитационных аномалий над подосевыми магматическими очагами, заполненными магмой с плотностями р = 2,6; 2,8 и 3,0 г/см3 (четыре модели очагов соответствуют различной форме резервуаров магмы и разным уровням ее вмещения)
/ - границы слоев; 2 - магматическая камера
152
ной фракции и матрицы пород мантии. К числу проблем, решаемых такими моделями, относятся модели мантийного апвеллинга, модели формирования коровых осевых очагов магмы, модели вдоль осевых мантийных течений, контролирующих вариации рельефа дна и тепловых потоков в рифтовых зонах СОХ, а также другие. Ниже приведен краткий обзор термодинамических моделей рифтовых зон СОХ, составленный совместно с Ю.Галушкиным и А.Свешниковым.
4.4.1. Изменение термического состояния,рельефа и теплового потока океанической литосферы с возрастом
В основе большинства термических моделей океанической литосферы, интенсивно развивавшихся в последние 30-35 лет, лежит относительно небольшое число пионерских работ, объяснявших природу генеральных черт рельефа дна океана и теплового потока литосферы СОХ [396, 115, 432, 423,476].
Первая термическая модель, объяснявшая природу генерального рельефа и теплового потока СОХ, была предложена Д.Мак Кэнзи [396]. В ней распределение температур, тепловой поток и рельеф поверхности океанической литосферы определялись решением стационарного уравнения теплопроводности для литосферной плиты постоянной толщины, движущейся с постоянной скоростью V от оси хребта (Г - полускорость спрединга):
ЭТ „ ,д2Т д2Т. лг .
р С у- — = К(-—г+-—-) +J(x,z), ах а х~ a z~
(4-1).
где К - коэффициент теплопроводности, р - плотность и Cj> - теплоемкость пород литосферы; V -скорость спрединга; T(x,z) - температура пород и свободный член уравнения A(x,z) = 0. Граничные условия имели вид: Т= ?о = 0 при z = 0; Т = Tj на нижней границе литосферы z- №, Т=Т\ на оси х = 0 и Э77Эх => 0 при х => с*». Решение искалось в виде
Т' = 1 -z + У,- схр[(R-V/?2 +п2 -л2) х'] sin(« л z ) "'Л
ряда Фурье и имело вид [396]:
(4.2)
Здесь Т= (7\-То)-Т'+То , х = Нх' , z-H-z' и R = p-Cp V-H/2K - число Релея. В области х, где толщина литосферы заметно отличается от асимптотической, решение (4.2) близко к известному решению для остывающего полупространства с начальной температурой T=Ts=Tj [63]:
7
Дх;г) = Г,Ф( . —), (4.3)
2 VK х/ v
где Ф(у) = -= • Гехр(-х2) • dx (4-4)
ул i
- функция вероятности и к = К1р-СР - термическая диффузия пород. Модель остывающего полупространства (4.3) была использована в 1972 г. О.Г.Сорохтиным в нашей стране и Р.Паркером и Д.Олденбургом, - за рубежом, чтобы получить известные законы изменения теплового потока в зависимости от возраста океанической литосферы (см. раздел 1.4).
Модификацию решения Д.Мак Кензи для учета эффекта выделения скрытой теплоты плавления предпринял Д.Олденбург в моделях 1973 и 1975 годов. Он искал распределение температур в океанической литосфере в рамках решения типичной задачи Стефана, задавая на нижней переменной границе литосферы температуру, равную температуре солидуса: z = HL(xy. Т-Три определяя на этой границе скачок теплового потока, обусловленный выделением скрытой теплоты плавления материала мантии: К-(пх-дТ/дх + n^dT/dz) = -L-p-V. Чтобы избежать особенности в решении на оси хребта, вводилось дополнительное условие при х = 0 и 0 < z < 1; -К-(дТ/дх) = p-V-[L+Cp-(Ti, - 7})], которое предполагало, что все тепло, приносимое интрузиями в осевую зону, уносится горизонтальным тепловым потоком. Выше 1 - значения толщины литосферы на оси, предполагаемое заранее, Tf - эффективная температура интрузий, пх- и nz -компоненты вектора внешней нормали к нижней границе литосферы Н[,(х). Задача решается численно, но из характера решения следует, что глубины изотерм, рельеф, тепловой поток и мощность литосферы остаются функциями и в этой модели решения. С удалением от оси, в области х » 2A-K/p-V-CP, где при
Э2Г„р-Сг-у дТ
дх2 К дх получается асимптотическое решение, которое полностью аналогично (4.3).
Согласно асимптотическому решению, толщина литосферы продолжала неограниченно расти как и для большого возраста океанической литосферы. Однако, наблюдения показывают, что при возрасте коры t > 70 млн лет глубины изотерм и поверхности дна океана, а также тепловой поток крайне медленно меняются с возрастом [433], качественно согласуясь с моделью остывающей плиты McKenzie [396]. Г.Шуберт с соавторами [476] пытался исправить это положение, рассматривая зависимость коэффициента теплопроводности от температуры и эффект выделения тепла вязкого трения в основании литосферы, вызванного скольжением последней в верхних слоях вязкой астеносферы. Эти авторы установили, что если теплопроводность пород мантии зависит только от температуры, то глубины изотерм, тепловой поток и рельеф поверхности литосферы будут по-прежнему изменяться
153
как функции 'll. Расчеты со значениями геофизических параметров, типичных для пород мантии литосферы и астеносферы, показали, что тепло вязкого трения слабо сказывается на тепловом режиме литосферы для полускоростей спрединга V< 5 см/год, в то время как для V= 10 см/год заметное отклонение от закона наблюдалось уже для возраста литосферы t > 25 млн лет, что также противоречит наблюдениям. Тогда, чтобы снять противоречие, Д.Ольденбург [424] предположил, что характер конвективных движений в астеносфере и глубокой мантии определяет некоторую постоянную величину глубинного теплового потока из мантии с удалением от оси спрединга, тем самым устанавливая асимптотический тепловой режим литосферы аналогично тому, как это имеет место и в модели плиты постоянной толщины.
Хотя в целом рассмотренные модели неплохо описывали генеральные черты изменения теплового потока, рельефа дна и мощности океанической литосферы с возрастом, однако продолжающиеся геофизические исследования приносили новую информацию о строении и геофизических полях литосферы срединно-океанических хребтов и особенно их осевых зон. Открывшееся своеобразие теплового потока, рельефа осевых долин и горстов, особенности гравитационных и магнитных полей в осевых зонах хребта требовали уточнения существующих тепловых моделей.
На основе этих основополагающих моделей в дальнейшем развивались все остальные многочисленные модели рифтовых зон, которые можно разделить на четыре группы по характеру решаемых проблем и способам их решения. Анализ термомеханических процессов в первых трех этих группах проводится на основе стационарных моделей теплообмена и массопереноса, и только последняя, четвертая группа рассматривает нестационарные модели формирования коры и характерных структур приосевой области хребта.
Первая из упомянутых групп включает в себя стационарные тепловые модели с горизонтальным движением коры и аналитическим полем скоростей расходящегося течения невязкой мантии и литосферы. Модели анализируют соотношения толщины литосферы и корового слоя при разных скоростях спрединга и заметной роли гидротермальной деятельности [439, 199, 283, 232]. Модели второй группы рассматривают теплообмен со стационарным полем скоростей миграции расплава и деформации коры и мантии при переменной вязкости среды. Их цель - объяснить изменение мощности коры в зависимости от скорости спрединга, характера сегментации хребта и положения изучаемого участка осевой зоны хребта относительно краев сегмента [507, 503, 504, 505, 211, 212,506, 438, 162, 163, 200]. Третью группу моделей составляют все стационарные тепловые модели, анализирующие проблемы существования подосевых коровых очагов магмы [494, 498, 411, 561, 288, 438, 200]. И, наконец, в четвертой группе рассматривается неста
ционарная тепловая модель подосевых очагов магмы, позволяющая анализировать процесс формирования корового очага от момента его зарождения до становления его устойчивой формы, а также проследить процесс его деградации после прекращения спрединга [22, 23, 25, 26].
4.4.2. Стационарные распределения температур и формирование корового слоя в рифтовых зонах СОХ
Стационарные распределения температур в осевых зонах СОХ с горизонтальным полем скоростей
Термическое состояние осевой зоны
Н.Слип [494] первым анализировал распределение теплового потока и температур в осевой зоне СОХ. Он решал стационарное уравнение теплопроводности (4.1) с A(x,z~) = 0 в прямоугольной области х > 0,0 5 z < Н со стандартными граничными условиями: Г=0 на поверхности области счета (z = 0), Т- Тн в ее основании (z = Н) и дТ/дх = 0 при х = =°. На оси х = 0 задавался тепловой поток:
- К—— = v • р • Ср (7? ~ Т) прия>Яс,(4.5) дх
где Нс - толщина коры, и
_ jq _— = у • р • Ср (Tj — Т) + v • р L дх
при 0 < z < Нс (4.6)
в пределах коры. Здесь L - 90 кал/г - скрытая теплота плавления базальта. Температура пород интрузивной зоны Т, ,росла с глубиной по кусочнолинейному закону с градиентом d?',/dz = 3° С/км в пределах коры (0 < z < Нс), 1 °С/км - в пределах зоны сегрегации (Нс < z < Hs), где Hs= 33 км и 0,3° С/км - в пределах адиабатической зоны в мантии (Hs £ z < Н), где (d77dz)ae/= 0,3° С/км - адиабатический градиент температуры в мантии. (Значения других параметров, используемых в модели: К = 0,006 кал/см-с-°C, р-СР = 0,91 кал/см • °C, 7^=1290 °C, /7=100 км.)
Решение получалось разложением искомого распределения температуры в ряды Фурье. Вдали от оси (х = 0), где горизонтальные градиенты температур были пренебрежимы, глубины изотерм были близки к полученным в моделях [396, 424]. В то же время учет эффекта скрытой теплоты плавления позволил Н.Слипу более корректно описать высокотемпературный режим приосевой области океанической литосферы и даже приблизиться к имитации теплового режима подосевой магматической камеры [494].
И все же в ряде деталей модель нуждалась в совершенствовании. Прежде всего, это касалось ус-
154
ловий на оси рифта (4.5) и (4.6). Они предполагают отличие производной ЭТ/Эх от нуля на оси х = О, что отражается в резком заглублении изотерм у оси хребта с крутизной их наклона, растущим с увеличением скорости спрединга V [494]. Это противоречит наблюдениям в СОХ, согласно которым как изотермы, так и кровля магматического очага в осевой области почти горизонтальны, что соответствует условию Э77Эх = 0. Можно отметить также, что высокотемпературные изотермы в модели, и в том числе изотерма, фиксирующая кровлю очага, располагаются заметно ближе к поверхности дна, чем это следует из сейсмических наблюдений. Выделение скрытой теплоты плавления в модели [494] локализовано в коре в пределах узкой зоны на оси спрединга, причем предполагается выделение полного объема теплоты плавления независимо от степени плавления ее вещества (температура ликвидуса пород коры, 7)., вообще не участвует в вычислениях температуры). В действительности скрытая теплота распределяется по широкой области затвердевания пород, включающей объем и кровлю и края магматического очага и ее величина сильно зависит от локальной степени плавления вещества коры.
Первые модели формирования корового очага магмы
Более реальное распределение температур в осевой области с плоской кровлей камеры были получены в последующих модификациях рассмотренной модели [497, 411, 561]. В этих работах эффект скрытой теплоты перенесен из граничных условий (4.6) в свободный член уравнения (4.1), после чего граничные условия на оси имели вид (4.5) для всей мощности литосферы, и температура вещества на оси, Tj изменялась с глубиной по прежнему закону. Решение, как и раньше, искалось разложением в ряд Фурье [411] поэтому и скрытая теплота плавления в свободном члене уравнения представлялась через соответствующее распределение источников тепла:
А(х, z) . mn-z
Q(x, z) = - = 2, Q„, (x) sin(——)
P 6- p m=] -ti
распределенных в виде 5 - функций в локальных точках: <2«,(х) = 2„,-5(х-хо), где х0 - координата локализации источника тепла (<2„, > 0). Распределением 70% источников тепла, моделирующих эффект скрытой теплоты плавления, вдоль крыши очага, отождествляемой в модели с изотермой Т = 1185° С, и 30% по сторонам очага авторам удалось получить стационарный коровый очаг с квазигоризон-тальной формой крыши (рис. 4.9). Дополнительным введением над этой крышей стоков тепла (<2т<0), имитирующих тепловое воздействие гидротермального охлаждения коры в осевой зоне, авторы модели методом итераций получают стационарное положение плоской крыши очага на глубинах, согласую
щихся с наблюдаемыми по сейсмическим данным (z = 1,2-2,0 км для Г=10 см/год).
Рис. 4.9. Распределение температур и коровый очаг магмы в модели с распределенными источниками и стоками тепла в осевой зоне литосферы СОХ, по [561]
Символы + и - показывают распределение дискретных источников тепла
Анализируя результаты расчетов модели, Д.Вилсон с соавторами [561] приходят к выводу о том, что сужение подосевого магматического очага книзу может быть объяснено лишь в рамках модели, когда температура коивектирующей магмы в очаге заметно ниже температуры солидуса материала нижней коры. В этом случае конвекция в очаге сможет охлаждать нижнюю кору и создавать очаг, расширяющийся кверху.
Следует иметь ввиду, что в процессе охлажде-ниг плотность расплава после выделения и осаждения из него кристаллов, как правило, уменьшается [113]. Следовательно, если кристаллы растут на стенках камеры или очень быстро выпадают на дно, то в верхней части камеры будет формироваться облегченный расплав, что будет способствовать подавлению конвекции в масштабах очага. Поэтому наиболее вероятной причиной конвекции в очаге может служить эпизодическое возобновление объема жидких базальтов в очаге магмы за счет их поступления из зон сегрегации расплава на глубине. Термический аспект конвекции магмы в очаге моделируется в модели [561] подбором стоков тепла в нижней части очага и сопряженных им источников тепла в верхней половине очага. Предпочтительная модель осевой зоны предполагает температуру вещества, поступающего в осевую зону около 1250 °C (при температуре Т’=1340°С на глубине z= 100 км в основании области счета) и среднюю температуру магмы в очаге 1150 °C (см. рис. 4.9).
Модели Дж.Мортона и Н.Слипа [411] и особенно Д.Вилсона [561] позволили оценить порядок и степень участия различных тепловых процессов в формировании термического режима осевых зон СОХ. Однако, при этом нельзя не отметить их ис-
155
кусственный характер, так как и полученное распределение температур, и рассчитанная форма корового очага магмы в них являлись прямым результатом априорного подбора пространственного распределения источников и стоков тепла, грубо имитировавших эффекты выделения скрытой теплоты плавления .и гидротермальной деятельности.
Термическое состояние осевой зоны хребта и стационарные модели формирования корового слоя с двух- и трехмерными течениями базальтового расплава и мантии
В следующем классе моделей, получившем развитие в последние 10-15 лет, рассматриваются двумерные и трехмерные поля скоростей перемещения пород литосферы и подстилающей мантии. Цель этих моделей - связать процессы сегрегации и миграции расплава из мантии под срединноокеаническими хребтами с вариациями в объеме генерированной коры и скоростью спрединга,. а также с местоположением участка в пределах изучаемого сегмента хребта. В первых моделях этого класса [439, 348]] рассматривалось поле скоростей горизонтально движущейся коры и пассивного ньютонова течения мантии (с постоянной вязкостью), индуцированного горизонтальным движением твердой коры со скоростью v (рис.4.10, а'):
Их= 7, Кг=0 прих > 0 и 0 <z < hc, (4.7а)
где hc- толщина коры, 7- полускорость спрединга; и
V г m т а п mi ПЦИ X > 0 И Z > hc v, =— [-sin(2'6)-2-S’COs(2'S)] r с
Л
м, = — [-! -cos(2 • В) + 2 • 0 sin(2 0)]
" 7Г
0 = arctg(—А—) (4.76)
Стационарное уравнение теплопроводности включало члены с конвективным движением по осям х и z:
„ дТ ,, дТ Э , ь, д7\ Э Э7\ .. .
p-C?vv —+р-СяУ — =—(Л—) + ) + Л(х,£)
дх dz дх Эх dz dz
(4.8)
Уравнение решалось в области 0 < х < 140 км, 0 < z < 90-100 км с постоянной температурой Г= Тц = 1200 °C в основании области счета. Тепловой эффект высвобождения скрытой теплоты плавления в пределах корового слоя на оси спрединга во время процесса остывания интрузий моделировался эффективным увеличением температуры вещества интрузий до 1520 °C, что на 320 °C превосходило температуру мантии на глубине. Охлаждение коры гидротермальной конвекцией ими-тировалось увеличением коэффициента теплопроводности в Nu раз в пределах всей коры, где число Нуссельта, Nu, эквивалентно отношению гидротермального потока тепла к кондуктив-ному [209]. В моделях предполагалось, что породы
глубже hc= 6 км или с температурой Твыше 400 °C непроницаемы для конвективных жидкостей.
Моделирование, проведенное в [439; 348], подтвердило тот факт, что гидротермальное охлаждение существенно увеличивает прочность осевой литосферы на растяжение через увеличение ее мощности. Так, для медленных хребтов (с полускоростью спрединга 7=1 см/год) толщина литосферы на оси без гидротермального охлаждения составила бы всего около 2 км и оставалась бы заметно меньшей толщины коры (6 км). С учетом же гидротермального фактора с эффективным числом Нуссельта Nu = 6-10 толщина литосферы медленно раздвигающихся хребтов на оси заметно превосходит толщину коры и это согласуется с сейсмическими наблюдениями на Срединно-Атлантическом хребте.
Для быстро раздвигающихся хребтов (полускорость 7=5 см/год) толщина литосферы составляет около 1/2 толщины коры и с учетом гидротермального фактора. Характерно, что вдали от оси хребта распределение температур в литосфере в моделях [439] и [348] получается близким к остывающему полупространству (рис. 4.10, б). Эта ситуация не меняется и в модели с течением мантии с нелинейной реологией пород [199], подтверждая тот факт, что температурное поле вдали от оси хребта нечувствительно к деталям течения пород в мантии.
Процессы генерации океанической коры и формирования термического режима литосферы, включающие и образование подосевого очага магмы, тесно связаны с выделением расплава под осевыми зонами спрединга вследствие адиабатической декомпрессии при апвеллинге мантийного материала, а также с механизмами миграции расплава от зон его сегрегации в мантии до осевой зоны генерации коры. Анализу этих механизмов посвящено много моделей [507, 504, 505,211,212, 506, 438, 162, 163,200].
Предполагалось, что моделируемые механизмы миграции расплава должны отвечать двум основным условиям [504]: 1) миграция расплава должна быть достаточно быстрой, чтобы удалять образующийся расплав из мантии, так как нет геофизических доказательств присутствия на глубинах в мантии более 25% расплава; 2) должна существовать заметная горизонтальная компонента миграции, концентрирующая расплав в осевой зоне, так как чисто вертикальная миграция не может обеспечить генерацию всей мощности океанической коры. Что касается самих путей миграции, то предполагалось, что связанная сеть каналов для миграции жидкого базальта образуется вдоль граней кристаллов и способна переносить жидкий расплав даже при 1%-ном содержании расплава [507, 503, 504, 505].
М.Шпигельман и Д.Маккензи [507] первыми представили анализ течения расплавленной фракции и оценили распределение пористости пород океанической литосферы в осевой области СОХ. В модели они касались лишь механических аспектов проблемы, без анализа задач распределения температуры пород и механизма генерации расплава.
156
Рис. 4.10. Моделирование термической структуры осевой зоны океанической литосферы в модели с расходящимся течением невязкой жидкости в клине, вызванном горизонтальным движением твердой верхней плиты, по [439]
Гидротермальная деятельность имитировалась увеличением теплопроводности в Nu раз. а - поле скоростей горизонтального движения коры и пассивного теплового течения мантии; б - распределение изотерм (через 100° С)
Рассматривая уравнения, описывающие движение подвижного вязкого расплава в деформируемой матрице, они показали, что градиенты давления будут фокусировать расплав к оси. Но из данной работы также следует, что этих градиентов явно недостаточно для осуществления наблюдаемой горизонтальной миграции расплава в сторону оси, в случае, если вязкость среды будет меньше 1021 Паю. Отсюда вытекает необходимость поиска других эффективных механизмов фокусировки расплава.
В работе [503] предпринята такая попытка включить новые механизмы плавучести расплава и матрицы, обусловленные термическим расширением пород и композиционным эффектом. Основной вывод этой модели заключался в том, что комбинация термической и композиционной плавучести приводит к слабой зависимости толщины коры от скорости спрединга. Отметим, что в модели [507] был сделан вывод об уменьшении мощности изверженной коры с увеличением скорости спрединга, что противоречило геофизическим данным. Композиционная плавучесть способствует локализации течения у оси спрединга, но при этом область миграции расплава остается все-таки заметно шире оцениваемой из геофизических наблюдений. То есть дополнительного градиента давления от композиционной плавучести недостаточно, чтобы сфокусировать течение расплава к оси, и вертикальная компонента миграции расплава остается доминирующей и в этой модели течения.
К аналогичным выводам пришли авторы работ [211, 212, 505]. Во всех трех моделях подошва литосферы определялась по положению температуры солидуса Тх и вязкое течение развивалось лишь в области ниже этой подошвы. В первой из упомянутых моделей вязкость пород в зоне развития вязко
го течения предполагалась постоянной. В следующей модели [212] эта вязкость зависела от температуры. В модели [505] проведены расчеты с различными значениями вязкости мантии, что позволило оценить влияние ее вариаций на характер течения расплава. Несмотря на уточнение ряда процессов, управляющих конвективными движениями в мантии, и детализацию численной схемы расчетов, вывод из рассмотренных моделей оставался прежним: предложенные механизмы не объясняли фокусировку течения расплава у оси быстро раздвигающихся хребтов.
Для преодоления этого противоречия возможный физический механизм был предложен Д.Спарксом и Е.Парментье [504]. Они предположили, что породы, находящиеся в низах литосферы при температурах ниже температуры солидуса, но близких к ней, являются непроницаемыми для расплава. Непосредственно под ними формируется относительно тонкий слой (мощностью в несколько сотен метров) с повышенной пористостью, насыщенный расплавом, попавшим сюда в процессе его преимущественно вертикальной миграции из подстилающей мантии (рис. 4.11). Глубина этого прилегающего к основанию литосферы и обогащенного расплавом слоя, и его мощность увеличиваются по мере увеличения возраста литосферы (или с удалением от оси хребта). Как показано на основе квази двумерной модели течения расплавленной фракции, перепад давлений, вызванный углублением этого слоя с удалением от оси, достаточен для фокусировки расплава, наблюдаемой по геофизическим данным в верхних горизонтах мантии у осей СОХ [504].
В работах [506, 162, 163] анализировались трехмерные модели течения расплава и матрицы в
157
Ось спрединга
’’
Рис. 4.11. Упрощенная схема, демонстрирующая модель миграции расплава со слоем повышенной проницаемости в основании литосферы, по [504]
сти. Относительная роль течений плавучести будет возрастать с уменьшением скорости спрединга, так что при медленных скоростях спрединга течение магмы под отрезками СОХ, смещенными по трансформным разломам, должно приближаться к трехмерному [506].
В моделях [162, 163] исследовалось влияние различных механизмов течения на возникновение и длину волны неустойчивостей в течении мантии в подосевой области СОХ и была сделана попытка связать параметры этих неустойчивостей с наблюдаемыми длинами волн вдольосе-вых неоднородностей рельефа и гравитационных аномалий СОХ. Анализ показал, что характерные размеры возникающих неустойчивостей сильно варьируют в за-
Рис. 4.12. Трехмерные модели распределения температур в осевой зоне СОХ с миграцией расплава и учетом нерегулярностей в простирании оси хребта, по [506]
тии и исследовалось влияние нерегулярностей границы плит (типа смещения сегментов СОХ длиной 300 км по трансформным разломам на 75 км) на возникновение и длину волны возмущения в подлитосферной мантии в присутствии течения плавучести, определяемого термическим расширением и композиционным обеднением мантии (рис. 4.12). Предполагалось, что предпочтительная длина волны вдольосевых ячеек, характерных для рассмотренных механизмов течения (сумма двух течений индуцированного движением плит и обусловленного плавучестью расплава и мантии), составляет примерно удвоенную толщину астеносферного слоя, или около 400 км. Расчеты показали также, что восходящее течение, вызванное раздвижением плит, будет создавать под трансформными разломами дополнительные вдольосевые градиенты температур и степени плавления мантии, которые будут усиливаться в присутствии течений плавуче-
висимости от вязкости мантии и скоростей спрединга - от узких восходящих струй при медленном спрединге и низких значениях вязкости до широких поднятий при быстром спрединге и высоких значениях вязкости.
Эти модели, как и предшествующая, подтверждают тот факт, что восходящие движения магмы становятся преимущественно двумерными с увеличением скорости спрединга. Общий вывод из этой модели также согласуется с выводами предыдущих моделей: полученные из расчетов длины волн конвективных движений (150-300 км) заметно превосходят характерные размеры неоднородностей, наблюдаемые вблизи осевых зон СОХ. В частности, вариации толщины коры в медленно раздвигающихся хребтах требуют для объяснения своей природы привлечения процессов, отличных от рассмотренных в этих моделях. С этой целью в работе [385] была предположена модель, предполагающая миграцию расплава к оси вдоль крыши области плавления, аналогичная рассмотренной в квазидвумерном варианте в работе [504], в которой авторы исследовали наблюдаемую фокусировку расплава к оси.
Л.Магде и Д.Спаркс в рамках нестационарной трехмерной модели анализировали процессы сегрегации и миграции расплава. Их расчеты подтвердили, что на участках СОХ с высокой структурной сегментацией рифтовой зоны степень плавления заметно выше, чем в слабосегментированных хребтах. Течение магмы под сегментами оказывалось существенно трехмерным, причем для медленно раздвигающихся хребтов в большей степени, чем для быстрых, что согласуется с выводами предыдущих моделей. Один из выводов этой работы состоял в том, что учет миграции расплава вдоль кровли области плавления позволяет объяснить наблюдаемые вариации вдоль оси в мощности коры и аномалиях Буге даже при умеренных степенях фокусировки расплава.
158
Динамическая природа характерных черт рельефа осевых зон СОХ
Выше отмечалось, что генеральный рельеф рифтовых зон СОХ обязан своим существованием термическому расширению пород мантии. Однако, отклонения от этого генерального тренда в осевой области имеют другую природу. Ее анализа касались многие из упомянутых работ. Их авторы пытались связать природу рельефа осевых зон с вариациями в толщине литосферы.
Так, в работах [417, 232] показано, что горизонтальные растягивающие напряжения в прочной непрерывно деформируемой плите переменной мощности у оси хребта могут создавать структуры, подобные осевой долине и обрамляющим горстам за счет возникающих при растяжении моментов сил, способствующих погружению осевой части долины и воздыманию ее бортов. Более толстая, а значит, и более прочная, литосфера медленно раздвигающихся хребтов будет иметь более контрастный, выраженный рельеф осевой долины, чем тонкая и слабая литосфера быстрых хребтов. При этом отмечается, что ослабленная литосфера может создаваться и при медленных скоростях спрединга под влиянием горячих мантийных пятен, как это имеет место, например, в районе Исландии и на хребте Рейкъянес, и тогда рельеф осевой долины будет выражен так же слабо, как и в быстрых хребтах.
Существенным аспектом модели осевого рельефа СОХ, рассмотренной в [439], являются повторяющиеся моменты внедрения расплавленного вещества в осевой зоне. В эти моменты осевая литосфера должна сильно ослабляться и вместе с этим должны быстро релаксировать состояние растяжения плиты и вызванные им напряжения, поддерживавшие осевой рельеф. Если бы плита вела себя как простое вязкое тело, то рельеф осевой долины имел бы тенденцию релаксировать в течение таких периодов резкого уменьшения состояния растяжения. Однако, как отмечает Я.Фиппс Морган с соавторами [439], из-за того, что рельеф осевой долины создавался смещениями по разломам в периоды растяжения литосферы, а напряжений от одного лишь перепада рельефа недостаточно для возбуждения обратных движений по разломам, то релаксации рельефа будет происходить с крайне низкой скоростью и рельеф оказывается “вмороженным” в течение периодов ослабления состояния растяжения осевой океанической литосферы. По всей видимости, эта “вморожен ность” рельефа, обусловленная недостаточностью напряжений вызванных собственно рельефом для стимулирования релаксационных движений по разломам, согласуется и с наблюдаемым рельефом рифтовых зон в отмерших центрах спрединга (Лабрадорский хребет, хребет Эгир в северо-восточной части Полярной Атлантики, палеоспрединговый хребет в Коралловом море). Все они сохранили характерный рельеф осевых зон и связанные с ним гравитационные аномалии. После
прекращения растяжения “вмороженный” рельеф поддерживается упругой прочностью плиты [552].
Некоторые особенности рельефа СОХ можно объяснить также образованием разуплотненных серпентинитовых тел, которые формируются при температурах 250 - 500 °C вдоль трещин локального растяжения, по которым морская вода имеет возможность проникать в перидотитовые породы. Тектонические обстановки формирования таких трещин разнообразны: пересечения трансформных разломов и СОХ, фланги срединной долины медленных СОХ, начало или затухание спрединга и т.д. [47, 53]. Однако в пределах конкретных площадей процесс серпентинизации перидотитов по трещинам выглядит довольно спорадичным, и предположение о его распространенности в пределах тех или иных площадей требует специального анализа.
Стационарные модели формирования корового очага магмы в осевых зонах СОХ в моделях с двух- и трехмерными течениями базальтового расплава и мантии
Выше были рассмотрены первые модели формирования коровых очагов магмы в рифтовых зонах [494, 498, 411, 561]. Анализ проблемы в них осуществлялся в рамках модели литосферы постоянной толщины с решением в виде разложения в ряды Фурье и с вариацией теплового потока и температуры на оси хребта. Подбором распределения источников и стоков тепла, имитировавших выделение скрытой теплоты плавления в процессе остывания осевых эффузивов и интрузий, и вынос тепла гидротермами, авторам удалось получить распределение температур в осевой зоне близкое к наблюдаемому и воспроизвести плоскую форму кровли корового очага магмы.
Дальнейшее развитие эта проблема получила в работах [288, 439, 200], в которых была предпринята попытка объединения моделей крупномасштабного течения мантии с детальной структурой термического режима, а также структурой течений в приосевой части с целью выяснения природы формирования подосевого корового очага магмы. В двумерной модели аккреции коры [288] предполагалось, что внедрение интрузий на границе между базальтовым и габброидным слоями происходило в форме силла, из которого осуществлялось формирование всего объема консолидированной коры, включая расслоенный габбровый комплекс. Действие интрузии носило эпизодический характер, что в значительной степени влияло на дальнейшую термическую историю.
В рамках модели рассчитывалось поле скоростей и температур. Однако эту модель можно рассматривать как упрощенную. В ней было использовано горизонтальное поле скоростей для материала верхней коры (0 < z < 2 км) и всей подкоровой ман-
159
тии (рис. 4.13, а). Для остальной части коры на глубинах 2 < z < 6 км предполагалось расходящееся вниз ньютоновское течение несжимаемой жидкости от источников массы, распределенных по отрезку z = 2 км, 0 < х < 2 км - основанию области силлов на оси хребта. Это течение как в основании коры, так и вдали от оси переходит в однородное горизонтальное со скоростью спрединга И. Решалось стационарное уравнение теплопроводности в области 0 < х < 10 км, 0 < z < 20 км. В основании области (z = 20 км) поддерживалась температура 1200 °C и условия на оси х = 0 были аналогичны условиям в модели [494]. Скрытая теплота плавления пород не учитывалась в модели, так как считалось, что она вся уносится гидротермами.
Предварительные полуаналитические оценки позволили авторам модели [288] сделать вывод о том, что даже эпизодические внедрения магмы в осевой области могут создать квазистационарное термическое состояние в этой области за исключением, возможно, района интрузий шириной 50-500
Рис. 4.13. Термическая модель формирования магматического очага рифтовой зоны СОХ, по [288]
а - схема модели, иллюстрирующая поле скоростей в коре и мантии; б - распределение поля температур, °C
м в самой близкой окрестности оси (рис. 4.13, 5). Представляется, что постулированное авторами поле скоростей деформаций материала коры слишком упрощено, а предположение о том, что эффект выделения скрытой теплоты плавления базальта в осевой зоне погашается гидротермальным охлаждением и по этой причине их можно не рассматривать, выглядит спорным. Поэтому вывод о том, что область повышенных температур в осевой области может быть ограничена по размерам и глубине и без участия глубинной гидротермальной циркуляции, вряд ли можно считать обоснованным, так как он противоречит результатам большого числа работ, в которых показано, что гидротермальная активность является одним из решающих факторов, определяющих размеры и форму подосевых очагов магмы [498, 411, 561]. В целом же результаты расчетов в модели [288] можно рассматривать лишь как первое грубое приближение к решению проблемы.
Более корректными являеются модели корового очага магмы [438, 200]. В силу сложности реальной картины в этих моделях приняты некоторые упрощения. А именно, рассматривалось поле скоростей движения вязкой несжимаемой ньютоновой жидкости, вызванного перемещением твердой литосферной плиты, а течения плавучести (от разности плотностей расплава и мантии, от термического расширения пород, от композиционного эффекта обеднения мантии), и течение расплава при его сегрегации из матрицы пород мантии не учитывались.
Расчеты в рамках этой модели, показали, что баланс тепла между четырьмя составляющими: областью внедрения щитовых даек на оси, линзой расплава, восходящим течением магмы и гидротермальным охлаждением коры определяет квазистационарное состояние линзы. В быстро раздвигающихся хребтах она локализуется на относительно мелких уровнях в коре (1,2-2 км), заглубляется для средних скоростей спрединга и уходит ниже коры (т.е. исчезает) при медленных скоростях 7< 1,5 см/год.
В работе [200] эта модель сравнивается с другой, в которой область внедрения даек занимает всю толщину коры, а линза отсутствует. Обе модели практически не отличаются по распределению теплового потока на оси, но модель линзы характеризуется более высоким уровнем деформаций пород в осевой области в пределах коры. Данные по строению и составу пород в офиолитовых комплексах не дают пока возможности предпочесть модель внедрения базальта через кровлю линзы [438] модели его внедрения в узкой дайковой зоне на оси хребта [200].
Однако и здесь к выводам модели следует относиться с осторожностью, так как поле скоростей пород коры с их прохождением через кровлю линзы (подобно струе воды в фонтане) и физически нереальные температуры базальта, внедряющегося на оси хребта и в кровлю линзы (Г= 1670 °C),
160
предполагают скорее качественный, чем количественный характер рассчитанного в модели корового распределения температур и формы очага. Как и в предыдущих моделях, ширина линзы, а значит во многом и форма корового очага магмы остаются предопределенными, а не следующими из численных расчетов.
4.5. ФОРМИРОВАНИЕ И РАЗВИТИЕ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ
4.5.1. Описание модели
Постановка задачи и методы решения
Во всех предшествующих работах рассматривались стационарные модели осевых зон СОХ. Предположение о стационарном режиме формирования осевой магматической камеры (ОМК) позволило рассмотреть сложные интегральные модели эволюции осевых зон, включавшие процессы сегрегации и миграции расплава к осевой зоне, образования коры и формирования рельефа дна. Это ограничение можно считать оправданным, так как оценки показывают, что даже эпизодические внедрения магмы в осевой зоне могут создать квазистационарное термическое состояние области за исключением, вероятно, района интрузий шириной 50-500 м в самой близкой окрестности оси [288].
Динамика формирования термического режима осевой зоны, включая образование корового очага магмы, также представляет большой интерес. Этому вопросу посвящены модели формирования корового очага магмы, представленные в работах [22, 23, 25, 26]. В указанных работах основное внимание было уделено анализу перехода дискретного поля температур, формируемого эпизодическими повторяющимися внедрениями осевых интрузий (шириной 5-50 м раз в 100-10 000 лет) в квазистационарное температурное поле осевой зоны центра спрединга.
Как отмечалось, геолого-геофизические данные позволяют считать, что развитие осевых внутрико-ровых очагов магмы (стационарных, как в средне-и быстро раздвигающихся хребтах, или эпизодических, как в медленно раздвигающихся) проходит в присутствии относительно устойчивого широкого поднятия кровли астеносферы (см. рис. 3.7). Длительное существование такого поднятия при эпизодическом характере внедрений интрузий дает возможность построения сравнительно простой термической модели для численного анализа процесса формирования осевых коровых очагов магмы.
В работах [22, 23] авторы ограничились анализом температурного поля коры, допуская, что температура кровли осевого астеносферного поднятия в ее основании сохранялась постоянной и равной Т= 1200 °C. В этой модели влияние таких процессов, как наращивание коры, циркуляция гидротермальных жидкостей и перемещение базальтовых
расплавов, на термическое состояние осевой зоны хребта учитывалось смещением термического поля коры в периоды внедрения интрузий, введением эффективной теплопроводности в области гидротермального теплообмена и эпизодическим переписыванием температур в предполагаемой области формирования линзы расплава у кровли очага. Несмотря на эти допущения, такой подход позволил удовлетворительно анализировать временные и пространственные аспекты формирования и эволюции коровых очагов магмы без привлечения решений громоздкой системы уравнений тепломас-сопереноса.
Согласно модели, очаг формируется в самом верхнем слое литосферы, включающем кору. Этот слой ограничен снизу горизонтальной кровлей астеносферы с температурой Г=1200° С. Мощность слоя составляет 4-6 км для хребтов с высокими скоростями спрединга (Z > 6 см/год) и может возрастать до 8-10 км для медленно раздвигающихся хребтов (Г< 4 см/год). Распределение температур находилось в прямоугольной области, основанием которой служила кровля астеносферы, а верхней границей - дно океана. Температурные условия на этих поверхностях имели вид: Т = 0° С при z = 0 и Т= ТМ= 1200° С при z = ZM. Ширина прямоугольной области (ATM) в 3-10 раз превосходила ее толщину (ZM), что оправдывало условие равенства нулю градиента температуры на правой границе: d77dx = 0 при х = ХМ. Условия на оси (х = 0) непосредственно связаны с представлением о формировании осевого очага магмы в результате повторяющихся внедрений на оси спрединга. При этом периодически обновляется тепловой режим осевой области. Повторяемость внедрений поддерживается непрерывным состоянием растяжения, характерным для литосферы осевой зоны хребта,
С каждым таким внедрением связано наращивание коры на величину 2 Ах = 2 VM, где И - средняя скорость спрединга и М- интервал времени между последовательными внедрениями. Время, которое занимает сам процесс внедрения интрузии, много меньше времени А/ - промежутка между внедрениями и поэтому в расчетах процесс внедрения магмы предполагался практически мгновенным. Во время внедрения происходит заполнение магмой осевой трещины шириной 2Дх = 27Д/. Через каждый интервал времени А/ процесс внедрения повторяется.
Для численной оценки термических следствий такого процесса Ю.Галушкиным была разработана специальная программа, в которой процесс внедрения интрузии моделировался переписыванием температуры в пределах полуширины осевой интрузии Ах на температуру ТМ, близкую к температуре плавления базальта. Одновременно во всей области вне интрузии (х>Дх) распределение температуры, существовавшее непосредственно перед внедрением, смещалось по горизонтали на расстояние Ах. Тем самым распределение температуры в коре сразу же после внедрения интрузии имело вид [25]:
161
{UHm + o o)=?(x - {шп. - °-0)
для x>Ax
T(x,z,tUHm + 0.0) = TM дляО<х<Дх.
(4.9)
Такое распределение устанавливалось всякий раз после очередного внедрения интрузии, повторявшегося через интервал времени Д/. Релаксация температуры в промежутке между внедрениями описывалась решением нестационарного уравнения теплопроводности:
(4.10)
dt дху дх ) dzy dz j
В используемой в модели разностной схеме аппроксимации уравнения теплопроводности шаги Дх и Да увеличивались в геометрической прогрессии от минимальных значений при х = 0 и г - 0, до максимальных при х=ХМ, z = ZM. Минимальный шаг по координатам х и z определялся полушириной интрузии. Поэтому, например, для внедрения интрузии шириной 50 м раз в 1000 лет (средняя полускорость спрединга 5 см/год) минимальный шаг по времени, определяемый условием сохранения устойчивости решения и оцениваемый как Д/ = Дх2/%, составлял 75 лет для нормальной теплопроводности коры (0,006 кал/см-с- °C) и 50 и 25 лет для “гидротермальных” значений теплопроводности коры, увеличенных, соответственно в 1,5 и в 3 раза по сравнению с нормальными.
При описании спрединга с той же скоростью и внедрением интрузий шириной 5 м раз в 100 лет (xmin = zrajn= 5 м) минимальные шаги по времени t должны быть уменьшены примерно в 100 раз. В промежутках между внедрениями, в периоды релаксации теплового режима, шаг по времени мог быть увеличен в 1,5-3 раза по сравнению с минимальным, но лишь по прошествии 10-20 шагов после внедрения интрузии.
К существенным элементам модели относится приближенная трактовка процесса гидротермального теплообмена в породах коры приосевой области зон спрединга. Теплообмен в области активной деятельности гидротерм (зона неовулканизма и прилегающая к ней область трещиноватости) описывался введением эффективного коэффициента теплопроводности для пород коры данного блока. Этот коэффициент превосходил нормальную теплопроводность пород настолько, чтобы в рассматриваемом блоке коры воспроизводился градиент температуры, близкий к среднему значению, наблюдаемому в реальном блоке с гидротермальной активностью.
Естественно, распределение температур внутри блока с эффективной теплопроводностью будет отличаться от распределения внутри реального блока с гидротермальной активностью, особенно если в последнем существуют локальные каналы водооб
мена. Но при описании эволюции очага магмы, где не имеют значения детали распределения температур, а важны интегральные теплоподводящие и теплоотводящие свойства пород среды, окружающей очаг, приближение эффективной теплопроводности оказывается удобным инструментом исследования. Оно позволяет избежать рассмотрения громоздкой системы уравнений тепломассопереноса в сложной тепловой задаче формирования очага.
Приближение эффективной теплопроводности оправдано еще и тем, что, как показали недавние исследования, гидротермосистемы осевых зон спрединга являются чрезвычайно сложными многоярусными и многофазовыми системами, в то время как основная информация об их деятельности, заключенная в распределении теплового потока на поверхности дна океана, носит как раз интегральный характер. Конкретный вид изменения эффективной теплопроводности с глубиной и расстоянием от оси спрединга, а также от времени процесса, существенно влияет на формирование очага. Поэтому обсуждение результатов моделирования мы начнем именно с этого вопроса.
Распределение эффективной теплопроводности и форма магматической камеры
Естественно ожидать, что увеличение эффективной теплопроводности пород приведет к увеличению теплопотерь корового слоя и, как следствие, к заглублению кровли очага. Специальные расчеты, проведенные в рамках упрощенной модели с однородной теплопроводностью пород коры, подтвердили это. В примере с полускоростью спрединга 5 см/год (интрузия х = 5 м один раз в 100 лет) на оси для нормальных значений теплопроводности пород коры (К= 0,006 кал/см-с- °C) кровля очага после 13 тыс. лет с начала внедрений располагалась на глубине около 1 км, тогда как для К - 0,06 кал/см-с-°C - на глубине 4,8 км по прошествии того же интервала времени. Это подтверждается и расчетами с переменными значениями теплопроводности (рис. 4.14).
Как видно из этого рисунка, существенное влияние на форму и положение кровли очага магмы оказывают изменения теплопроводности с расстоянием от оси спрединга и по глубине. Здесь все представленные кривые соответствуют модели эпизодического спрединга для внедрения интрузий шириной 50 м раз в 1000 лет; результаты представлены на момент времени t =160 000 лет. Как видно из этого рисунка, соответствующие распределения теплопроводностей К(х) показаны в правом верхнем углу рисунка. Характерно, что для всех распределений рис. 4.14 кровля камеры слишком медленно погружается с удалением от оси, так что полуширина камеры превосходит 4 км. Этот результат не согласуется с данными сейсмических экспериментов, которые ограничивают полуширину кровли камеры значениями 1,5-2,5 км даже для
162
Рис. 4.14. Положение кровли камеры для различных распределений эффективной теплопроводности К(х) (сверху справа), по [23]
Пояснения см. в тексте
Рис. 4.15. Изменение формы очага в зависимости от скорости спрединга
Внедрения: 5 м каждые 100 лет (1/2 К= 5 см/год), 50 м/2500 лет (1/2 V= 2 см/год) и 50 м/5000 лет (1/2 Р=1 см/год). Распределение коэффициента теплопроводности показано сверху справа, по [23]
быстро раздвигающихся хребтов. Такому требованию наилучшим образом отвечает форма кровли камеры, представленная кривой д) на рис. 4.14. Она отвечает сложному распределению теплопроводности, показанному в верхней части рис. 4.15 с принятыми параметрами [25]:
1 + 4е 2л
1,5
I 3,5
/^о 7,5 -х
1,0
1,5
0<х<1
1<х<2 2<х<4,5
4,5 < х< 6,5 х> 6,5
Т>Тг
(4.И)
В распределении (4.11) выделена центральная сильно трещиноватая область х < 0,5 км с высоким гидротермальным теплообменом (К/Ко >3), полоса умеренной гидротермальной активности в пределах неовулканической зоны (К/Ко > 1,5), область трещиноватости 2 < х < 4,5 с высокой степенью гидротермального теплообмена (К/Ко = 3) и область 4,5< х < 6,5 постепенного падения активности гидротерм и восстановления нормальных значений теплопроводности. В (4.11) учтено также, что трещины не могут распространяться в глубь магматического очага и, следовательно, область гидро-термальной активности должна быть ограничена по глубине, по крайней мере, изотермой солидуса базальта.
Эффективную теплопроводность пород внутри очага определить трудно. Предполагалось, что она в 1,5 раза превышает нормальную теплопроводность. В самом деле, хотя внутри очага и поддерживаются высокие температуры (Ts<Т< 1205° С), необходимые для частичного плавления материала, степень плавления базальтового вещества здесь не
достаточна для доминирования конвективного теплообмена, а значит, и существенного повышения эффективной теплопроводности пород здесь не происходит.
Эволюция магматической камеры в процессе ее формирования и остывания
Распределение эффективной теплопроводности (4.11) можно рассматривать как одно из возможных распределений K(x,z), отражающее в самых общих чертах закономерности изменения интенсивности гидротермального теплообмена в коре (с глубиной и удалением от оси спрединга). Это распределение использовано в последующей серии расчетов, предназначенных для решения важной проблемы о влиянии скорости спрединга на форму и размеры осевого очага магмы.
Результаты моделирования представлены на рис. 4.15. Они показывают, что уменьшение полускорости спрединга в 2 раза (от 5 до 2,5 см/год) приводит к заглублению очага на 1,5 км и уменьшению полуширины очага на 1-1,2 км. При полускорости V = 1 см/год стационарный осевой очаг существует в виде поднятия высотой не более 300 м на глубине 5,5 км и неразличим сейсмическими методами. За предельное значение полускорости, ниже которого не существует коровый очаг, различимый геофизическими методами, можно принять полускорость V = 1,5см/год. При этом поднятие кровли очага над его крыльями не превосходит 0,5 км, а полуширина очага составляет 0,5-1 км [22; 23].
Заметим, что в данной постановке задачи стационарной, или асимптотической, формы магматической камеры, строго говоря, не существует. Форма камеры меняется непрерывно, но по прошествии
163
времени эти изменения становятся незначительными. Поэтому можно ввести понятие асимптотической, или “стационарной” формы камеры, понимая под ней ту форму, которая устанавливается за времена порядка 0,2-0,3 млн лет, сравнимые с геологическим временем существования таких структур (0,5-1 млн лет).
Результаты моделирования, представленные на рис. 4.16, а, иллюстрируют динамику процесса приближения формы магматической камеры к “стационарной”. Здесь рассмотрен пример с полускоростью раскрытия /|/2 = 2,5 см/год. Но он характерен для всех рассмотренных скоростей раскрытия. Во всех случаях форма камеры отличается от асимптотической не более, чем на 5% уже через 100-150 тыс. лет после начала внедрения, т.е. после 40-60 циклов внедрения магмы на оси спрединга.
Динамика процесса, обратного рассмотренному выше, а именно, релаксация термического режима остывающего магматического очага, демонстрируется на рис. 4.16, б. Здесь форма очага до начала
а
Рис. 4.16. Динамика изменения формы очага при его формировании от начала внедрения до стационарной формы (а) и при его остывании (б), по [23]
a. V= 2,5 см/год; внедрение 50 м/2 тыс. лет. Время формирования (тыс лет) - кривые: 1 - 35 ; 2 - 60; 3 - 140 ; 4 - 350; б. Исходная форма (кривая 0) получена эпизодическим внедрением 50 м каждые 100 лет в течение 320 тыс лет. Времена остывания (тыс лет) - кривые: / - 1,2; 2 - 6,6; 3 - 10,4; 4 — 20,4; 5-30,4; 6-50,4; 7-80,4;8- 180,4
его остывания обусловливалась внедрением интрузий полушириной 50 м каждые 1000 лет (V =5 см/год) в течение 320 000 лет. Как видно из рис. 4.16, б, заметное изменение формы очага (увеличение полуширины в 2 раза) происходит в среднем через 20-30 тыс. лет после начала остывания. Перерыв в интрузиях в 100 тыс. лет и более приводит к исчезновению очага магмы.
Понимание процесса релаксации термического режима очага имеет исключительную важность при анализе эволюции гидротермальной активности по мере отмирания соответствующей ветви осевой зоны спрединга, происходящем, например, при локальном “перескоке” оси спрединга. Завершающие этапы гидротермальной активности в тектоно-магматическом цикле представляют особый интерес для процесса формирования месторождений сульфидных руд, так как в этих случаях образовавшиеся месторождения не перекрываются последующими излияниями лавовых потоков и существует большая вероятность их сохранения на поверхности дна океана. Однако необходимо подчеркнуть, что при численном моделировании процесса остывания очага магмы (см. рис. 4.16, б) предполагалось, что интенсивность гидротермальной активности не меняется во время остывания очага. Это не совсем верно для времен, представленных на этом рисунке. Следует ожидать поэтому, что процесс остывания, начиная со времен t ~ 30 000 лет, будет проходить медленнее, чем следует из рис. 4.16, б. В последующем развитии модели будет учтено убывание гидротермальной активности одновременно с процессом заглубления границы проникновения гидротермальных вод по мере остывания очага.
В примерах, приведенных на рис. 4.15, полускорость спрединга равнялась 5 см/год. Такой процесс можно смоделировать как внедрениями интрузий с полушириной 50 м раз в 1000 лет, так и внедрениями интрузий с полушириной 25 м раз в 500 лет; возможны и другие варианты. Геофизические и геологические данные не позволяют выбрать определенный вариант. Поэтому при анализе решений, рассмотренных выше, возникает естественный вопрос: насколько полученные результаты зависят от принятых значений частоты внедрения интрузий.
Для анализа этой проблемы был проведен ряд сравнительных расчетов: а) для полускорости спрединга V\n - 5 см/год с внедрениями интрузий полушириной 5 м один раз в 100 лет (5м /100 лет), 25 м/500 лет и 50 м/1000 лет; б) для -2,5 см/год с внедрениями 25 м/1 000 лет и 50 м/2 000 лет и в) для /1/2 =1,0 см/год с внедрениями 50м/5 000 лет и 100м/10 000 лет. Результаты расчетов показали, что глубина кровли очага с точностью до 100-200 м перестает зависеть от ширины интрузии и соответствующей частоты внедрений как только время, прошедшее с начала процесса, включает в себя более 20 циклов внедрений с максимальной шириной интрузий из рассмотренного набора вариантов [23].
164
Влияние гидротермальной циркуляции на процесс формирования магматической камеры
Эксперименты с породами базальтового состава показывают, что микротрещины в этих породах закрываются при температурах выше 725° С (см., например, [276]). Поэтому имеет смысл ограничить максимальную глубину проникновения гидротермальных вод изотермой Т= 725° С, которую будем называть “реологической”. В области, ограниченной сверху изотермой Т = 725° С, а снизу изотермой начала плавления базальта Т= 1150° С, фиксирующей в нашей модели кровлю осевой камеры, будет доминировать кондуктивная теплопроводность. Значение коэффициента теплопроводности не должно здесь сильно превосходить нормальное значение для пород коры (6-10‘3 кал/см-с- °C). В то же время и внутри очага, как отмечалось выше, это значение не будет высоким из-за малой степени плавления базальта. Для простоты принято, что значение эффективной теплопроводности равнялось 9-10'3 кал/см-с-°C всюду в области ниже реологической изотермы 7Ъ=725° С. Тогда распределение эффективной теплопроводности в примерах, рассмотренных ниже, выглядит так [25]:
3,0+ (ЛГ,„.//(,,)схр(-2;с) 0<х<6/с.м
А = - 1,5 Т>725"С
1,0 х>Ькм
(4-12) где /<о = 6-10’3 кал/см-с- °C - нормальная теплопроводность коры, а (Аос+З-Яо) - значение эффективной теплопроводности, соответствующее максимальной гидротермальной активности на оси хребта; х - расстояние от оси хребта в км. Можно отметить, что принятое распределение эффективной теплопроводности (4.12) не претендует на точное воспроизведение реальной картины смешанного гидротермально-кондук-тивного теплообмена в окрестности осевых зон спрединга. Оно отражает лишь самые общие черты этого процесса, а именно: резкое убывание гидротермальной активности с удалением от оси спрединга и ограничение ее действия по глубине границей пластичности материала коры.
Уменьшение глубины проникновения гидротермального теплообмена в коре от уровня изотермы солидуса Г=1150° С, принятого в предыдущих вариантах, до уровня реологической изотермы 7^=725° С привело к снижению эффективной теплопроводности пород в области между изотермами до кондуктивной и, как показали расчеты, к поднятию кровли камеры на 250-300 м [23].
Роль скрытой теплоты плавления базальтовых пород в процессе формирования осевой магматической камеры
Необходимо подчеркнуть, что рассмотренная модель является существенно нестационарной. Выделение скрытой теплоты при затвердевании и плавлении базальта значительно повышает тепловую инерционность среды и может иметь определяющее значение для формирования осевого очага магмы в разумные интервалы времени. Численные расчеты показали, что без учета скрытого тепла плавления кровля камеры поднималась от исходной глубины 7 км всего лишь на 0,5-0,7 км даже по прошествии 100 тыс. лет, тогда как в варианте с учетом скрытой теплоты к этому времени она поднималась на 5,5 км и устанавливалась на глубине около 1,5 км от поверхности дна, т.е. близко к своему “стационарному” пределу. Аналогично, если погружение кровли камеры на 1 км в модели ее остывания с учетом теплоты плавления достигалось за 13-15 тыс. лет, то в модели остывания без выделения тепла плавления та же амплитуда погружения кровли остывающей камеры достигалась всего лишь через 5-7 тыс. лет [25].
В этой ситуации могут оказаться существенными и некоторые детали процесса выделения скрытой теплоты плавления. Так, в примерах, рассмотренных выше, принималось приближение линейной зависимости степени кристаллизации Y от температуры в интервале между солидусом (7]?) и ликвидусом (7),) базальтовых пород:
Y={Tl-T)/(Tl~Ts). (4.13)
Тогда количество теплоты кристаллизации, выделяемое при изменении температуры на Т в пределах интервала Т$< Т < 7/, будет равно
q = L (Y (T+^T')-Y(T')') = -L-AT/{Tl -Ts), (4.14) а эффективная теплоемкость пород в том же интервале температур:
C'p=Cp+L/(Tl-Ts\ (4.15)
где Ср - нормальная теплоемкость пород для Т<Т$. Однако эксперименты по затвердеванию магмы показывают, что степень кристаллизации магмы является скорее квадратичной, нежели линейной функцией температуры [543]
^[(^-ГЖ-Т,)]2 (4.16)
и тогда:
С'Р = CP+L-2(j'L-T)/(Tl-Ts)2 ДОЯ TS<T<T. (4.17)
Согласно (4.17) в области Ts < Т < (Т$ + Т)/2 выделяется больше скрытой теплоты плавления по сравнению с линейным случаем. Это приводит к ускорению продвижения фронта плавления в режиме прогревания и отставанию фронта в режиме
165
остывания камеры из-за увеличения тепловой инерции. Тем самым нелинейная зависимость Y(T) будет иметь следствием некоторое увеличение времени достижения “квазистационарной” формы очага в режиме его формирования, увеличение периодичности внедрения интрузий и увеличение времени остывания очага магмы в режиме релаксации камеры.
Влияние линзы базальтового расплава на форму и эволюцию осевой магматической камеры
Учет образования линзы базальтового расплава относится к наиболее трудным элементам в модифицированной модели осевого магматического очага.
В осевых зонах СОХ излияния лавы на поверхность должны ассоциироваться с наиболее крупными поступлениями магмы, осуществляемыми по накоплению определенной пороговой деформации растяжения. Именно тогда происходит элементарный акт спрединга в тектоно-магматическом цикле с заполнением образовавшейся щели магмой, формирующей интрузию данной ширины. Состав магматической линзы может обновляться несколько раз между циклами элементарного спрединга, обусловливающего внедрения интрузии, что может определять формирование очага магмы в быстро-и умеренно раздвигающихся хребтах.
Рассмотренный процесс чрезвычайно сложен для детального физико-математического моделирования, поэтому интересно смоделировать его основные термические следствия в рамках сравнительно простой термической модели [22, 25]. Процесс обновления линзы расплава воспроизводился путем
а
периодического переписывания распределе-б
Рис. 4.17. Эволюция кровли магматической камеры для быстрого спрединга при формировании камеры (а) и при остывании камеры (б), по [25]
a. V=10 см/год; внедрение интрузии 50м /1000 лет; обновление линзы расплава раз в 500 лет. Время формирования (тыс. лет) - кривые: 1 - 70; 2 - 140; 3 - 210; 4 - 280 ; б. Исходное состояние (кривая 1), соответствующее кривой 4 (а). Время остывания (тыс. лет) - кривые: 7 - 0; 2 - 2; 3 - 5; 4 - 10; 5-20; 6- 30; 7-40; S-50; 9-70; 10 -90
ния температур в верхней части очага (а именно в области Zs < Z < Zs + ZJIH3) на распределение с постоянной температурой, равной температуре линзы Тлго. Переписывание осуществлялось для каждого момента обновления состава линзы. (Выше: Zj - среднее значение глубины кровли камеры для области в пределах 100-150 м от оси, a Z..1H3 - толщина линзы). Отметим, что все варианты, которые будут рассмотрены ниже, вычислялись с распределением теплопроводности K(x,z) согласно (4.12), и с учетом нелинейной зависимости степени плавления от температуры.
Результаты численного моделирования процесса формирования и эволюции магматической камеры в присутствии линзы расплава иллюстрируются на рис. 4.17, а. Здесь представлен пример моделирования осевой камеры в коре быстро раздвигающегося хребта. Процесс наращивания коры воспроизводился эпизодическими внедрениями даек полушириной 50 м один раз в 1000 лет. Считалось, что процесс обновления состава линзы расплава в верхней части очага происходил в 2 раза чаще этих внедрений или совпадал с ними, т.е. в линзе расплава толщиной 350 м обновление состава новым с температурой Тпт= ТМ = 1205° С происходил раз в 500 лет. Гидротермальная конвекция в осевой зоне апроксимировалась высокими значениями эффективной теплопроводности с максимумом КЖ!КО-28 в центре осевой области.
На рисунке показана последовательность развития формы камеры от момента начала внедрений при t = 0 до “квазистационарного” положения кровли на время t = 280 000 лет. Учтено также положение “реологической” изотермы Г=725° С (нижняя граница проникновения гидротерм) на тот же момент времени. Кровля камеры, располагающаяся на глубине 2,4—2,5 км, имеет теперь выраженный плоский участок шириной 3,4-3,8 км. При этом положение кровли очага, как и выше, определялось глубиной изотермы солидуса базальта 'Tv= 1150° С. Характерно, что по прошествии 200 000 лет с начала внедрений изменения в форме кровли камеры заметны лишь в самых далеких областях [25].
На рис. 4.18 показано влияние температуры и размеров линзы расплава на форму магматической камеры. Видно, что уменьшение периода обновления состава линзы от 500 до 200 лет приводит к уменьшению глубины кровли камеры примерно на 400 м. В то же время падение температу-
166
Рис. 4.18. Изменение формы камеры при вариациях частоты обновления и толщины линзы на период времени формирования камеры 140 тыс. лет, по [25]
Обновление линзы - кривые: 1 - раз в 500 лет; 2 - раз в 200 лет. Кривые: 3 - температура линзы 1180' С; 4 - толщина линзы 250 м
ры обновляемого вещества линзы до 1180° С (т.е. на 25° С) приводит к увеличению глубины кровли камеры в осевой зоне на 200-250 м и одновременному сужению в ее верхней части. Наконец, уменьшение мощности линзы с 350 до 250 м относительно слабо сказывается на глубине камеры, ио
имеет следствием уменьшение ее ширины. Результаты, представленные на рис. 4.18, подтверждают значительное влияние параметров линзы на форму магматической камеры.
Рисунок 4.19, а иллюстрирует процесс формирования осевого очага магмы для хребтов со средними скоростями спрединга. Спрединг коры воспроизводился здесь эпизодическими внедрениями интрузий шириной 60 м один раз в 2000 лет. Период обновления состава линзы составлял в этом варианте один раз в 400 лет. В соответствии с сейсмическими данными нижняя граница области счета принималась на 1 км ниже, чем в случае быстро раздвигающихся хребтов. В модели, представленной на рис.4.19, а, учтен также факт, что интенсивность гидротермальной конвекции в осевой зоне хребтов с умеренными скоростями раздвижения, как правило, меньше, чем в осевой зоне быстро раздвигающихся хребтов. Поэтому максимальное значение эффективной теплопроводности К/Ка в осевой зоне хребта было принято равным 18 (в отличие от 28 в варианте рис. 4.17).
Уменьшение скорости спрединга с 10 до 6 см/год привело, как и следовало ожидать, к заметному сужению очага, но заглубления кровли камеры, в отличие от ситуации рис. 4.14, не произошло в основном из-за влияния линзы расплава. Модификация модели, касавшаяся глубин проникновения гидротерм и механизма выделения скрытого тепла плавления, имела существенное влияние на форму камеры и на процесс релаксации термического режима очага.
В варианте, представленном на рис. 4.17, б, исходная форма очага перед началом процесса релаксации соответствовала времени t = 280 000 лет (кривая 4) на рис. 4.17, а. В модели остывания
а б
Рис. 4.19. Эволюция кровли магматической камеры для среднего спрединга при формировании (а) и при остывании камеры (б), по [25]
а. 6 см/год; внедрение интрузии 60м/2000лет; обновление линзы расплава раз в 400 лет. Время формирования (тыс. лет) - кривые: 1 - 70; 2 - 140; 3 - 210; 4 - 280. б, Время остывания (тыс. лет) - кривые: 1 - 0; 2 - 1; 3 - 3; 4 - 5; 5 - 7; б - 10; 7-15; 8 - 20; 9 - 30; 10 - 40
очага учитывалось, что нижняя граница проникновения гидротерм по мере остывания очага погружается, следуя за “реологической” изотермой 7X725° С. В самом деле, источником энергии для поддержания гидротермальной деятельности в осевой зоне хребта служит, как известно, тепловой поток через кровлю магматического резервуара. Величина этого потока пропорциональна градиенту температуры в зоне с преобладающей кондуктивной теплопроводностью, т.е. обратно пропор-
167
циональна ширине зоны. Как отмечалось выше, эта зона ограничена сверху реологической изотермой Т=725° С, а снизу - изотермой солидуса базальта Т ~ 1150° С. По мере остывания очага ширина зоны кондуктивной теплопроводности увеличивается, и интенсивность гидротермальной активности падает. В модели этот процесс учитывался через изменение коэффициента эффективной теплопроводности коры в области, расположенной выше реологической изотермы, обратно пропорционально ширине кондуктивной зоны [23]. Последняя менялась не только как функция времени остывания очага, но и с расстоянием от оси хребтах.
Динамику погружения кровли очага в режиме остывания камеры можно проследить на рис. 4.17, а и рис. 4.19, б для СОХ с быстрыми и средними скоростями раздвижения соответственно. Погружение кровли камеры в осевой части быстро раздвигающегося хребта (рис. 4.17, б) составляет 400 м, 650-700 м, 1,1-1,2 км, 1,4-1,6 км, 1,9-2,0 км после 5, 10, 20, 30, и 50 тыс. лет остывания очага соответственно. После 80 тыс. лет остывания кровля камеры погружается примерно на 2,5 км, и тогда очаг становится неразличим сейсмическими методами. Заметим, что учет спада интенсивности гидротермальной конвекции в процессе остывания очага замедляет остывание и приводит к уменьшению погружения кровли очага на 200-300 м за время 20-50 тыс. лет.
В целом гидротермальная активность, увеличивая теплоотдачу, сильно снижает время остывания очага. Расчеты показали, что без гидротермального теплообмена кровля очага через 40 тыс. лет остывания будет почти на 1 км выше, чем с учетом конвективного выноса тепла. Тяготение гидротермальной активности к центру области имеет следствием ускоренное погружение кровли камеры у оси и отставание этого процесса на периферии (см. рис. 4.17, б). За счет этого плоская форма кровли камеры будет сохраняться в течение длительного промежутка времени остывания магматического очага [23].
4.5.3.Связь термического состояния магматической камеры с рельефом осевого поднятия
Вопрос об эволюции рельефа дна океана осевых зон спрединговых хребтов имеет принципиальное значение ввиду того, что информация о рельефе дна наиболее доступна и наиболее полно отражает тектоно-магматические процессы, формирующие структуру осевой зоны. Изучение рельефа дна гидроакустическими методами показало, что в пределах быстро раздвигающихся хребтов вне крупных тектонических нарушений (типа трансформных разломов, или перекрывающихся центров спрединга) различают три основные формы рельефа осевого поднятия: треугольную, купольную и трапециевидную (или прямоугольную) [379,358] (см. раздел 2.1).
Поднятия прямоугольной формы характеризуются присутствием относительно ровной вершинной площадки, шириной 2-4 км. Осевые поднятия с треугольной формой сечения обычно узкие, с шириной в основании структуры 2—3 км. Ширина плоского участка у вершины составляет всего около 100 м. Осевые поднятия с куполообразным сечением рельефа являются промежуточными между структурами треугольной и трапециевидной формы. Во всех указанных формах рельефа осевого поднятия, как правило присутствуют вершинные грабены, которые обычно маркируют оси неовулканической зоны и области активного гидротермального сульфидного рудопроявления. Этот грабен наиболее выражен у осевых поднятий трапециевидного сечения, где его глубина достигает 100 м, а ширина - 1 км. В осевых зонах треугольного сечения вершинный грабен развит плохо, его ширина составляет часто менее 10 м, а глубина - около 5 м. В этих структурах он может отсутствовать.
В [379] предполагалось, что наблюдаемые вариации в формах рельефа осевого поднятия связаны с различием в термическом состоянии магматической камеры, ее формы, строения и временем развития. Попробуем проверить справедливость этого предположения в рамках нашей термической модели эволюции осевой магматической камеры. В этой модели рассчитывается так называемый “терми-ческий” рельеф, формирующийся как изо-статический отклик на изменения плотности пород коры при их термическом расширении [23]. Эволюция “термического” рельефа, как одной из существенных составляющих наблюдаемого рельефа дна океана, представляет определенный интерес и для прогнозирования состояния коровой камеры. Этот рельеф вычисляется в рамках предположения локального изостатического равновесия из условия равенства весов столбцов коры с основанием (уравнением изостазии) на глубине z = ZM:
Н(х)= f (4.18)
о Рд/ “ Рв
Здесь рм.рв - плотность пород мантии и воды. Распределение плотности p(XM,z,t), взятое на правой границе области х=ХМ, служило “реперным” или отчетным распределением для расчета рельефа. Тем самым значение Я(х) оценивало превышение термического рельефа поверхности дна относительно его значения на правой границе области. В общем случае вариации плотности пород коры в [172] определяются изменением температуры и давления:
р(х, z, t) = р() [1 - аТ(х, z, t)+ @Т(х, z, Г)], (4.19) г О 1
где а =3,2-10' С - коэффициент изобарического расширения и Р = 7,9-1 О'4 кбар - коэффициент изотермического сжатия. Влияние температуры превалирует над влиянием давления.
Пример эволюции рельефа представлен на рис. 4.20, а для варианта ОМК быстро раздвигающегося
168
Рис. 4. 20. Зависимость рельефа осевого поднятия от термического режима магматической камеры, по 1.25]
Эволюция рельефа при формировании камеры: а/ Г~ 10 см/год: внедрение 50 м/1000 лет; кривые (тыс. лет): / -140; 2 -210; 3 - 280; б) 1'= 6 см/год; внедрение 60 м/2000 лет; кривые (тыс. лет): / - 70; 2-140; 3-210; 7-280
Эволюция рельефа при остывании камеры: в) Г = 10 см/год; внедрение 50 ы/1000 лег; кривые (тыс. лет): 1 - 280: 2 - 282; 3-285; 4- 290; 5 - 300; б - 310; 7-320:5- 330; г; 1г= 6 см/год; внедрение 60 м/2000 лет; кривые (тыс. лет): / — 280; 2— 285.-3 - 290:7 - 300; 5 -310; 6 -320; 7-330
хребта (см. рис. 4.17) и на рис. 4.20, б для варианта ОМК хребта со средней скоростью развдижения (рис. 4.19).
Можно заметить, что стабилизация рельефа осуществляется практически за те же времена, что и стабилизация формы камеры (см. рис. 4.17, а, рис. 4.19, а). Характерная ширина осевого поднятия, а также увеличение его амплитуды наблюда
ются в первые 100 тыс. лет и в дальнейшем замедляются. Форма рельефа остается близка к треугольной лишь для времен менее 70 тыс. лет с начала спрединга (в случае быстрого спрединга). При больших временах спрединга в осевой зоне вырабатывается относительно пологий участок рельефа, и форма поднятия в сечении близка к трапециевидной с шириной верхней грани от 2 до
169
4 км. Однако треугольная форма рельефа дна океана в осевой зоне спрединга может стать характерной и при изменении некоторых параметров обновляющейся линзы расплава, например, при уменьшении температуры линзы расплава или при сокращении ее толщины [23].
На рис. 4.17, б, рис. 4.19, б и рис. 4.20, в, г отчетливо прослеживается усиление выраженности трапециевидной формы кровли камеры, а вместе с ней и термического рельефа дна океана при остывании камеры. Плоский участок поверхности дна постепенно расширяется. Амплитуда термического рельефа в осевой зоне уменьшается примерно вдвое за времена остывания порядка 15-20 тыс. лет. В целом “термический” рельеф хорошо коррелирует с формой магматической камеры.
4.5.4. Процессы в осевых магматических
резервуарах
Перейдем к рассмотрению процессов в подосевом очаге, включающих кристаллизацию и смешение магм. Представленные в литературе модели подосевых очагов можно подразделить на четыре основных класса, классификация которых была дана в табл. 4.1.
В предыдущих разделах были рассмотрены факторы, определяющие форму и размеры осевой магматической камеры и ее эволюцию. Размеры камеры, форма ее кровли и стенок имеют большое влияние на процессы, происходящие внутри очага, такие как кристаллизация и перемешивание магм, типы магматических извержений и т.д.
Как известно, различающиеся по составу магмы могут смешиваться непосредственно перед или в течение процесса извержения из очага. Процесс перемешивания в магматических очагах многообразен, поэтому в последние годы возрос интерес к анализу конвективных движений расплавов в очаге [193, 113]. Выпадение кристаллов все реже рассматривается как доминирующий процесс кристаллизации магматического очага. Многие исследователи считают, что кристаллы зарождаются и растут вблизи дна и стенок камеры. Если это так, то возможна лишь частичная кристаллизация, когда обедненное жидкое мантийное вещество удаляется в совместном процессе диффузии и конвекции. Был введен даже специальный термин “конвективное фракционирование”, чтобы подчеркнуть роль конвекции в различных процессах кристаллизации [539]. Эти выводы во многом подтверждаются лабораторными экспериментами [128].
Конвективные процессы в магматическом очаге можно подразделить на два основных вида: первый возникает при внедрении жидкой магмы из источника в объем, где происходит смешение, второй -это результат действия .подъемной силы Архимеда в протяженном объеме источника магмы.
Первый из процессов смешения имеет место, когда очередная порция магмы внедряется в камеру
в виде струи или фонтана. Такое течение имеет примерно однородную температуру и состав, аналогичные тем, которые существуют в источнике извержения, пополняющем камеру. Свойства такого течения при заданном составе жидкости определяются числом Рейнольдса: Re = u-dN, где и -средняя скорость жидкой магмы в очаге, d - ширина канала, v кинематическая вязкость жидкой магмы. При Re < 100 течение ламинарно, при Re > 100- турбулентно, при этом происходит интенсивное смешение вещества в конусообразной области камеры. (Заметим, что, если камера имеет форму трубы, то вследствие стабилизации течения ее стенками число Рейнольдса Re > 200). В струйном смешении жидкостей значительную роль может играть и сила плавучести Архимеда.
При втором процессе смешения течение возникает за счет гравитационной неустойчивости жидкости, нагреваемой снизу, или охлаждаемой сверху, или с боков. В этом случае термическая конвекция определяется двумя параметрами: термическим числом Релея:
RaT =g-a-Ar-L3/xrv,
характеризующим отношение величины дестабилизирующей силы плавучести к стабилизирующему эффекту термической диффузии и числом Прандтля
Рг = у/хг, являющимся мерой отношения толщины вязкого пограничного слоя к термическому (=Рг'!). В представленных выше выражениях: g - ускорение силы тяжести, a - коэффициент термического расширения, ДГ - разность температур и L - характерная длина зоны, % - коэффициент термической диффузии магмы.
Поскольку магма представляет собой многокомпонентную систему, применение к ней модели чисто термической конвекции, либо конвекции, обусловленной градиентами концентрации вещества, далеко не всегда оправдано. Физически более вероятной в этих случаях является модель двухдиффузной конвекции [539]. В этом виде конвекции “действуют” два потока: первый обусловлен градиентом температуры (диффузионный поток энергии), второй - градиентом концентрации вещества (или нескольких веществ, как, например, в магме). Оба потока взаимодействуют друг с другом. Простейший пример - нагревание снизу раствора солей с некоторым градиентом концентрации. В этой ситуации раствор “разбивается” на ряд горизонтальных конвектирующих слоев, в каждом из которых температура и содержание солей перемешаны. Слои разделены поверхностями, через которые тепло и соль переносятся за счет молекулярной диффузии.
В случае с магматическим резервуаром процессы частичного плавления вещества и кристаллизации могут возбуждать конвективные движения за
170
счет изменения плотности жидкого остатка вблизи твердых стенок резервуара. В самом деле, расплав (остаточный), образующийся после изменяет свою плотность. Например, когда охлаждается высокотемпературный пикритовый базальт, кристаллизуется плотный оливин и образуются остаточные жидкие расплавы пониженной плотности. В этом примере остаточные расплавы более холодные и более легкие, так как изменения в составе влияют на плотность больше, чем изменения температуры. Преобладание композиционного влияния на плотность по сравнению с температурным - довольно частое явление в процессах фракционирования магм в подосевых резервуарах.
Рассмотренные типы конвекционных движений магмы определяют степень и вид процесса смешивания магм в подосевом магматическом очаге. Эти процессы смешивания играют важную роль в пет-рогенетических моделях, используемых для объяснения большого различия типов образующихся магм. В частности, предполагается, что многие свойства базальтов СОХ можно объяснить в рамках модели подосевой магматической камеры, периодически заполняемой новыми порциями первичной магмы, которая смешивается с фракционированной (оставшейся) магмой камеры. Аналогично, детальное изучение цикличной слоистости в слоистых интрузиях и обнаружение хромитовых прослоек у подошвы некоторых цикличных слоев также предполагает смешение новой порции магмы с фракционированной магмой камеры, когда новая порция расплава пополняет расслоенное содержание камеры. С другой стороны, есть не менее веские доказательства того, что кислые и основные магмы могут существовать и не смешиваясь друг с другом, как, например, в композитных дайках и лавовых течениях Ирландии. Столь резкое различие в поведении магмы, которые в одних случаях легко смешиваются друг с другом, а в другом нет, можно объяснить различием вязкости расплава [539].
Экспериментальные исследования процессов кристаллизации солей в боксах, а также изучение слоистых интрузий дают основание предполагать, что процесс кристаллизации имеет место in situ у дна, стенок и крыши магматической камеры. В отличие от лабораторных боксов в магматической камере существенна роль давления, поскольку погружение вещества на несколько километров от кровли камеры приводит к увеличению температуры плавления минералов со скоростью 3° С/км. Это приводит к тому, что у дна магматического очага магмы становятся более холодными относительно точки плавления, а в вышележащих слоях температура дальше от точки плавления. Соответственно, скорость зарождения кристаллов и их роста увеличивается с глубиной в камере.
Таким образом, большая часть кристаллизации магмы происходит у дна камеры, в то время как основные теплопотери идут через кровлю очага. Последнее обусловлено и более низкой температурой верхних частей очага, и охлаждающим действием
гидротермальной конвекции над очагом, и пониженными градиентами температур в нижних частях магматической камеры (очага). Скрытая теплота плавления, высвобождающаяся при доминирующей кристаллизации у дна камеры, должна рассеиваться в направлении к верхним частям камеры, у ее кровли.
В работе [184] представлена схема конвективных движений конечной стадии кристаллизации магматического очага, остывающего сверху. Как отмечалось, на ранней и средней стадиях эволюции большой магматической камеры основная часть кристаллизации идет у ее дна. Даже в том случае, когда при кристаллизации высвобождаются легкие магмы, доминирующий тепловой поток магмы от дна резервуара будет разрушать любую стратификацию, создаваемую при высвобождении легкой магмы у кровли очага. Но с продолжением процесса кристаллизации ситуация будет меняться на обратную, так как расстояние кровли от дна резервуара будет непрерывно сокращаться, уменьшая эффект давления (именно благодаря последнему шла преимущественная кристаллизация у дна (см. выше). Роль кристаллизации у кровли очага будет возрастать и под конец станет доминирующей. В этом случае эффект давления будет пренебрежим. На этой (последней) стадии легкая магма, высвобождаемая в верхних горизонтах резервуара, будет накапливаться в самых высоких точках близ его кровли и создавать стратификацию в верхней части резервуара. Такая зональность будет иметь место как в толеитовых, так и в щелочноземельных магмах, так как в обоих случаях легкие магмы будут высвобождаться на последних стадиях кристаллизации. Эта стратификация не должна быть большой, так как разности температур центральной и периферийной областей очага на конечных стадиях кристаллизации будут малы, и потому состав магмы, всплывающей по сторонам приподнятой части кровли резервуара, будет мало отличаться от состава магмы в центре интрузии [184].
Таким образом, как лабораторные эксперименты, так и анализ строения офиолитовых комплексов показывают, что некоторая стратификация по плотности, составу и температуре является более общей ситуацией в магматических очагах, чем однородные условия магматического расплава в них. Поэтому большое значение получают процессы смешения на границах стратифицированных слоев, обсуждавшиеся выше (двухдиффузионная конвекция и др.).
Рассмотрим процессы, приводящие к извержению магмы из очага. Одним из таких процессов может быть погружение кровли очага под влиянием собственного веса. Если вес крыши резервуара уравновешен силами плавучести магмы, то при наличии осевого подводящего канала магма будет подниматься точно до поверхности, Охлаждение и фракционирование меняют плотность магмы в резервуарах. Если плотность становится больше, то такая ситуация устойчива, крыша слегка всплыва-
171
ет, и магма будет подниматься по трещине до уровня ниже поверхности. Если же плотность уменьшается, то крыша будет проседать и по трещинам магма будет изливаться на поверхность. Такая ситуация будет в случае свободно плавающей (без прочности) крыши. Если же крыша имеет конечную прочность на сдвиг по вертикали, то понижение плотности магмы в резервуаре будет приводить к появлению силы, давящей крышу вниз, и при превышении предела прочности кровля проседает (коллапс).
Выделение летучих компонентов из магмы также может приводить к повышению давления и разрушению кровли. Тогда, при условии, что средняя плотность пород кровли выше плотности магмы в верхней части резервуара, будет обильный вулканизм на поверхности. Если это условие не выполняется, то вулканизм будет умеренным. Во время извержения летучих в магматическом резервуаре стимулируются процессы смешения магмы [184].
Таким образом, эффекты плавучести, вызванные вариациями в температуре или составе магм, играют основную роль в эволюции магматических подосевых резервуаров, и, в зависимости от обстоятельств, могут вызывать конвективные движения в камере либо создавать устойчивую стратификацию вещества в ней. Форма границ резервуара и вязкостные свойства магм (как обсуждалось выше) играют в нем существенную роль.
* * *
Результаты сейсмических экспериментов, проведенных в осевых зонах быстро- и средне раздвигающихся СОХ, указывают на существование двух основных отражающих уровней, связанных с границами зон пониженных скоростей. Первый из отражающих горизонтов наблюдается на глубинах от дна 1-3 км. Он прослеживается на расстоянии 1-4 км в сторону от оси спрединга и, как отмечалось выше, обусловлен существованием осевого внут-рикорового магматического очага. Такой очаг, как правило, не фиксируется геофизическими методами для медленно раздвигающихся хребтов. Второй отражающий горизонт в отличие от первого более стабильный и прослеживается на расстояниях до 15 км от оси хребта на глубинах до 4-12 км. Его можно ассоциировать с существованием поднятия кровли астеносферы под осевыми зонами СОХ с характерной шириной поднятия 20-30 км (полная ширина) и глубиной залегания кровли астеносферы 5-10 км.
Анализ геодинамики и термической структуры рифтовых зон СОХ позволяет сделать вывод о существенном различии глубинной структуры литосферы рифтовых зон при медленных и быстрых скоростях спрединга. Это предполагает различие глубинных процессов апвеллинга, отделения, фракционирования и аккумуляции расплава и термомеханического состояния литосферы рифтовых зон, что, в свою очередь, определяет различие в
рельефе дна, струкутрообразовании и характере аномальных геофизических полей. Численное моделирование термомеханического состояния рифтовых зон СОХ позволяет выявить эти различия. В конечном итоге такие различия в глубинных процессах отражаются в особенностях аккреции океанической коры и, как следствие, в наличии двух типов коры, генерированной на медленноспредин-говых и быстроспрединговых хребтах.
Анализ термических моделей океанической литосферы демонстрирует сложность задачи создания универсальной модели, описывающей характерное строение и термический режим литосферы как во фланговой, так и в осевой областях СОХ. Если первые работы в рамках модели плиты постоянной толщины и с решениями в виде разложения в ряды Фурье неплохо объясняли природу генеральных черт рельефа дна океана и теплового потока литосферы СОХ, то в описании термического состояния осевых зон СОХ они были некорректны. В последующих модификациях этих моделей удалось избежать особенностей в распределении теплового потока на оси хребта, однако ограничение области выделения скрытой теплоты плавления узкой зоной на оси спрединга в пределах коры давало в результате распределение температур, не согласующееся с наблюдаемым в осевых зонах СОХ.
Более реальное термическое состояние осевой области с плоской кровлей магматической камеры было получено в дальнейших модификациях этих моделей, в которых были использованы распределенные источники и стоки тепла в осевой зоне хребта. Однако полученное в этих моделях распределение температур и рассчитанная форма корового очага магмы являлись прямым результатом априорного подбора пространственного распределения источников и стоков тепла, грубо имитировавших эффекты выделения скрытой теплоты плавления и гидротермальной деятельности, и не могли рассматриваться как результаты независимых расчетов.
Следующий класс моделей оказался более успешным в исследовании соотношения мощности литосферы и толщины корового слоя при разных скоростях спрединга и роли гидротермальной деятельности, а также в анализе природы вариаций мощности генерируемой коры, вызванных изменением скорости спрединга и положения изучаемого участка осевой зоны хребта относительно краев сегмента осевой зоны. В них рассмотрены различные механизмы движения расплава через матрицу пород мантии, чтобы объяснить концентрацию базальтового расплава в верхней части осевой зоны (области генерации коры), и все же рассчитанная область миграции расплава оставалась заметно шире области генерации коры, оцениваемой по геофизическим данным.
Чтобы преодолеть это противоречие было высказано предположение о том, что в основании литосферы образуется слой, насыщенный расплавом, который попадает сюда при вертикальной мигра-
172
ции из низов мантии и удерживается породами в кровле этого слоя, слабая проницаемость которых обусловлена их специфичной температурой, которая одновременно близка к солидусу базальта, но ниже ее. Эта модель показала, что перепад давлений, вызванный углублением этого слоя с удалением от оси хребта, достаточен для фокусировки расплава у оси, т.е. для создания здесь источников расплавленного базальта, необходимого для генерации базальтовой коры. Учет миграции расплава вдоль верхней граничной поверхности этой области плавления помог объяснить и вариации в мощности коры и аномалиях Буге, наблюдаемые вдоль оси СОХ, а также установить, что смещение участков СОХ по трансформным разломам делает картину течения под осевыми областями трехмерной, причем для медленных хребтов в большей степени, чем для быстрых.
В дальнейшем была сделана попытка объяснить природу формирования подосевого корового очага магмы. В этих моделях был проведен совместный анализ широкомасштабных течений расплава и мантии с рассмотрением детальной структуры термического режима и полей деформаций приосевой коровой части хребта. Было показано, что в рамках стационарной модели можно подобрать такое распределение источников расплавленного базальта и тепла в осевой области внутри корового слоя, которое отвечало бы устойчивому существованию здесь магматического очага при больших и средних скоростях спрединга. Однако во всех этих моделях, размеры линзы расплава, а значит, во многом и форма корового очага магмы, оставались предопределенными и не следовали из численных расчетов.
В целом стационарные модели термического состояния осевых зон СОХ позволили провести анализ довольно сложных двух и трех мерных интегральных моделей формирования термического режима осевых зон с учетом процессов сегрегации и миграции расплава к осевой зоне, образования коры и рельефа поверхности литосферы. Однако тепловой эффект выделения или поглощения скрытой теплоты плавления базальта трактовался в них очень грубо: через условия на тепловой поток на оси хребта, априорное задание источников и стоков тепла в осевой зоне и через задание нереально высоких температур расплава. По этой причине стационарные модели не подходят для анализа эволюции термического режима осевой зоны хребтов, возникновения и развития коровых очагов магмы, так как в указанных процессах поглощение скрытой теплоты при плавлении пород и выделение ее при их затвердевании играет определяющую роль. Эти же процессы определяют и существенную не-стационарность моделей формирования корового очага. Нестационарная модель формирования магматических очагов в рифтовых зонах СОХ в условиях дискретно-непрерывного режима спрединга позволила сделать следующие выводы.
1) . Формирование осевого очага магмы связано с дискретным характером внедрений интрузий и излияний лавовых потоков в условиях непрерывного растяжения литосферы осевых зон спрединга.
2) . Существует тесная связь формы ОМК и глубины залегания ее кровли с интенсивностью гидротермального теплообмена в коре и с закономерностями ее изменения с удалением от оси.
3) . Частота внедрений, а вместе с ней и скорость спрединга, наряду с гидротермальным теплообменом в коре имеют определяющее значение для образования и существования устойчивого корового очага магмы и эволюции его формы. В частности, при малой частоте внедрения интрузии, отвечающей полускоростям спрединга, меньшим 1,5 см/год, существование устойчивого очага магмы в осевой области океанической коры маловероятно. При изменении скорости спрединга (частоты внедрения интрузий) будет изменяться и форма магматической камеры и рельеф осевой зоны.
4) . Перерыв между внедрениями в 100 тысяч лет и более приводит к исчезновению магматической камеры.
5) . Наличие линзы расплавленного базальта в верхней части магматической камеры с составом, обновляемым в промежутках между основными внедрениями магмы, существенно влияет на форму кровли камеры, обусловливая появление плоского участка кровли камеры шириной от 2 до 5 км в быстро раздвигающихся хребтах и от 1 до 2 км в хребтах со средними скоростями спрединга.
б) . Термический рельеф дна океана в условиях формирования магматической камеры в значительной степени повторяет форму кровли камеры, изменяясь от треугольной до трапецевидной формы. Максимальные амплитуды термического рельефа варьируют от 50 до 150 м. Наиболее вероятная форма рельефа для установившейся формы камеры -трапецевидная с плоской верхней поверхностью шириной от 0,5 до 2 км, такая же форма рельефа типична и для последующего режима остывания камеры. Треугольная форма рельефа характерна для начальной стадии формирования камеры или при пониженных температурах вещества линзы.
Однако, несмотря на то, что эта модель дала возможность в первом приближении представить пространственно-временной масштаб процессов формирования осевой коровой магматической камеры и термического состояния корового слоя осевой зоны СОХ, она, как и предшествующие модели, безусловно, нуждается в усовершенствовании. Оно видится прежде всего в следующем: в состыковке решения для дискретного спрединга коры с решением непрерывного течения несжимаемой мантии в клине; в более тщательном анализе соотношения толщины коры и литосферы при разных скоростях спрединга; в более корректном учете процессов, происходящих внутри магматических очагов; в анализе особенностей гидротермального охлаждения в рифтовых зонах.
173
ГЛАВА 5. ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ КОНВЕКЦИЯ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ СОХ
5.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ АКТИВНОСТИ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ СОХ
Как было показано в предыдущей главе, состояние, форма и размеры осевой магматической камеры в существенной степени зависят от интенсивности гидротермальной конвекции. За счет этого процесса осуществляется также тесное взаимодействие литосферы, гидросферы и биосферы в рифтовых зонах, приводящее к увеличению выноса тепла, обогащению морских вод минеральными компонентами из коры и мантии, формированию месторождений глубоководных полиметаллических сульфидных руд и созданию уникальных условий для жизнеобитания организмов - “оазисов на дне океана”.
Открытие горячих источников на Галапагосском рифте в 1978 г. и ВТП дало начало новой фазе исследований гидротерм на дне океана . В дальнейшем при исследованиях с помощью подводных обитаемых аппаратов (ПОА) были обнаружены выходы гидротерм на различных участках рифтовой системы Мирового океана: в Красном море, на САХ (26° с.ш., 23° с.ш., 29° с.ш., 37° с.ш.), на Галапагосском центре спрединга, на ВТП (11 - 13° с.ш., 18-21° ю.ш.), в бассейне Гуаймас в Калифорнийском заливе, на хребте Хуан де Фука, в областях задугового спрединга: в бассейне Манус в Ново-Гвинейском море, в бассейне Лау в море Фиджи, в бассейне Вудларк в Соломоновом море и в других районах [463,464, 72, 367].
Обнаружение новых гидротермальных систем в рифтовых зонах СОХ продолжается. Детальные исследования позволили установить, что гидротермальные выходы на дне океана представлены в виде муаровых вод, экзотичных образований “белых курильщиков” с температурой 100-200° С и “черных курильщиков” с температурой гидротерм в них до 350-400° С [464]. К активным гидротермальным полям приурочены отложения глубоководных полиметаллических сульфидов. Проведенные исследования помогли закартировать распределение гидротермальной активности в рифтовых зонах в конкретных геологических обстановках. На карте (рис. 5.1) показаны известные активные гидротермальные выходы на дне океана, а в таблице 5.1 суммированы основные их характеристики, заимствованные из обобщающей работы Р.Лоувелла с соавторами [367].
Гидротермальная конвекция была предсказана теоретически за несколько лет до экспериментального обнаружения [359, 115, 134]
Открытие гидротермальных систем на дне океана привело к переоценке термического и геохимического бюджета Земли и кардинальному пересмотру биологических процессов на дне океана. Химические реакции между океанической корой и морской водой изменяют как состав коры, так и состав циркулирующей морской воды. Тем самым гидротермальная циркуляция оказывает существенное влияние на глобальный геохимический цикл химических элементов в литосфере и гидросфере.
Обнаружение хемосинтетических экосистем, состоящих из бактерий, которые используют химическую энергию, полученную за счет окисления газов, растворенных в гидротермальных растворах, заставило пересмотреть взгляды ученых на биологические процессы на дне океана. Пространственная локализация интенсивных гидротермальных выходов, очень большой термический и химический градиенты, разнообразие живых организмов, приуроченных к таким выходам, и их приспособленность к сильно токсичным условиям, создаваемым большой концентрацией некоторых газов и растворенных ионов металлов, делают гидротермальные поля важными природными лабораториями для исследования биологических, биогеохимических, геологических и океанологических процессов.
Гидротермальная деятельность представляет собой процесс переноса энергии и массы веществ, в пределах земной коры посредством циркуляции воды. Гидротермальные системы широко распространены в океанической коре в самых разнообразных тектонических обстановках, но выходы горячих вод на поверхность имеются лишь в термически активизированных областях. Причинами возникновения конвекции морской воды в океанической коре могут быть тепловое воздействие, неровности рельефа, различие в содержании солей, динамические градиенты давления и т.д. Самым распространенным классом гидротермальных систем являются системы, возбуждаемые тепловым воздействием внедрений магмы [422]. Наиболее активные и высокотемпературные проявления гидротермальной деятельности располагаются в осевой области СОХ над кровлей магматического очага. Гидротермальная деятельность в принципе возникает всякий раз, когда есть достаточное тепловое возмущение обводненной среды.
Впервые довольно четко это было показано на Галапагосском центре спрединга [265]. На южном склоне этого хребта была проведена очень детальная съемка распределения поверхностного теплового потока. На небольшом участке коры с возрастом от 0,1 до 1 млн лет было сделано около 400 измерений. Средний тепловой поток здесь составляет около 300 мВт/м2, тогда как по модели осты-
174
Рис. 5.1. Глобальное распределение сульфидных рудных отложений на глубоководных гидротермальных полях, по [367]
1 - Впадина Атлантис II в Красном море; 2 - Лакки Страйк (САХ); 3 - Брокен Спур (САХ); 4 - ТАГ (САХ); 5 - Снейк Пит (САХ); 6 - г. Магик (хр. Эксплорер); 7, 8 - хр. Эндевер; 9 - Осевой вулкан (хр. Хуан де Фука); 10 - Клефт (хр. Хуан де Фука); 11 - Клифф (хр. Горда); 12 -- Неска и Сеска (трог Эсканаба, хр. Горда); 13 - Гуаймас (Калифорнийский залив); 14 - 21° с.ш. (ВТП); 15 - 11-13°с.ш. (ВТП); 16 - Вентура (ВТП); 17 - 86° з.д. (Галапагосский центр спрединга); 18 -г. Макдональд; 19 - г. Лойхи (Гавайи); 20 - бассейн Лау; 21 - северный бассейн Фиджи; 22 - западный бассейн Вудларк; 23 - бассейн Манус; 24 - Алиса (Марианский трог); 25 - Джада (трог Окинава); 26 - вулкан Пийпа; 27 - Соине (Центральный Индийский хребет)
Таблица 5.1. Характеристики глубоководных гидротермальных систем, по [367]
Расположение Скорость спрединга, см/год ттт, °C Скорость излияния флюида, м/с Вынос тепловой энергии, мВт Площадь гидротермального поля, м2
Ашес (хр. Хуан де Фука) 6,0 326 0,1-0,9 2,4-6,4 104
Хр. Эндевер 6,0 400 0,5 70-236 103
11°с.ш. (ВТП) 9,0 347 0,4-1,2 2,4-25 з-ю3
21°с.ш. (ВТП) 6,0 350 0,7-2,4 114-311 —
ТАГ (26°с.ш. САХ) 2,6 366 0,5-3,0 225 з-ю4
Алиса (Марианский трог) 6,0 280 0,5-1,0 2-8 ю4
вающей литосферы, согласующейся с рельефом и тепловым потоком вне оси, средний поток должен быть равен 800 мВт/м2, т.е. в 2,5 раза выше измеренного. Распределение теплового потока q имело характерную для районов гидротермальной деятельности волнообразную картину. Аналогичные распределения q, хотя и менее детальные, были получены на хребте Хуан де Фука, на 21° с.ш. ВТП и других хребтах (см. например, [498, 515]).
Большое различие между измеренным кондуктивным тепловым потоком и рассчитанным потоком в модели охлаждающейся плиты предполагает,
как отмечалось в главе 2, что с гидротермальной циркуляцией в рифтовых зонах СОХ связано по крайней мере 40% теплопотерь на СОХ и 20% всех теплопотерь Земли [121, 515, 367]. Чтобы вынести такое количество тепла из недр Земли, вся масса океана, по оценкам [496], должна проходить через гидротермальные системы за 10б лет.
Обобщенные зависимости наблюдаемого и теоретического значений теплового потока от возраста литосферы для всех океанов представлены на рис. 2.8. Значительные расхождения между наблюдаемыми и теоретически рассчитанными значениями
175
теплового потока характерны для молодой (менее 20 млн лет) океанической коры. Эти расхождения свидетельствуют о существенной роли гидротермальной циркуляции в сильно трещиноватой и не покрытой мощным осадочным чехлом молодой океанической коре. На примере детальных исследований хребта Хуан де Фука было показано, что слой осадков толщиной в несколько десятков метров существенно затрудняет гидротермальную циркуляцию [219].
Для осевой зоны рифтов характерен вынос тепла гидротермальными струями, которые имеют высокие скорости выхода жидкости на поверхность дна. Как показывают оценки, общий вынос тепла в них составляет всего около 10% гидротермальных потерь через океаническое дно [411]. Напротив, вне осевой зоны диффузная конвекция в пористой коре характеризуется гораздо меньшими скоростями движения жидкости, но распространена довольно широко, и на ее долю приходится 90% гидротермальных теплопотерь [411]. Наблюдения показывают, что восходящее движение горячих вод в осевой зоне представляет собой локальные выходы гидротермальных струй на поверхность дна, тогда как нисходящее течение для тех же вод - это медленное диффузное просачивание холодных морских вод через эффективно пористую океаническую кору и системы трещин. В отличие от струй выхода горячих вод нисходящее течение имеет большую площадь сбора, преимущественно во внеосевой области. Остается важный вопрос, касающийся механизма фокусирования диффузного потока в отдельные струи. На биологические следствия диффузный поток оказывает гораздо большее влияние, чем отдельные гидротермальные струйные выходы.
Типы конвективных движений меняются не только с удалением от оси хребта, но и по глубине в коре осевой зоны. На рис. 5.2 приведена принципиальная схема смены механизма теплопереноса. Вблизи от поверхности (за пределами локальных выходов струй) тепловой поток определяется либо кондуктивной теплопроводностью, либо однофазовой проникающей конвекцией морской воды. На глубине, где достигается точка кипения, преобладающим механизмом в переносе тепла является двухфазовая конвекция (вода - пар), включая и пародоминирую
щие системы.
И, наконец, в непосредственной близости от магматического тела расположена пере
ходная зона. Здесь температура возрастает до значений, характерных для начала пластичного состояния материала магматического очага. Пластичность препятствует развитию сети термических трещин и потому здесь в отличие от зоны, расположенной выше нее, теплоперенос в основном кон-дуктивный. Зона пластичности служит непроницаемым барьером между расположенной глубже областью конвективных движений магмы и находящимися выше зонами гидроконвекции. Для этой области характерен очень большой вертикальный градиент температуры. Рассмотренная модель помогает объяснить характерное распределение температур с глубиной с резким перепадом на промежуточных глубинах. Близкая ситуация имеет место и при охлаждении боковых стенок магматической камеры.
На рис. 5.2 показан переход от зоны конвективных движений магмы в очаге (1) через боковые стенки в область конвекции термальных вод, типичный для взаимодействия магмы с гидротермами. Высокотемпературная зона (со степенью кристаллизации менее 45%), в которой происходит конвекция магмы, обрамляется зоной с более низкими температурами, степень кристаллизации вещества в которой варьирует от 45 до 100%. В этой зоне температура достаточно низка, чтобы резко возросшая вязкость магмы гасила конвективные движения в очаге, но она все еще превосходит температуру, характерную для начала пластичного состояния материала, препятствующего развитию термоупругих трещин в рассматриваемой зоне. Как
Рис. 5.2. Схема гидротермальной конвекции и минералообразования в рифтовых зонах СОХ, с учетом данных [40]
Пояснения см. в тексте
176
уже отмечалось, эта пластичная зона (2) и в боковой зоне магматического очага служит непроницаемым барьером между зоной конвекции магмы 1 и зоной 3 (см. рис. 5.2) [195]. В зоне 3 температура понижена настолько, что допускает развитие термических трещин. И, наконец, в зоне 4 с температурой ниже температуры кипения воды по трещинам в проницаемой среде будет циркулировать гидротермальная жидкость.
При рассмотрении гидротермальных систем необходимо принимать во внимание физические свойства пород, слагающих магматический резервуар и стенки, а также поведение воды при изменении давления и температуры. Коэффициенты, определяющие физические свойства пород, слагающих кору (теплопроводность, теплоемкость, термическая диффузия), меняются в зависимости от типа пород, состояния трещиноватости и т.д. Они являются функцией пористости, температуры, давления, насыщенности водой и т.д. И все-таки изменение этих свойств оказывает существенно меньшее влияние на поведение гидротерм, чем изменение физических свойств воды [513]. По сравнению с последними характеристики пород можно считать в расчетах постоянными. В самом деле, в интервале температур, характерном для гидротерм, 25°<7’<350° С, вязкость воды и гидротермальных флюидов меняется более чем на порядок, коэффициент термического расширения воды - на два порядка, плотность уменьшается в 2 раза и т.д. Давление также влияет на поведение воды и контролирует температуру ее кипения.
Морская вода всегда содержит определенный процент солей. Прямые экспериментальные измерения поведения морской воды в Р-Т условиях показали, что она имеет те же свойства в Р-Т - поле, что и 3,2%-ный раствор NaCI [171]. Присутствие солей смещает критическую точку воды и она для морской воды лежит в области 403-406° С, 285-302 бар. Поэтому учет присутствия солей в воде особенно важен, так как это существенно сказывается на оценках глубин и температур в геотермальных системах. Быстрое, почти адиабатическое поднятие термальных вод к поверхности сопровождается падением температуры и расширением жидкости (при переходе в область более низких давлений). Эти процессы могли бы объяснить механизм осаждения сульфидов из морских гидротермальных вод и образование отложений штокверкового типа на морском дне. В этом случае процесс разделения жидкости на две фазы (вода - пар) с распределением содержания солей в каждом из них мог бы существенно влиять на состав жидкостей, поставляемых струями гидротермальной конвекции на морское дно.
Свидетельством двухфазовой конвекции в гидротермальных системах морского дна можно считать большой разброс в содержании солей и высокие температуры на выходе гидротермальных струй. Так, изучая включения жидкостей с 10%-ным раствором NaCI в измененных минералах по
род морского дна и кварцевых жил САХ Дж.Делано и Б.Козенс [221] пришли к заключению, что высокое содержание солей в рассмотренных случаях было обусловлено кипением раствора. В пределах гидротермальных полей между 11° и 13°с.ш. ВТП были обнаружены струи с температурой на выходе 380,5° С и с широкой вариацией в содержании солей (до 64% по отношению к окружающей морской воде) [321]. Такие вариации слишком велики, чтобы их можно было приписать обогащению или обеднению раствора солями при взаимодействии гидротермальной морской воды с вмещающими породами. Измерения в северной части хребта Хуан-де-Фука зафиксировали температуру на выходе гидротермальной струи 400° С при гидростатическом давлении на дне 230 бар. Точка кипения нормальной морской воды с 3,2%-ной NaCI при этом давлении была бы 330° С [171]. В южной части того же хребта был отмечен гидротермальный выход с содержанием солей, в 2 раза превышающим содержание их в окружающей морской воде (эквивалентное 7%-ному раствору NaCI), но температура воды на выходе не измерялась.
5.2. ВРЕМЯ ЖИЗНИ И ПРОСТРАНСТВЕННОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ
Вода горячих гидротерм на дне океана (“черных курильщиков”) имеет температуру 350°С и выше, и расход воды в типичной гидротермальной системе превышает 100 кг/с. Это эквивалентно выносу ЗЮ10 кг воды за 10 лет, или всей воде, содержащейся в 1 км3 породы с 3%-ной пористостью. Вынос тепла всей гидротермальной системой может достигать 4-6'107 кал/с [378]. Эти значения слишком высоки, чтобы предположить стационарное существование струйной гидроконвекции на оси хребта. Другие оценки, проведенные, например, для 2Гс.ш. ВТП, показывают, что полный тепловой расход при остывании литосферы СОХ эквивалентен выходу тепла в одной группе гидротермальных струй на каждые 11-25 км хребта [411]. Наблюдения на хребте Хуан де Фука обнаружили группы гидротермальных струй через каждый километр оси хребта. Эти данные говорят о том, что мощные горячие конвективные струи типа “черных курильщиков” не могут быть стационарными образованиями.
Гидротермальная деятельность тесно связана с развитием сети трещин в окрестности остывающего магматического тела. Вероятно, наиболее глубокие, сквозные трещины в осевых зонах хребта имеют тектоническое происхождение, развиваясь под воздействием растягивающих напряжений. Но наиболее массовая сеть средних и мелких трещин, окружающих высокотемпературные интрузивные тела, безусловно, термического происхождения [366]. Эти трещины образуются за счет различия в
177
коэффициентах термического расширения пористой породы и жидкости, заполняющей эти поры.
С увеличением температуры жидкость стремится расшириться и при ограниченном объеме пор происходит повышение ее давления, пропорциональное отношению термического коэффициента расширения жидкости а к ее сжимаемости 0:
(dP/dT)Vm^a/f,.
В “свободных” условиях жидкость изменила бы свой объем на
dV=VfadT-$dP).
Но, заключенная в оболочку из слаборасши-ряющихся пород, жидкость будет создавать повышенное давление внутри пор. Когда это давление превзойдет прочность пористых пород на растяжение, будет расти трещина, т.е. пойдет процесс “гидролитического растрескивания”. На активной стадии развития гидротермальных систем происходит рост сети термических трещин, вода протекает по ним все глубже к магматической камере со скоростью порядка 1 м/год [351, 352]. После этой “активной” стадии жизни гидротермальной системы с высокотемпературным механизмом проникновения воды в породу наступает “пассивная” стадия развития - остывание затвердевшего вещества магматической интрузии при медленной циркуляции по сформированным трещинам [513, 244].
5.2.1. Гидротермальная минерализация
Гидротермальная минерализация является продуктом химического и термального обмена между океаном и литосферой в придонных гидротермальных конвективных системах. Различные минеральные фазы осаждаются из циркулирующих растворов под океаническим дном и на дне. Гидротермальная активность низкой интенсивности (температура излияния меньше 200° С; относительно медленная скорость потока; высокое массовое соотношение воды и породы; продукты цеолитовой фации метаморфизма) почти повсеместна в океанических бассейнах. В отличие от этого гидротермальная деятельность высокой интенсивности (температура излияний 200-400° С; относительно высокая скорость потока; более низкое соотношение вода/порода; продукты зеленосланцевой фации метаморфизма) крайне локализована вокруг магматических тепловых источников в центрах спрединга, окрестности магматических островных дуг и внутриплитных вулканических центрах [463]. Низкая гидротермальная активность важна для низкотемпературных изменений и осаждения минералов (окислы металлов, гидроокислы, силикаты), что предполагает умейьшение проницаемости коры и ограничение циркуляции [411, 515].
Как обсуждалось ранее, обобщенные данные по тепловому потоку показывают, что гидротермальная циркуляция происходит в земной коре с воз
растом 65 ± 10 млн лет, что соответствует расстоянию от оси СОХ 650 км для медленного спрединга и тысячи километров для среднего и быстрого спрединга. Высокая интенсивность гидротермальной циркуляции является важной для высокотемпературных изменений рудообразующих (сульфиды) процессов, связанных с коровыми магматическими источниками тепла.
Исследование минерализации на гидротермальных полях основывается на следующих положениях [367].
1) . Минеральные образования содержат временную и пространственную информацию о химических и термических потоках во время гидротермального обмена. Они сохраняют информацию о последовательности вулканических и тектонических процессов, которые контролируют гидротермальную активность и помогают расшифровать эволюцию гидротермальных систем.
2) . Минеральные образования служат ключом для понимания экономически важной проблемы -формирование отложений массивных сульфидов на дне океана в геологическом прошлом. В свою очередь, древние отложения (в офиолитах) служат путеводителем для выяснения современного расположения гидротермальных полей и процессов гидротермальной минерализации. Активные гидротермальные системы были обнаружены во всех СОХ, во внутриплитных частях и в зонах задугово-го спрединга (см. рис. 5.1). Форма и состав отложений изменяются как для отдельных гидротермальных построек высотой до 45 м, так и для целой группы построек, расположенных на едином основании (цоколе), имеющем диаметр в несколько сотен метров и высоту - десятки метров (рис. 5.3). На таких гидротермальных полях обнаружены высокотемпературные, отложенные при Т ~ 200 -и 400° С металлоносные сульфиды, гидроокислы Fe и Мп, а также низкотемпературные (Т < 200° С) металлоносные растворы.
3) . Некоторые крупные неактивные гидротермальные поля и соответствующие металлоносные отложения могут быть защищены от окисления в
Рис. 5.3. Морфология разных типов высокотемпературных гидротермальных построек, по [72]
178
результате перекрытия их последующими лавовыми потоками или осадками. Они могут представлять потенциальные месторождения металлов в будущем. По своим характеристикам поля подводных гидротерм в окраинных морях и рифтовых зонах СОХ идентичны, за исключением, пожалуй, того факта, что в первых отмечается некоторая обога-щенность свинцом, серебром и золотом [7].
За время, близкое 10б- 107 лет может происходить перестройка в относительном движении плит, приводящая к изменению типа и протяженности границ плит; скорости и направления их движения, к увеличению или уменьшению интенсивности гидротермальной активности, перераспределению гидротермальных выходов и изменению в интенсивности вулканической и тектонической деятельности [464].
Г идротермальная активность энергетически контролируется внедрениями магматического материала и связанными с ними вулканическими извержениями, которые, вероятно, происходят с периодичностью от (103-104лет) на медленно и средне раздвигающихся хребтах до (10-103лет) на быстро раздвигающихся СОХ. Продолжительность жизни активных гидротермальных полей может достигать 10й лет (например, гидротермальное поле ТАГ [467]. Она связана с частотой внедрения магмы и благоприятными тектоническими условиями на отдельных спрединговых сегментах. Процессы тепломассопереноса и химические реакции между циркулирующими растворами и океанической корой происходят по времени от 1 года и менее до сотен лет; химические реакции между существующими гидротермальными растворами и окружающей морской водой происходят в течение нескольких секунд [367].
Итак, высокотемпературные гидротермальные системы в рифтовых зонах СОХ неустойчивы по своей природе. Немного известно о времени жизни отдельных выходов, или группы выходов. Еще меньше известно о временных изменениях гидротермальных выходов в пределах единого гидротермального поля. За последние 20 тыс. лет высокотемпературные выходы на активном в настоящее время гидротермальном поле ТАГ обычно проявляются приблизительно каждые 4 000-6 000 лет. Современная активность здесь началась около 50 лет назад [338]. Возрастные данные по гидротермальному полю Снейк Пит на 23° с.ш. указывают на то, что это поле было реактивизировано около 80 лет назад [338]. На 21° с.ш. ВТП активные излияния происходили в течение нескольких десятилетий, но меньше, чем 100 лет назад [336]. Однако на 13° с.ш. ВТП возрастная активность выходов, как правило, 10-15 лет, а возраст образцов из устья неактивных выходов на оси грабена южнее 12°47' с.ш. составляет около 150 лет [337]. Группы гидротермальных выходов, так же как и отдельные выходы могут быть стабильными по своим параметрам (температура, геохимия), так и резко изменяться в течение короткого промежутка времени.
Времена жизни гидротермальных систем тесно связаны также с проблемой засорения трещинных каналов и осаждения в них минералов. Кремнезем в виде кварца, халцедона или кремния - наиболее распространенный вид отложений в трещинах гидротермальных систем. Причина этого в сильном уменьшении растворимости кремнезема при уменьшении температуры [496]. Осаждение других минералов играет меньшую роль. При медленной скорости истечения жидкости и ~1 кг/с осажденный кварц закупорит объем площадью 100 м2 и толщиной 1 см примерно за год [498]. А трещина шириной 1 см при объемном расходе воды 0,04 cmVc (на единицу длины простирания трещины) закупорится за 150 лет при температуре воды на глубине 150° С и за 30 лет при Т=300°С [496]. При сужении канала в процессе осаждения минералов поток жидкости, проходящий через сечение такого канала, сокращается пропорционально при ламинарном и пропорционально <//2 -при турбулентном течениях, где d - диаметр сечения канала.
Каналы с быстрым истечением вод {и » 1кг/с) закупориваются медленно в силу малого изменения температуры воды в них. Каналы с медленным истечением воды (и < 1 кг/с) закупориваются еще хуже, так как протекающая в них вода имеет сравнительно низкую температуру и масса ее относительно мала. Быстрее всего закупориваются гидротермальные каналы со средними скоростями истечения (и ~1 кг/с), в которых и масса перетекающей жидкости велика и изменения температуры жидкости значительны [496].
Что же касается растворимости тяжелых элементов в воде, то здесь большое значение приобретает коэффициент взаимодействия “вода - порода”, равный отношению количества воды, прошедшей через систему, к количеству измененной (прореагировавшей с водой) породы. Для геотермальных систем это отношение лежит в пределах 7-16. Столь низкое отношение коэффициента взаимодействия “вода - порода” препятствует переносу водой металлов (их растворимости) при температурах воды Т<350° С. Однако, при 7>350° С растворимость тяжелых металлов в воде и рудогенерация резко возрастают [40]. Для гидротермальных систем осаждение тяжелых элементов в любом случае не является определяющим фактором закупорки трещин по сравнению с осаждением кварца.
В рифтовых зонах Мирового океана было выявлено около 139 глубинных гидротермальных полей (65 из них активных, см. рис. 5.1) [466, 367]. Можно ожидать, что число таких систем будет увеличиваться по мере дальнейших исследований рифтовых зон. Наличие 17 активных гидротермальных систем вдоль отрезка неовулканической зоны длиной 250 км в рифтовой системе Исландии и по крайней мере 14 активных гидротермальных систем вдоль отрезка длиной 900 км в Красном море указывает пространственный диапазон в распределении гидротермальных полей между 15 и 64 км [429].
179
На спрединговых хребтах со средней скоростью раздвижения расстояние между активными гидротермальными системами варьирует от нескольких сотен метров (21° с.ш. ВТП [159]) до нескольких километров (сегмент хребта Эндевер [222]). На быстро раздвигающихся СОХ (например, 13° с.ш. ВТП) расстояние между активными полями достигает нескольких сотен метров [283]. Действительное же распределение гидротермальных полей вдоль глобальной системы спрединговых зон неизвестно. Известно только то, что распределение гидротермальных донных систем глобально по простиранию рифтовых зон и включает различные тектонические обстановки медленно- и быстроспре-динговых СОХ, задуговые центры спрединга, островные дуги и преддуговые районы, вулканические подводные горы и области предполагаемых мантийных плюмов [39, 30, 7, 15, 87 ].
Размеры гидротермальных полей также очень различаются (см. табл. 5.1). На быстро раздвигающихся СОХ (например, 13° с.ш. ВТП) гидротермальные выходы приурочены к трещинам, расположенным в осевом грабене. Активные области имеют 10-30 м в длину и 5-10 м в ширину и содержат от 3 до 10 конусовидных сооружений высотой от первых метров до 25 м [249]. В отличие от этого гидротермальное поле на хребте Эндевер охватывает площадь 180 м на 300 м вблизи стенки рифтовой долины [222]. Самые крупные сульфидные сооружения представляют собой блоковые структуры с крутыми стенками и размером в основании 30 м на 30 м и около 20 м высотой и располагаются на пересечении сбросов и разломов, представляющих, вероятнее всего, фокус гидротермальных излияний. Гидротермы изливаются из отверстий, расположенных на вершине этих структур и имеют диаметр от 3 до 5 см.
Гидротермальное поле ТАГ на 26° с.ш. САХ также располагается на стенке рифтовой долины в районе первичных сбросов [59, 311]. Сооружение ТАГ имеет 200 м в поперечнике и 45 м в высоту. Наиболее активные гидротермальные выходы осуществляются через многочисленные каналы, расположенные вблизи вершины гидротермального сооружения. В целом же гидротермальное поле ТАГ, включающее как активные, так и неактивные зоны, достигает нескольких километров в диаметре [467].
Обогащение термальных вод железом, медью, цинком и другими рудными компонентами обусловлено образованием анионных комплексов типа [СиСЦ]2', [ZnCU]2' и других, константы устойчивости которых при температурах 300-700° С настолько высоки, что рассеянные в базальтах и осадочных породах океанической коры сульфиды железа, меди, цинка и других металлов растворяются в термальных водах, циркулирующих в этих породах:
ZnS + 4 СГ + 2 Н2О = [ZnCl4]2‘ + 2 ОН' + H2S. Эксперименты показывают, что вследствие протекания подобных реакций растворимость железа в
морской воде в интервале температур 200 - 400° С возрастает в 50 раз.
Вследствие этого гидротермы обогащаются железом, медью, цинком и растворенным сероводородом, который при высоких температурах не реагирует с металлами, связанными в хлоридные комплексы из-за высокой устойчивости этих комплексов. Когда же гидротермы вновь выходят на поверхность дна, температура резко падает вследствие охлаждения морской водой, комплексные ионы распадаются и освободившиеся катионы металлов реагируют с сероводородом. Образуется взвесь мелких кристаллов сульфидов - черный
Рис. 5.4. Разрез верхней части “черного курильщика”, по [233]
Черный “дым” - взвесь сульфидов Fe, Си, Zn, - возникает при охлаждении гидротермального раствора. Передовой край постройки сложен белым ангидритом, образующимся при контакте морской воды с горячим гидротермальным раствором. В дальнейшем ангидрит замещается сульфидами металлов. 1- “черный дым”-; 2 - зона нарастания ангидрита; 3 - включения ангидрита; 4 - полиметаллические сульфиды; 5 - гидротермальный флюид с температурой около 400° С; 6 — боковое отверстие курильщика
180
“дым”, а также массивные сульфидные руды, формирующие гидротермальные постройки. Выносимые потоком термального раствора в виде тонкой взвеси кристаллы сульфидов отлагаются в окрестностях “черных курильщиков” в виде металлоносных илов. Наряду с сульфидами, в формировании гидротермальных построек вокруг выходов высокотемпературных гидротерм участвуют кремнезем (в виде опала или халцедона) и ангидрит (рис. 5.4).
Как и при меньших температурах, отложение ангидрита происходит за счет ионов кальция и сульфата окружающей морской воды там, где она нагревается изливающимися гидротермами до температур выше 57° С - температуры перехода двухводного сульфата кальция - гипса - в менее растворимый безводный сульфат кальция - ангидрит. Сами высокотемпературные гидротермы не могут быть источником сульфата кальция, так как растворимость его при 300-400° С особенно низка, а при 395° С экспериментально установлен минимум растворимости ангидрита в 2,08 моль раствора NaCl.
Когда активность гидротерм прекращается и температура падает, ангидрит, присоединяя воду, превращается в гипс, растворимость которого в воде значительно выше, чем у ангидрита, и растворяется придонными водами. Сложенные ангидритом гидротермальные постройки постепенно выщелачиваются, приобретая причудливые формы. Прожилки сульфидов в ангидрите освобождаются и образуют осыпи у подножия разрушающейся постройки.
Отложение сульфидов из высокотемпературных глубоководных гидротерм - “черных курильщиков” является наиболее ярким примером образования месторождений полезных ископаемых на температурном барьере. При резком охлаждении с 300-400° С до температуры придонной воды - 4-6° С - устойчивые и не реагирующие с сероводородом при высоких температурах хлоридные анионные комплексы меди, цинка и железа распадаются, и освобождающиеся при этом катионы соответствующих металлов, реагируя с HjS, образуют сульфиды, формирующие постройки “черных курильщиков” и отложения металлоносных илов. Наиболее мощные струи с большим дебитом выходят на поверхность дна, сохраняя на выходе высокую температуру. При этом отложение сульфидов и кремнезема происходит на поверхности океанического дна при соприкосновении гидротерм с холодной морской водой. При выходе более слабых гидротермальных струй высокая пористость самых верхних метров океанической коры приводит к смешиванию горячих и холодных вод еще до выхода их на поверхность дна. В этом случае, если до смешивания температура воды в восходящей струе была, например, 280-300° С, то на выходе она может составлять всего лишь 10-17° С. Сульфиды и кремнезем, ранее растворенные в гидротермах, будут отлагаться в порах и трещинах пород океанической коры, в зоне смешения вод и охлаждения гидротерм.
Короткоживущие гидротермальные системы и связанные с ними, небольшие рудные тела, как правило, обогащены цинком, в то время как долгоживущие системы с крупными рудными образованиями с массой в несколько миллионов тонн отличаются повышенным содержанием меди [30]. Термодинамическое моделирование, проведенное Д.Гричуком, показало, что в долгоживущих гидротермальных системах происходит разделение тяжелых металлов. Более подвижные цинк и свинец выносятся первыми гидротермальными растворами, тогда как медь задерживается в породе. При длительном функционировании гидротермальной системы подвижность меди возрастает и ее концентрация в гидротермальных растворах увеличивается (например, гидротермальное поле ТАГ) [40]. Однако гидротермальные флюиды долгоживущей гидротермальной системы ТАГ в целом однотипны с флюидами короткоживущих гидротермальных систем ВТП.
5.3. МОДЕЛИ ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ КОНВЕКЦИИ
Генеральная схема модели гидротермальной циркуляции на дне океана заключается в том, что морская вода проникает по разломам и трещинам в породы океанической коры, нагревается на глубине за счет тепла магматической камеры, вступает в химические реакции с породами и изменяет их вблизи вершины магматической камеры, а затем поднимается по другим разломам и трещинам к поверхности дна, где выходит в виде гидротерм (см. рис. 5.2). Детали этой общей схемы постоянно обсуждаются и уточняются.
Модели высокотемпературных гидротермальных систем на оси СОХ предполагают наличие магматического теплового источника, однако детали взаимосвязи между гидротермальными потоками и приповерхностной магматической камерой еще не ясны. Как отмечалось, сейсмические данные свидетельствуют о наличии коровой магматической камеры, вершина которой находится на глубине 1,2-2,4 км ниже уровня дна [225, 493]. Анализ сейсмических данных на 9° 30' с.ш. ВТП предполагает наличие линзы расплава на вершине камеры толщиной 10-50 м и шириной около 1 км [317]. Нет доказательств существования магматических камер под САХ [226]. Детальные исследования на 13° с.ш. ВТП привели к предположению о цикличной эволюции процессов в осевой зоне, состоящей из тектонической фазы, ведущей к формированию разломов и трещин растяжения в осевой зоне, которая следует за вулканической фазой, во время которой происходят излияния лавы [283, 249]. Гидротермальная деятельность в осевой зоне с разной степенью интенсивности, по всей видимости, сопровождает обе стадии этой цикличной тектоно-магматической эволюции.
181
Природа и эволюция граничного магмогидротермального слоя - очень важные взаимосвязанные проблемы. Чтобы удержать высокий кон-дуктивный тепловой поток из магматической камеры к гидротермальной системе, проводящий граничный слой должен быть тонким. Численные модели, рассмотренные ниже, предполагают что для высокотемпературных гидротермальных систем с термическим выходом около 100 мВт магма располагается приблизительно на 25 м ниже основания гидротермальной системы [367]. Существенным ограничением математических моделей является поверхностный кондуктивный тепловой поток, температура и термический выход гидротерм, а также сейсмические данные о размерах и формах магматических тел.
Гидротермальная циркуляция в океанической коре, как правило, описывается обычно либо в моделях ячеистой конвекции (в пористой среде), либо в моделях струйной конвекции. Р.Лоувел в своем обзоре [363] рассмотрел различные модели гидротермальных систем.
Одним из принципиальных вопросов моделирования является природа граничного слоя между магматической камерой и выше действующей гидротермальной системой. К.Листер [351, 352] предположил, что высокотемпературные выходы обусловлены продвижением трещин в горячую породу, включая затвердевшую магматическую камеру. Дж.Канн с соавторами [187] рассмотрели одноканальную гидротермальую систему, в которой предполагалось, что теплоперенос происходит кондук-тивно через тонкий граничный слой, но ими не было показано, каким образом сохраняется толщина граничного слоя.
В свою очередь, Р.Лоувел и П. Рона [364] предложили одномерную модель теплопереноса из кристаллизованного магматического тела в вышележащую пористую среду с поднимающимся флюидным потоком, в которой предполагалось, что теплообмен со временем уменьшается, по мере образования проводящего слоя непроницаемого изотропного габбро, формирующегося у кровли остывающей магматической камеры.
Т.Бриковский и Д.Нортон [180] разработали численную модель конвекции на оси хребта, в которой существенную роль играет форма магматической камеры. Однако в этой модели не была учтена специфика условий в граничном слое, поскольку в ней допускалось проникновение гидротермальной циркуляции через горячие породы повсюду, где температура на 100°С ниже температуры солидуса. Принятые в модели граничные условия и диапазон проницаемости не допускали возможности выхода гидротерм в виде черных курильщиков.
Важные сведения о природе граничного слоя и глубине проникновения гидросистем были получены на основании изучения офиолитовых комплексов.
К.Ричардсон с соавторами [456] на примере офиолитового комплекса Трудос показали, что ос
нование щитового лайкового комплекса представляет собой зону главных реакций, в которой формируются металлоносные флюиды, выносящиеся вверх в процессе гидротермальной циркуляции. К.Листер предположил [352], что слой “плитчатого (plate) габбро” в офиолитах является зоной кондуктивного теплопереноса, через которую гидротермальная циркуляция не проникает вследствие термического сжатия трещин, связанного с охлаждением кристаллизующегося габбро. С другой стороны, данные по изотопам кислорода в породах и минералах плутонических пород офиолитового комплекса Семайл (Оман) дают возможность распространить высокотемпературные изменения океанической коры в габброидный слой и к поверхности магматической камеры [416].
Эти данные позволили предположить наличие двух гидротермальных систем: мелкой, действующей в щитовом дайковом комплексе и пиллоу лавах выше магматической камеры, и более глубокой, функционирующей на флангах рифтовой зоны в габброидном слое. В работе [416] на основании минералогических и петрологических данных, а также по ориентации и пространственному положению гидротермальных выходов в офиолитовом комплексе Семайл (Оман) был сделан вывод, что гидротермальные системы заканчивались скорее в слое изотропного габбро, а не в слое щитовых даек, причем наблюдалось резкое уменьшение в гидротермальной активности при переходе от щитовых даек к более глубоким плутоническим слоям, т.е. контактная зона являлась барьером для гидротермальной циркуляции вблизи осевых зон.
Изучение офиолитов показало, что существует четкая граница (барьер) между циркуляцией в плутонической толще, связанной с продвижением фронта трещиноватости и рудообразующей гидротермальной циркуляцией над кровлей магматических очагов. Переходная зона между габброидной толщей и щитовым дайковым комплексом характеризуется резким уменьшением книзу интенсивности гидротермальной циркуляции, а следовательно, и степени гидротермальных изменений пород.
Таким образом, геологические данные подтверждают, что гидротермальная система выше осевой магматической камеры в быстро раздвигающихся хребтах функционирует главным образом в щитовом дайковом комплексе и подушечных лавах. Система может проникать в слой изотропного габбро, который действует как переходная зона между гид-ротерамльной системой и магматической камерой или ее остывшим реликтом. Тепло переносится через переходную зону кондуктивным путем. А сама переходная зона может изменяться со временем.
С учетом этого геологического вывода Р.Лоувелл и Д.Барнелл [365] предложили математическую модель, проливающую свет на условия, при которых кондуктивный теплоперенос через переходный граничный слой согласуется с наличием выходов в виде черных курильщиков. В этой работе рассмотрена численная модель зависящего от
182
времени теплообмена через утолщающийся кон-дуктивный граничный слой между кристаллизующейся магматической камерой и одноканальной гидротермальной системой. Устойчивое решение достигается для различных значений проницаемости, что аналогично результатам, полученным простым масштабным анализом конвекции с высоким числом Релея в однородном пористом слое с фиксированным тепловым потоком в основании.
Если тонкий кондуктивный слой отделяет гидротермальную систему от нижележащей магматической камеры с конвективным перемешиванием, то граница в основании гидротермальной системы не является изотермической. Температурные условия могут, быть более сложными, чем условия постоянной температуры в основании. Отличие между этими двумя условиями очень важно. Если температурная разница сохраняется через пористый конвективный слой, то конвективный слой имеет выход к бесконечному резервуару тепла снизу. Мера конвективной энергии определяется числом Нуссельта. Если снизу поступает одинаковый тепловой поток, то теплоперенос в конвективной системе будет тем же самым, как и кондуктивный теп-лоперенос. Отличие состоит в том, что разница температур через слой будет меньше в конвективной системе, чем она была бы при кондуктивном теплообмене. Соотношение Д77 Д7о -является мерой конвективой энергии для слоя с постоянным тепловым потоком снизу. Здесь ДТ1 - разница температур в конвективом слое, а ДТ» - разница температур, которая была бы в случае устойчивого кондуктивного теплообмена. В работе [365] впервые предложен анализ термической конвекции в однородном пористом слое с постоянным тепловым потоком снизу и постоянной Т сверху для высокого числа Релея. Масштабный анализ показывает изменение в Г и вертикальной скорости и, как функции числа Релея, что важно для понимания численных результатов. Численный анализ включал временную зависимость теплопереноса от кристаллизующейся магмы. Чтобы облегчить сравнение с предыдущими моделями, используется одноканальная модель [187, 364]. Предложенная численная модель является развитием модели Р.Лоувелла и П.Роны [364] с некоторыми важными изменениями, а именно, ранее свойства морской воды предполагались постоянными, а продвижение фронта “замерзания” зависимым от времени t, как У/ (как в классической проблеме Стефана в полу бесконечной среде). В последней модели предполагаются различные свойства морской воды [365].
5.3.1. Конвекция в пористой среде
В моделях ячеистой конвекции в пористой среде решается уравнение для более или менее однородной проницаемой среды, имеющей обычно геометрию в виде прямоугольника или прямоугольного параллелепипеда с соответствующими условиями
на границах. На верхней границе предполагается постоянное давление и температура, боковые границы полагаются непроницаемыми и изолированными, а нижняя граница предполагается непроницаемой либо с фиксированным тепловым потоком, либо с фиксированными температурными условиями. В этом случае уравнения сохранения массы, момента и энергии однородного флюида в пористой среде имеет вид [367]:
ЭФрг Эр/Фи, 3/ Эх
_ (др >
фц =—L ---------pzg5A
тц Эх, J * J
~ ЭТ f эт ОС/Т ЭР
Р"‘Ср’" Э/ Р/С"/М'1 Эх,
(5.1)
(5.2)
(5.3) соответственно, где р - плотность, и, - скорость флюида, Ф - пористость, ку - тензор проницаемости, р - динамическая вязкость, Р - давление, а/ -коэффициент термического расширения; Cpi~ теплоемкость флюида при постоянном давлении; X - термическая проводимость, - дельта функция Кронекера и t - время. Символы m vif обозначают свойства смеси порода-флюид и свойства флюида, соответственно.
Связь плотности воды с температурой выражается уравнением
р/=ро[1 - аг(Т - Тй)\. (5.4)
Самое первое применение модели гидротермальной циркуляции этого типа для анализа аномалий поверхностного теплового потока было рассмотрено для среды с одинаковой проницаемостью [350]. Последующие модели включают как латеральные, так и вертикальные изменения проницаемости, а также более реалистичные свойства морской воды при более высоких температурах [242, 558]. В дальнейшем были рассмотрены двухмерные численные модели для описания гидротермальной конвекции вблизи магматических тел в осевых зонах СОХ [364, 180], в том числе с учетом влияния изменений проницаемости пород на циркуляцию вблизи от оси СОХ [470]. Попытки трехмерного численного моделирования гидротермальной конвекции были сделаны Б.Трависом с соавторами [535]. Однако численное моделирование двух разных потоков в системах морской воды, в отличие от чистой воды, еще не разработано.
Серьезным затруднением в моделях ячеистой конвекции в пористой среде является их масштабное разрешение и допущение изотермических условий на верхней границе. Модели ячеистой конвекции наилучшим образом описывают гидротермальный процесс в масштабе нескольких километров, они малоэффективны в более крупных масштабах так как отдельные трещины и разломы имеют уже очень высокую проницаемость. Усло
183
вие изотермической верхней границы также препятствует моделированию высокотемпературных струй. Модели ячеистой конвекции в пористой среде наиболее удобны для описания вне осевой циркуляции в более старой коре, где тепловой поток через фундамент, топография дна и осадочный покров являются важными факторами, контролирующими гидротермальный поток [244].
5.3.2. Струйная конвекция
Модели струйной конвекции обеспечивают механизм для рассмотрения общего поведения гидротермальных систем без рассмотрения деталей распределения температуры и скоростей. Холодный флюид (морская вода) проникает в ослабленную зону на глубину, где он нагревается; затем уже нагретый флюид поднимается и изливается на поверхность дна. Модели предполагаются, как правило, однофазными. Пути погружения, миграции и излияния флюида моделируются в виде отдельных каналов или труб. Модель канала, или трубы может быть рассмотрена как особый случай в модели ячеистой конвекции, в которой крайне неоднородное распределение проницаемости ограничивает пути потока трубообразной зоной в среде с существенно непроницаемой матрицей. Хотя эти модели значительно упрощают реальную геометрию гидротермальных систем, они позволяют прояснить их физические основы в рифтовых зонах СОХ.
Струйные модели первоначально были применены для исследования гидротермальной циркуляции, чтобы объяснить аномалии теплового потока [362, 496]. Позднее модели этого типа были использованы для исследования формирования сульфидных рудных отложений в спрединговых центрах, которые, как полагают, аналогичны месторождениям сульфидов в офиолитовых комплексах [367]. В последних исследованиях основное внимание сфокусировано на тепломассопереносе в гидротермах “черных курильщиков” и их временной эволюции [365, 495, 81, 31].
Уравнения, описывающие модели струйной конвекции, учитывают интегральные свойства систем, такие как сопротивление потоку, полная масса потока, теплоснабжение и т.д. Формализация имеет полную аналогию с циркуляцией электрического тока, где Q - скорость потока (аналогично с течением тока), движущее давление (идентично приложенной разности потенциалов) и R - сопротивление потока (идентично электрическому сопротивлению). По аналогии с законом Ома для электрического тока закон Дарси для потока в пористой среде можно записать в виде [367]:
Qn^X/R. (5.5)
Тогда закон сохранения энергии выражается формулой:
Qh= Q„AE, (5.6)
Q - скорость, ДЕ - энтальпия флюида.
Для системы, состоящей из жидких фаз, &Е = Cpf&T, где ДТ- разность температур между нисходящей и восходящей ветвью потока. В струйной модели уравнение состояния запишется как:
рЛ)-рл = р/)О9Д7’, (5.7)
где ру; и руо - средние плотности восходящего и нисходящего флюида, соответственно.
На рис.5.2 иллюстрируется простая модель конвекции. Детали движения магмы не учитываются; магма действует лишь как источник тепла, движущего гидротермальную систему. Предполагается, что потоковое сопротивление R действует лишь в восходящей ветви флюида в области его излияния. Тогда R = vh/kA , где v - кинематическая вязкость флюида, h - глубина циркуляции, к - проницаемость, А - поперечное сечение площади элемента излияния. Напор флюида будет % = pjoa^Tgh . Подставляя выражения для % и 7? в (5.5) получим : рпад кАТА ------------------------ (5-8)
Если изначальная энергия обеспечивается подводящим от мантии теплом со скоростью 770 через площадь У и система состоит из жидкой фазы, то выражение (5.6) будет иметь вид:
QmCpJbT=HvS. (5.9)
Подставляя <2тиз (5.8) в (15.9), получим:
= н s ~ 10 -103 MW- (5.Ю)
v у
Площадь контакта S оценивается из геофизических данных по ширине кровли магматической камеры (приблизительно 1 км) [317], а с учетом того, что гидротермальные поля располагаются через 1 км, она может быть оценена как 10б м2. Плотность теплового течения Но имеет вид:
где d - мощность проводящего слоя между магмой и гидротермальной системой, X - термическая проводимость коры между магмой и гидротермальной системой, Тт - температура магмы, 7) - средняя температура флюида вдоль контакта. Предполагая S = 10б м2, X = 2,5W!m °C, Тт= 1200° С, Tf= 200° С, d -в диапазоне от 2,5 до 250 м, получим, что тепловой выход будет изменяться от 103 до 10 МВт соответственно [367]. Рассмотренные выше результаты обнаруживают и слабые места струйной модели с движущим тепловым механизмом за счет магматического источника. Некоторые гидротермальные поля (например, на 21° с.ш. ВТП) достаточно стабильны как по температуре горячих источников, так и по геохимическим параметрам. Например, концентрация рассеянных элементов во флюидах на 21° с.ш. ВТП остается постоянной. Такая стабильность указывает на то, что толщина проводящего граничного слоя должна также оставаться относительно постоянной.
184
Высокая пористость самых верхних метров океанической коры приводит к смешиванию горячих и холодных вод еще до выхода их на поверхность дна. Поэтому, если до смешивания температура воды в восходящей струе была 280-300° С, то на выходе она будет близка к 10-17° С [496]. Однако в наиболее мощных струях температуры выхода могут быть высокими, а вынос тепла в них- гигантским. Максимальные температуры гидротермальных струй на дне океана достигают: 355° С на 21°с.ш. ВТП, 380° С - на 13° с.ш. ВТП, 400° С - в северной части хребта Хуан де Фука [464, 367].
Как отмечалось выше, лишь 1/10 часть тепла, выносимого гидротермами, приходится на осевую струйную конвекцию с температурой на выходе до 300-400° С, а остальные 9/10 - на внеосевую, преимущественно однофазовую, конвекцию в пористой коре с температурой терм на выходе 10-20° С [498]. Несмотря на это энергетический вес струйной конвекции в осевой зоне, т.е. в пределах молодой коры (< 10 млн лет ), велик. К тому же именно со струйной конвекцией связано образование сульфидных месторождений на дне океана.
По характеру теплопотерь жидкости течение в струях разделяется на медленное, среднее и быстрое [496]. В медленных струях жидкость существенно охлаждается при контакте со стенками и кондуктивном отводе тепла от стенок. В быстрых струях жидкость практически не успевает заметно остыть и сохраняет свою температуру. Если размер трещины сравним с размерами прогреваемой области, то за время t существенное изменение температуры будет ощущаться на расстоянии «, где % - коэффициент термической диффузии среды. Другими словами, прогреванием охватывается площадь S~nr/j вокруг трещины. Тепловые потоки на поверхности довольно быстро уменьшаются с расстоянием от струй. Это затрудняет оценки тепловой мощности струй по измерению поверхностных тепловых потоков в их окрестности. Корректную оценку тепловых потерь в гидротермальных системах можно получить, измеряя скорости выхода и температуру жидкости в гидротермальных струях.
Исследование гидротермального поля в области RISE на 21° с.ш. в 1979 г. впервые дало возможность непосредственно подсчитать осевой гидротермальный тепловой поток [378]. Гидротермальные флюиды изливались не диффузно через всю зону трещиноватости, а из отдельных каналов. Флюиды, зачерненные частичками сульфидов железа, истекали со скоростью 1-5 м/с и имели температуру до 350° С. Гидротермальное поле RISE длиной около 6,2 км содержало, по крайней мере, 12 групп гидротермальных каналов и минерализованных холмов. Поле было целиком расположено в пределах неовулканической зоны в поясе шириной менее 500 м. Измерения расхода тепла в этом поле дали значения (6±2)-107кал/с для отдельного выхода черного курильщика. Это эквивалентно полным тепловым потерям на отрезке СОХ длиной 6 км и шириной 30 км по обе стороны от оси (т.е. через
185
кору в возрасте менее 1 млн лет). Скорости теплопотерь в гидротермальных струях настолько велики, что вероятность стационарного устойчивого существования таких струй крайне мала.
5.3.3. Конвекция, вызванная перепадом рельефа
Связь теплового потока с рельефом дна и гидротермальной конвекцией была обнаружена еще в конце 1970-х годов при первых детальных исследованиях в рифтовых зонах СОХ. Позднее Д.Аббот с соавторами [146] проанализировал статистическую связь между рельефом дна и тепловым потоком в области с небольшим (< 85 м) слоем осадков и обнаружили, что латеральные теплопотери быстро и существенно уменьшались в коре, имеющей пологий рельеф, в отличие от участков коры, имеющих изрезанный рельеф дна. Ряд исследователей рассмотрели данные по тепловому потоку и рельефу и предложили глобальную модель для термической структуры и эволюции океанической литосферы [514, 515].
Детальные многолетние исследования на южном фланге рифта Коста-Рика вблизи скв. 504 показали, что в местах повышенного рельефа дна значения теплового потока q и геохимические градиенты самые высокие, а толщина слоя осадков самая маленькая и, наоборот, самые низкие значения q наблюдаются в районах батиметрических впадин, где толщина осадков существенно возрастает [244].
На другом участке, расположенном на Галапагосском центре спрединга вблизи 86° з. д. и названном “гидротермальная область Галапагосских холмов” было проведено более 300 измерений q на площади 20 х 30 км в пределах коры имеющей возраст 0,1-0,9 млн лет [560]. Здесь также обнаружена хорошая корреляция значений q с морфологией рельефа дна. Наконец, еще один район детальных исследований теплового потока располагается на восточном фланге северного сегмента хребта Хуан де Фука. Здесь была обнаружена хорошая корреляция между тепловым потоком и рельефом фундамента, погребенным под осадочным чехлом [218].
Однако немногие исследователи анализировали локальные связи между батиметрией, рельефом фундамента и тепловым потоком и гидротермальной конвекцией в океанической коре. Гидротермальная конвекция в пористой среде, вызванная перепадом рельефа, была изучена в работах [367, 243]. В первой из них использовались результаты лабораторного моделирования. Изучалась конвекция в насыщенном пористом слое с верхней границей синусоидальной формы. Эксперимент показал, что в том случае, когда число Релея превышало критическое значение для термической конвекции, рельеф не влиял на картину конвекции, за исключением того случая, когда длина волны рельефа была соизмерима с глубиной проникновения кон-вектирующих вод. Авторы сделали вывод, что при-
пятый метод оценки глубины проникновения конвекционного течения по длине волны колебаний теплового потока, наблюдаемого на поверхности дна океана, справедлив лишь при четкой корреляции наблюдаемых колебаний значений q с перепадами рельефа.
Р.Лоувелл аналитически исследовал конвекцию вод в океанической коре, стимулированную перепадами рельефа [362, 363, 367]. Результаты расчетов показали, что для волнообразного рельефа малой амплитуды (Л«Х, h - высота рельефа, X - длина
волны) максимальная вертикальная скорость миграции жидкости будет порядка Ю'10м/с для проницаемости коры 1О’им'2 и длины волны рельефа Х=10м. При этом восходящие течения будут расположены под повышениями рельефа, а нисходящие - в низи-
нах. Конвективный тепловой поток не превосходит
15% от кондуктивного фона. Характерно, что при
Х<й/2 величина конвективного теплового потока q перестает зависеть от отношения %/Л, тогда как при
А. » h конвективное значение q пропорционально (Ж)2.
Численные модели, объясняющие положитель
ную корреляцию между тепловым потоком и рельефом фундамента, а также связь последнего с гидротермальной циркуляцией морской воды в высокопроницаемых верхних (~600 м) горизонтах океанической коры были рассмотрены в работах [243,549]
В заключение этого небольшого раздела можно привести пример, с какой осторожностью надо использовать характерную длину колебаний поверхностного теплового потока для оценки глубины проникновения гидротермальной конвекции [168]. В последней работе приводятся результаты 48 измерений теплового потока на западном склоне ВТП в районе 21° с.ш. для коры, имеющей возраст от 0,4 до 1,4 млн лет. Было установлено, что в этом регионе величина теплового потока изменялась с характерной длиной волны 15-20 км и амплитудой до 200 мВт/м2, тогда как характерная длина волны рельефа составляла 10 км. В модели конвекции в поровом пространстве с экспоненциально убывающей проницаемостью (с глубиной) отношение длины ячейки к ее глубине составляет 3,6. Это дает для глубины циркуляции оценку 4-5 км. Но результаты электромагнитного зондирования западного склона ВТП на 21°с.ш. показывают, что область повышенной проводимости (пористости) простирается до глубины 1,4 км, что согласуется с результатами DSDP скв.
504В в рифте Коста Рика [168]. Таким образом, реальная глубина циркуляции, полученная экспериментально, близка к 1,5 км тогда как значения 4-5 км, полученные по длине волны вариаций теплового потока q явно завышена в 2,5-3 раза..
* * *
Таким образом, гидротермальная деятельность представляет собой глобальный процесс переноса энергии и массы вещества в пределах земной коры посредством циркуляции воды. Гидротермальные системы широко распространены в океанической коре в самых разнообразных тектонических обстановках, но выходы горячих вод на поверхность имеются лишь в термически активизированных областях. Причинами возникновения конвекции морской воды в океанической коре могут быть тепловое воздействие, неровности рельефа, различие в содержании солей, динамические градиенты давления и т.д. Самым распространенным классом гидротермальных систем являются системы, возбуждаемые тепловым воздействием внедрений магмы. Наиболее активные и высокотемпературные проявления гидротермальной деятельности располагаются в осевой области СОХ над кровлей магматического очага. Именно к этим зонам приурочено большинство месторождений глубоководных полиметаллических сульфидных руд.
Геодинамический анализ гидротермальной циркуляции в осевых зонах СОХ показал, что изменение физических свойств (плотности, коэффициента расширения и др.) воды с температурой, давлением и соленостью имеет существенное влияние на тип конвективных движений, продолжительность активной жизни и интенсивность гидроконвекции. Однофазовая и двухфазовая конвекции сменяют друг друга в зависимости от расстояний над кровлей магматической камеры и от ее боковых стенок. Интенсивность конвекции и, в частности, скорость движения морской воды в струйном канале, зависящие от распределения трещиноватости и Р-Т условий, имеют существенное влияние на процессы осаждения минералов и образования сульфидных месторождений. Процессы конвективного перемешивания магмы в подосевом очаге и концентрация расплава в верхней части магматического резервуара в значительной степени сказываются на временах остывания подосевых магматических очагов и продолжительности гидротермальной деятельности на различных участках осевых зон СОХ.
186
ГЛАВА 6. МЕТАЛЛОГЕНИЯ РИФТОВЫХ ЗОН
Большинство сульфидных гидротермальных образований на СОХ были установлены с помощью донных теле-, фотокамер и подводных обитаемых аппаратов (ПОА) во время детального геологического картирования небольших отрезков (обычно не более 30 км длины) осевых зон. В связи с этим геологическое положение сульфидных образований обычно сопровождалось описанием локальной морфологии, осадочного покрова, петрохимии лав и т. д. Позднее стали широко использоваться стационарные системы картирования дна, такие как Си Бим, Си Марк 1, Си Марк 2, обеспечивающие возможность изучения более широких региональных геодинамических обстановок и привязки к ним гидротермальных рудопроявлений. Такая информация совместно с детальной геологией, изученной с ПОА, дает новые перспективы для понимания тектонического и геологического положения сульфидных образований, а также глубинных процессов, управляющих их формированием.
Выходы высокотемпературных гидротерм в виде “черных курильщиков” и сульфидные руды наблюдались в осевых зонах СОХ с разными скоростями спрединга: гидротермальное поле Снейк-Пит в области МАРК (MARK - Mid-Atlantic Ridge-Kane Fracture Zone) на 23°22’ с.ш. САХ, расположенное в пределах осевой грабеноподобной структуры [338, 181], гидротермальное поле ТАГ (TAG - Trans-Atlantic Geotravers) на 26 10'с.ш. САХ на восточной стенке внутренней долины [72, 8], в южной части хребта Эксплорер в зонах нарушения непрерывности осевой долины и свежих потоков подушечных лав [308], в южной части хребта Эндевер вдоль уступов и сбросов, ограничивающих осевую долину [531], в южной части хребта Хуан де Фука, вблизи осевой трещины, которая рассекает дно осевой долины, сложенное щитовыми лавовыми потоками [328], на ВТП (21°с.ш., 12-13° с.ш., 18-20° ю.ш., и др.) [286, 30]; вблизи зон пересечения осевой долины с трансформным разломом Клиппертон (ВТП); на отдельных внеосевых вулканах, а также в ряде других районов.
Одна из важнейших проблем заключается в установлении геологических ^признаков (морфологии осевых зон СОХ, формы и размеров структур, осадочной толщи, структуры лавовых потоков, петрохимии базальтов), являющихся индикаторами крупных сульфидных образований, и выявлении наиболее важных геодинамических критериев, позволяющих предсказать местоположение и условия формирования сульфидных образований в других, менее изученных районах СОХ. Для понимания этих критериев необходимо учитывать, что формирование сульфидных образований на дне океана происходит при наличии высокотемпературных флюидов, т. е. при условии существования термического источника в виде магматического очага.
Для формирования крупных рудных образований необходимо, чтобы выходы этих флюидов были расположены в пределах небольшой площади поверхности дна осевой зоны, т. е. необходимы структурно-тектонические ловушки [39]. Кроме того, чтобы сохранить такое месторождение от окисления и растворения, необходимо создание “крыши” осадков или лавовых потоков [308].
6.1. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ НА СОХ С МЕДЛЕННОЙ СКОРОСТЬЮ СПРЕДИНГА
6.1.1. Гидротермальное поле Снейк Пит в области МАРК на 23°с.ш. САХ.
Гидротермальное поле Снейк Пит было обнаружено во время работ по программе ODP (Leg 106) в области исследований МАРК в осевой зоне СОХ на 23°22' с.ш., 44°57* з.д., а позднее детально изучено с помощью ПОА “Элвин” и “Наутил”, а также других методов придонных исследований Си Марк I, Си Бим, фотокамеры Ангус и др. (рис. 6.1 а) [310, 231, 259, 402]. Здесь было выявлено множество активных и неактивных гидротермальных выходов, небольших сульфидных холмов, значительные скопления гидротермальных отложений и характерная фауна с множеством угреподобных рыб длиной 30-60 см (отсюда и название поля Снейк Пит -змеиное логово). Результаты бурения позволили получить первые образцы из гидротермальных сооружений, которые представляют собой не только массивные сульфиды, но также неконсолидированные осадки сульфидов Fe, Си и Zn. Бурение продемонстрировало, что мощность этих отложений достигает 13 м у основания гидротермального источника и уменьшается почти до нуля на расстоянии 100 м от него [310].
Придонная гравиметрическая съемка, проведенная вкрест осевой долины на широте поля Снейк Пит, показала изменение аномалии в свободном воздухе с востока на запад- от 58,0 до 53,2 мГал [402]. Относительно осевой магматической камеры по этим данным сказать что-либо трудно, а вот наличие аномального тела под флангом осевой долины предположить можно. Последнее тем более вероятно, что именно здесь были обнаружены выходы серпентинизированных перидотитов и габбро [310].
По данным сейсмических исследований было установлено, что в районе трансформного разлома с нулевым смещением на участке МАРК на 23°15' с.ш. происходит существенная смена волновой картины, и, видимо, изменяется структура ко-
187
EZP ЕЗ2 НМ2 Ю&Р LSI5 Ed6
100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 км
Вертикальное увеличение в 5 раз
Рис. 6.1. Карта морфоструктурных элементов, по [327] (а) и глубинная структура вдоль осевой зоны по сейсмическим данным [447] (б) участка области МАРК на САХ
1 - дно рифтовой долины; 2 - зона тектонических нарушений; 3 - современные вулканические образования; 4 -склоны и террасы рифтовой зоны; 5 - рифтовые горы; 6 - сбросы и уступы
188
ры (рис. 6.1, б) [447]. Для южного сегмента характерна нормальная расслоенная кора, мощностью 6-7 км, что может быть объяснено увеличением пористости в силу растрескивания экструзивного слоя при охлаждении гидротермальной циркуляцией. Наиболее значительной аномалией здесь является изометричная (10-15 км) низкоскоростная зона (Vp= 6,5 км/с) в слое 3 мощностью 3-4 км с центром под вершиной осевого поднятия на 22°55'с.ш. Эта зона интерпретируется как реликт застывшей коровой магматической камеры (Р/> = 6,5 км/с) и ее подводящих каналов (7Р = 7,0 км/с). Однако, не было обнаружено никаких признаков наличия в коре или верхней мантии стационарной коровой магматической камеры. Северный сегмент имеет аномально тонкую (4-5 км) и сейсмически не расслоенную кору, подверженную влиянию трансформного разлома Кейн. Существование аномально тонкой (2-3 км) коры под зоной трансформного разлома Кейн впервые обсуждалось Р. Детриком и Дж. Парди [223].
Гидротермальное поле Снейк Пит располагается в 30 км к югу от трансформного разлома Кейн в пределах области МАРК в осевой рифтовой долине, краткая характеристика которой приведена в табл. 6.1 и на рис. 6.1. В осевой части долины находится неовулканический хребет, который протягивается от трансформного разлома Кейн до 23°18'с.ш. вдоль всей длины северного сегмента участка МАРК [259, 181]. Поле Снейк Пит довольно большое (0,45 км2) и состоит из полутора десятков отдельных черных курильщиков и мощных гидротермальных отложений. Состав и температура флюидов (до 350° С) предполагают наличие магматического источника на малых глубинах в коре [310] или обширного гидротермального изменения коры, которое и выразилось в уменьшении намагниченности пород в этой области. Область оруденения приурочена к пересечению осевого неовулканического поднятия с небольшим поперечным тектоническим нарушением, отчетливо выражающимся в конфигурации гидротермального поля [100].
Наблюдения с ПОА “Элвин” и с помощью фотокамеры “Ангус” показали, что неовулканический хребет представляет собой современное вулканическое сооружение, сложенное молодыми базальтовыми образованиями на более старом вулканическом основании. Ширина хребта около 4 км, высота 500 м, а длина около 40 км [310]. В центре неовулканического хребта располагается осевой грабен, ограниченный двумя горстами. Глубина грабена 40-100 м, ширина - 100-300 м [402]. В целом этот осевой хребет - гораздо более крупная вулканическая структура по сравнению со всеми подобными образованиями, известными ранее в осевой зоне САХ.
Для сравнения можно привести примеры осевых вулканов из области исследований ФАМОУС (37° с.ш., САХ), имеющих размеры 1 х 2 км. Особенно
удивительно, что такая развитая вулканическая структура установлена вблизи области пересечения с крупным трансформным разломом Кейн, где в связи с “эффектом трансформного разлома”, напротив, ожидалось уменьшение вулканической активности [252]. Базальты, собранные из неовулканического хребта области МАРК, представляют собой нормальные базальты СОХ с совершенно однородным составом, указывающим на одинаковую степень фракционирования. Пересечения западного и восточного флангов неовулканического хребта позволили обнаружить, по крайней мере шесть фаз излияний. Вблизи основания хребта более молодые потоки перекрывают более старые, уже растресканные и покрытые тонким слоем осадков. По склонам хребта направление потоков лавы ориентировано сверху вниз, свидетельствуя о том, что излияния происходили в центре неовулканического хребта. Очень немного эруптивных трещин и тектонических уступов было обнаружено на западной стороне хребта вне его оси. Гребень хребта покрыт серией вулканических конусов, которые сложены свежими лавами. Эти структуры имеют размеры от нескольких метров до 1 км в поперечнике. Почти все лавы, наблюдаемые на неовулка-ническом хребте, представляют собой подушечные или трубчатые формы. Канатные, волнистые щитовые потоки наблюдались локально и, возможно, они свидетельствуют о кратких эпизодах особенно быстрого извержения. Возраст лав неовулканического хребта известен по ряду признаков (тонкое напыление пелагических осадков, тонкие Fe-Mn корочки и т.д.). Он оценивается в несколько тысяч лет [310]. Все же этот возраст значительно превышает возраст лав из неовулканической зоны ВТП.
Активные гидротермальные источники встречаются, как правило, на вершинах гидротермальных холмов, сложенных блоками массивных сульфидов, образованных в результате обрушения гидротермальных трубок. Холмы окружены непрерывным покровом гидротермальных осадков, имеющих цвет от оранжевого до зеленого. По мере приближения к гидротермальному полю наблюдается довольно резкий контакт между относительно свежими лавами и гидротермальными осадками. Мощность осадков более 1 м, что вполне достаточно, чтобы полностью перекрыть подстилающие их подушечные лавы [310]. Лишь немного базальтовых обнажений было обнаружено в гидротермальном поле, что свидетельствует об отсутствии извержений после начала формирования гидротермальных сульфидов. Поэтому все гидротермальное поле Снейк Пит, видимо, было сформировано после последнего, локального, вулканического извержения.
В области исследований по проекту глубоководного бурения ODP в северной части гидротермального поля Снейк Пит обнаружено несколько гидротермальных холмов с размерами 40-100 м в длину, 20 м в ширину и около 40 м в высоту [310,
189
Таблица 6.1. Схематические геологические разрезы через осевую зону САХ области МАРК, по [310]
№ разреза I
Г еологический разрез
23° 36'с.ш.
км, 21
____________Краткая характеристика____________ Асимметричная хорошо выраженная рифтовая долина с перепадами рельефа 4 км. Западный борт более крутой, чем восточный. По бортам обнажаются базальты, метагаббро и зеленые сланцы. Стенки нарушены нормальными сбросами. Современный вулканизм локализован в осевой зоне. Толщина коры 4-5 км. Активных гидротермальных выходов не обнаружено
23°22' с.ш. СКВ. 649
Асимметричная четкая рифтовая долина. Неовулканическая зона представлена в виде осевого хребта высотой до 600 м, на котором располагается современное активное гидротермальное поле Снейк Пит с выходами черных курильщиков. Толщина коры 5 км. Вдоль западного борта обнажены базальты, зеленые сланцы, перидотиты; вдоль восточного склона — только базальты. Высокая концентрация Мп в придонных водах
III 2 3 4 5 23° 14'с.ш. СКВ. 670 Отсутствует выраженная рифтовая долина и неовулканическая зона. Система параллельных хребтов и впадин, нарушенных разломами, сбросами, трещинами. Низкая концентрация Мп в придонных водах. На западном фланге обнаружены серпентинизированные перидотиты (пробурено 100 м)
IV 21 3 - 23° 04' с.ш. Хорошо выраженная симметричная осевая долина, нарушенная серией небольших вулканов. Толщина осадочного покрова в осевой долине несколько десятков сантиметров
V 2 22°54' с.ш. скв.648 Сходно с пересечением IV. Симметричная долина, стенки нарушены сбросами, обнажаются базальты. Осевая неовулканическая зона сложена выветрелыми лавами, встречаются редкие относительно свежие вулканиты. Вулкан Сероки
зеленые сланцы и метагаббро
серпентиниты
разломы
гидротермальные источники
неовулканическая зона
базальты
190
338]. Множество активных трубок выхода располагаются на вершинах этих холмов. Все обнаруженные холмы вытянуты здесь в направлении северо-восток - юго-запад.
Восточный холм наиболее активен из всех, обнаруженных в этой группе. Он представляет нагромождение блоков массивных сульфидов, высотой 33 м, и тонких желто-коричневых осадков. Поверхность сульфидных блоков окислена и имеет желто-красно-коричневый цвет. Активно действующие гидротермальные трубки, высотой до 13 м, располагаются на вершине холма и вытянуты вдоль его гребня на глубине 3435 м. Ниже 2/3 своей высоты каждая гидротермальная трубка сложена массивными сульфидами, однако, ее внешний слой представлен смесью ангидрита и сульфидных кристаллов. Из некоторых трубок выходят плотные, темно-серые флюиды с осаждением частичек сульфидов Fe (“черные курильщики”)- Скорость выхода около 1-2 м/сек, а температура в устье двух различных трубок достигала 350° и 335° С [310]. В 20 м к западу от этого активного холма находится гидротермальный холм с неактивными трубками выхода. Глубина дна здесь 3443 м. Трубки покрыты желто-коричневыми окислами и гидроокислами железа.
Третий гидротермальный холм высотой 48 м располагается в 90 м к западу - юго-западу от предыдущего неактивного холма. Активные гидротермы выходят на глубине 3431 м. Большинство гидротерм выходит из трещин, ограничивающих основание нескольких небольших холмов. Холмы достигают 2 м в поперечнике у основания и 1 м в высоту. Образцы пород из этих структур показывают, что они сложены преимущественно сульфидами с меньшим количеством ангидрита. Горячая мерцающая вода просачивается через эти структуры, оставляя следы ангидритовых пятен. Температура, измеренная в основании одного из таких куполов, достигает 226° С. Более низкая температура флюидов, истекающих из трещин свидетельствует о том, что здесь температурный источник находится в процессе охлаждения.
Детальное картирование гидротермального поля Снейк Пит с помощью ПОА “Элвин” и “Наутил” позволило выделить в его пределах отдельные гидротермальные провинции, различающиеся временем начала и стадией развития гидротермальной активности и особенностями её локального структурно-тектонического контроля (рис. 6.2) [338]. С востока на запад это: 1) провинция Мус (“лось”), включающая активную высокотемпературную гидротермальную трубку, на восточном фланге хребта; 2) активная провинция Бихайв (“улей”) с возрастом гидротермальных образований 0-44 лет; 3) провинция Фэтри (“ель”) - гидротермальный холм высотой 22 м с отсутствием активных черных курильщиков; характерно диффузное просачивание низкотемпературных флюидов; 4) провинция Клиф (“утес”) расположена на восточном фланге грабена в области сбросовых нарушений, в ее пределах вы
деляют активную современную высокотемпературную зону Нейл (“гвоздь”), штокверковую зону и неактивную зону (рис. 6.2, б). Радиохронологиче-ские методы позволили заключить, что время начала современной гидротермальной активности в поле Снейк Пит и в отдельных его провинциях варьирует от 4 тыс. лет до 0 (рис. 6.2, в) [338].
Анализ состава металлоносных сульфидных отложений и их объема показал, что отложения высокотемпературных источников включают пирит, халькопирит и сфалерит. Сульфиды цинка характерны для более низкотемпературных выходов западного холма на северном конце гидротермального поля. Были сделаны простые оценки объема сульфидных отложений, включающие объем сульфидных холмов и окружающих сульфидообогащенных отложений. Предполагалось, что сульфидные холмы формировались на ровном базальтовом основании, хотя это допущение дискуссионное. Подсчеты показали, что сульфидные отложения в гидротермальном поле занимают объем 784 000 м3, из них 144 000 м3 - массивные сульфиды и 640 000 м3 - другие гидротермальные осадки [310].
Если сравнивать гидротермальное поле Снейк Пит с другими, хорошо известными гидротермальными полями на хребте Хуан де Фука, ВТП, в офиолитовом комплексе Трудос, то в целом отмечается их заметное сходство. Можно отметить, что мощность сульфидных отложений Снейк Пит (13 м) значительно больше, чем в известных гидротермальных полях (например, 2 м для 21° с.ш. ВТП и хребта Хуан де Фука) [329]. Более того, сульфиды поля Снейк Пит более свежие и менее выветре-лые по сравнению с другими полями.
Несмотря на то, что гидротермальное поле Снейк Пит располагается в осевой долине медленно раздвигающегося хребта (Хспред= 2,5 см/год), оно имеет примерно те же размеры, что и поля на ВТП. На САХ такой вулканический хребет может быть сформирован в результате очень крупного вулканического извержения. Судя по температуре, химическому составу и скорости гидротермального флюида, магматический источник, питавший это извержение, мог находится на глубине около 2 км [310]. Возможно, он очень короткоживущий, так как нет современных сейсмических свидетельств о наличии осевой магматической камеры в пределах северного сегмента.
Тектоническое расположение гидротермального поля Снейк Пит отличается от подобных в осевой зоне ВТП. Оно располагается в пределах очень небольшого сегмента оси длиной 40 км, заключенного между крупным трансформным разломом Кейн и зоной нетрансформного нарушения (или трансформного разлома с нулевым смещением) на 23°17' с.ш. Этот участок, видимо, представляет собой самый низкий уровень сегментации осевой зоны медленно раздвигающихся СОХ, соответствующей на быстроспрединговых хребтах сегментам, расположенным между мелкими ПЦС, или даже девэлами. В пределах этого малого сегмента
191
44°57'з.д.
Рис. 6.2. Топографическая карта гидротермального поля Снейк Пит (а); локальные гидротермальные провинции в пределах гидротермального поля (б), по [338]; схематический профиль через гидротермальное поле с указанием (цифрами) возраста (в годах) гидротермальной активности (в), по [248]
1 - подушечные лавы; 2 - сульфиды, обогащенные Zn (пирит, сфалерит, пирротин, изокубанит); 3 - массивные сульфиды, обогащенные Fe (пирит, марказит); 4 - массивные сульфиды, обогащенные Си (пирит, халькопирит); 5 -сульфиды штокверкового типа, обогащенные Си; б- обломочный материал; 7 - нормальные сбросы; 8 - разломы и трещины; 9 - активные черные курильщики; 10 - неактивные гидротермальные сооружения
в
поле Снейк Пит располагается вблизи самой мелководной части осевого вулканического хребта на глубине 3650 м (для сравнения, поле ТАГ расположено на глубине 3700 м [467], а подобные поля на ВТП, Галапагосском центре спрединга и хребте Хуан де Фука обнаруживаются на глубинах, почти на 1 км меньших). Высота гидротермальных холмов на САХ достигает 30-50 м, что в несколько раз
больше, чем на ВТП.
Таким образом, основными видимыми особенностями гидротермального поля Снейк Пит являются большая мощность гидротермальных отложений, окружающих гидротермальные источники и сульфидные купола и его особое региональное геологическое положение вблизи пересечения рифтовой зоны и трансформного разлома.
192
6.1.2.Гидротермальное поле ТАГ на 26° с.ш. САХ
Гидротермальное поле ТАГ было открыто в 1972 г. в рамках проекта трансатлантического геотраверса в рифтовой зоне медленно раздвигающегося хребта с асимметричным спредингом (к востоку КСПреД= 13 см/год, а к западу Испред=1,1 см/год). Оно располагается на площади 5 х 5 км в пределах дна и восточной стенки рифтовой долины в центральной части спредингового сегмента длиной 40 км, ограниченного с севера и с юга нетрансформными смещениями (рис. 6.3, а). Область ТАГ характеризуется аномалией теплового потока, минимумом магнитного поля и мантийных аномалий Буге, а также широким развитием низкотемпературных окислов Мп [465, 467, 468]. В 1982 г. с ПОА “Элвин” было изучено обширное поле низкотемпературных гидротермальных отложений, включающих окислы Мп и Fe, силикаты Fe. В 1985 г. на участке ТАГ были сфотографированы первые черные курильщики, а также были драгированы полиметаллические сульфиды. В 1986 г. с помощью ПОА
“Элвин” и позже, с помощью ПОА “Мир” были детально исследованы черные курильщики [467; 8].
В морфологии рифтовой зоны этого района отмечается резкая асимметрия, выражающаяся в поднятии её восточного борта до глубин 2 км ниже уровня моря и в относительно пологом залегании западного борта, нарушенного серией сбросовых уступов высотой 50-200 м (рис. 6.3, б). Глубина дна рифтовой долины варьирует в пределах 3600-4100 м, заглубляясь с севера на юг, а полная ширина долины по изобате 3600 м изменяется от 6 до 9 км. Серия вулканических поднятий (длиной от 300 до 800 м и высотой от 10 до 35 м) и впадин протягивается вдоль простирания рифта. На некоторых поднятиях отмечаются проявления активной гидротермальной деятельности [59, 467, 468]. Как показали исследования, проведенные учеными института океанологии РАН на ПОА “Мир”, в рассматриваемом районе можно выделить две фазы магмогенерации, предшествующие гидротермальной деятельности. Возраст этих фаз был установлен по толщине осадков перекрывающих базальтовые лавы (средняя региональная скорость осадко
440 so'
44°45'з.д.
Рис. 6.3. Структурно-геологическая схема (а) и геологический разрез (б) гидротермального поля ТАГ, по [59]
7 - неовулканическая зона; 2 - наиболее молодые лавы внутри неовулканической зоны; 3 - обнажения более древних лав; 4 - обнажения габбро и параллельных даек на восточной стенке; 5 - щитовые дайки; 6 - молодые осыпи; 7 -древние осыпи; 8 - осадочные карманы; 9 - глубокие впадины внутреннего рифта; 10 - сбросы; 11 — зоны разлома, ограничивающие поднятый блок восточного склона; 12 - подводные каньоны; 13 - древние гидротермальные отложения; 14 - активный гидротермальный источник
193
накопления 1,8 см/тыс. лет), и составил соответственно 25-50 тыс. лет и 5-10 и даже 1 тыс. лет [59].
Гидротермальное поле ТАГ включает несколько областей, в которых отмечаются следы современной и прошлой гидротермальной деятельности (рис. 6.4, а)\ 1) область активных высокотемпературных (до 365° С) гидротермальных выходов, расположенных на массивном сульфидном сооружении на дне рифтовой долины, вблизи основания восточной стенки, на глубине 3670 м, в 2,4 км к востоку от оси; 2) две области высокотемпературной активности в прошлом, известные как зона “Мир” и зона “Элвин”, (или “Северная”), расположенные на глубинах 3400-3600 м и содержащие сульфидные тела, которые подверглись деформациям в течение поднятий по сбросовым разломам; 3) область низкотемпературной гидротермальной деятельности с отложениями гидроокислов Fe и Мп, расположенная на осевом поднятии и в верхних частях восточной стенки на глубинах 2300 и 3100 м [467]. Активная гидротермальная область и реликтовые гидротермальные области “Мир” и “Элвин” располагаются вблизи границ дискретных вулканических центров, которые приурочены к пересечению сбросовых разломов, параллельных простираниююси, и поперечных разломов [100].
Активные черные курильщики находятся на 26°08' с.ш., 44°49' з.д. на глубине 3620-3675 м. Здесь рифтовая долина имеет извилистые очертания и расчлененный рельеф; выделяются два вулканических поднятия, образующих поперечный порог внутреннего рифта. Восточное из этих поднятий увенчано гидротермальным холмом с “черными курильщиками” (см. рис. 6.3). Рассмотрим подробнее строение и эволюцию активного гидротермального холма поля ТАГ, следуя П.Рона с соавторами (табл. 6.2) [467]. Активный гидротермальный холм представляет собой структуру высотой 35 м, ограниченную крутыми склонами, имеющую диаметр по основанию около 200 м и расположенную между глубинами 3635-3670 м (рис. 6.4, в). Если эта структура сложена преимущественно массивными сульфидами (ср. плотность 3,0 г/см3), то её вес составит 5-10б тонн. Гидротермальная минерализация и характер излияний свидетельствуют о том, что температура минеральных фаз и растворов уменьшаются от центра к краям холма.
В пределах гидротермального холма выделяют центральную постройку, платформу и краевые области. Центральная постройка представляет собой изометричную структуру конической формы высотой до 20 м и с диаметром в основании до 50 м. Она сложена преимущественно массивным халькопиритом и пиритом с небольшим количеством ангидрита, которые осаждались в районе активных гидротермальных выходов.
Черные курильщики представляют собой высокотемпературные (363°±3°С) флюиды обильно из-ливающЩся со скоростью несколько метров в секунду из многочисленных шпилеподобных труб
высотой до 15 м сгруппированных на вершине постройки. Поднимающиеся облака флюидов, обогащены частичками сульфидов железа, придающих им черный цвет. Выходы флюидов со скоростями менее 1 м/с из узких трещин шириной до нескольких сантиметров расположены вокруг периметра конуса. Диффузные излияния гидротермального флюида приурочены к промежуточной области. Флюиды черных курильщиков обогащены медью. Центральная постройка окружена платформой шириной до 100 м. Ее неровная поверхность покрыта осыпями и обломками пород различных размеров, так что основание платформы плохо обнажено. Встречаются стоячие и опрокинутые трубы. Диффузный низкотемпературный поток изливается из небольших трещин в области диаметром в десятки метров.
Группа из десятков активных и неактивных трубок белых курильщиков высотой до нескольких метров обнаружена в области на юго-восточном крае платформы, . названной “Кремль” из-за сходства их формы с куполами русских церквей [467]. Область “Кремль” расположена в локальной депрессии на восточной половине гидротермального холма, которую пересекает грабеноподобная, активная разломная зона (рис. 6.4, в). Обедненные металлами флюиды белых курильщиков изливаются со скоростью менее 1 м/с и имеют температуру не более 300° С. Краевые области активного гидротермального холма представляют собой крутопадающие склоны высотой до 20 м, частично покрытые и окруженные сульфидными обломками и металлоносными осадками. Осыпи сложены преимущественно обогащенными пиритом обломками эродированных сульфидных обнажений, скопившихся в основании склонов.
Реликтовая гидротермальная область Мир была детально исследована с помощью ПОА “Мир 1” и “Мир 2” в течение 23 рейса НИС “Академик Келдыш” [72, 468]. Она, расположена в нижней части восточной стенки рифтовой долины в 2 км к северо-востоку от активного гидротермального холма, на нормальных сбросовых блоках в интервале глубин 3430-3575 м. В пределах этой области гидротермальных осадков шириной 700 м выделяют три зоны (рис. 6.4, а, 6) [72, 468].
Зона 1 располагается в нижней части восточной стенки рифтовой долины (угол наклона 30°) в интервале глубин 3575-3500 м (рис. 6.4, в). Она характеризуется отложениями гидротермальноизме-ненной брекчии, а вдоль осей параллельных нормальных сбросов обнажаются различные гидротермальные отложения включающие красные металлоносные осадки.
Зона 2 представляет собой эллиптическую область шириной 400 м и длиной 700 м, расположенную выше по склону (с углом наклона 8°) в интервале глубин 3500-3450 м. В ее пределах обнаружены отдельные группы из десятков небольших неактивных массивных сульфидных труб. Трубо-
194
2 • 3 0 4
в
Рис. 6.4. Гидротермальные области в пределах гидротермального поля ТАГ
а. Расположение гидротермальных областей, по [339]: I - активный гидротермальный холм; II - реликтовая зона Мир; III - реликтовая зона Элвин; IV — низкотемпературная зона. 1 — зоны обогащенные сульфидами; 2 - вулканические центры; 3 - гидроокисям Мп; 4 - сульфидные холмы области Элвин, б. Гидротермальные зоны (1-4) в пределах реликтовой области Мир, по [339]. в. Геологические профили через гидротермальные области поля ТАГ; цифрами указан возраст гидротермальной активности (в годах), по [468]; расположение профилей см. на рис. 6.4 а. I - отложения сульфидов; 2 -гидротермальные кратеры; 3 - гидротермальные отложения; 4 - нормальные сбросы; 5 - подушечные лавы; 6 - трещины; 7 - осыпи; 8 - брекчия; 9 - осадки
195
Таблица 6.2. Стадии развития активного гидротермального холма зоны ТАГ (составлена по данным 1467,4681)
№ стадии Стадия развития Характеристика
1 Начало гидротермальной конвекции и первые излияния высокотемпературных гидротермальных флюидов через подводящие каналы, созданные вследствие повышения проницаемости коры вблизи магматического очага. Формирование магматического очага и его периодическое обновление за счет внедрения даек в зонах пересечения активных продольных и поперечных разломов. Пересечение активных разломов локализовало и сфокусировало восходящую ветвь гидротермальной системы
2 "4" Диффузный поток через трещиноватую зону, расположенную непосредственно над подводящим каналом, приводит к осаждению сульфидов из высоко-температурных флюидов черных курильщиков, формирующих гидротермальные трубы
3 Продолжение излияний флюидов черных курильщиков. Начальная фаза формирования гидротермального холма и отложения массивных сульфидов
4 Развитие вторичных подводящих каналов, ответвляющихся от первоначального канала вдоль трещин, растворение и перекристаллизация сульфидов и сульфатов, уплотнение гидротермального холма. По мере увеличения количества и длины вторичных подводящих каналов растворы подвергаются конвективному охлаждению и (или) смешиванию с морской водой и осажденными сульфидами внутри холма; они изливаются в виде белых курильщиков и диффузных потоков, частично обедненных металлами
5 5 м —— 200 м Современная стадия развития холма включает излияния металлообогащенных черных курильщиков через первоначальные подводящие каналы вблизи центра холма и излияния белых курильщиков и диффузных потоков через вторичные подводящие каналы с соответствующим диапазоном температур, скоростей излияния, концентрацией металлов, которые уменьшаются от центра к краям холма. Размер холма продолжает увеличиваться за счет внутреннего и внешнего осаждения сульфидов и аккумуляции обломков сульфидных пород
Примечание. 1 - выходы черных курильщиков, изливающихся при больших скоростях (>1см/с) из шпилеобразных труб; 2 - выходы черных курильщиков, изливающихся при малых скоростях (<1см/с) из трещин; 3 - выходы белых курильщиков изливающихся при медленных и средних скоростях из куполообразных труб; 4 - неактивные трубы, как вертикальные, так и опрокинутые; 5 - осыпи, сложенные окисленными массивными сульфидами
196
образные кратеры поднимаются из субстрата, сложенного коричневыми и красными металлоносными осадками. Вся зона местами нарушена трещинами и сбросами.
Зона 3 расположена выше по склону (угол наклона 7°) в интервале глубин 3425-3450 м. Холмистая топография этой зоны частично покрыта переслоенным гидротермальным материалом явно низкотемпературного осаждения. Рыхлые осадки сложены серыми карбонатными лютитами, окис-лами и гидроокислами железа и марганца. Морское дно, окружающее гидротермальную область Мир, покрыто карбонатными лютитами, осыпями и растресканными подушечными лавовыми потоками [468].
Вторая реликтовая гидротермальная область Элвин, или Северная вытянута параллельно оси рифтовой долины на расстояние около 2 км (рис. 6.4, а). Она расположена в интервале глубин 3420-3450 м, на холмообразной структуре шириной 200 м и высотой около 3.5 м (см. рис. 6.4, в) [467, 468]. Поверхность дна в этой области покрыта двухметровым слоем карбонатных лютитов переслоенных с обломками сульфидов. Гидротермальное поле ТАГ, включающее как активные, так и реликтовые гидротермальные области, имеет сложную эволюцию. Предполагаемая последовательность развития активного гидротермального холма проиллюстрирована в табл. 6.2. Неактивные гидротермальные области Мир и Элвин развивались раньше, чем активный гидротермальный холм. Положение этих двух областей, различия в гидротермальной минерализации, характере изменений, формирования и разрушения сульфидов свидетельствуют о многофазное™ их эволюции. Эти отложения нарушались поднятыми по сбросам блоками на восточной стенке рифтовой долины и процессами гравитационного оползания пород. Хотя в целом гидротермальное поле ТАГ, включающее активный холм, зону Мир, зону Элвин и низкотемпературную гидротермальную зону развивались как единая система, контролируемая длительной историей вулканической и тектонической активности этого сегмента рифтовой зоны САХ [468].
Гидротермальная деятельность на участке ТАГ проявлялась после каждого эпизода магматической активности. Как отмечала К.Лалу с соавторами [339], основываясь на методах радиометрического датирования образцов, поднятых с помощью драгирования и ПОА, интенсивная гидротермальная деятельность существовала в этом районе в течение последних 140 тыс. лет. Активные черные курильщики и массивные сульфиды появились 40-50 тыс. лет назад, причем для последних 20 тыс. лет характерна пульсирующая высокотемпературная активность и сопутствующее сульфидное рудообразование с максимумами каждые 5-6 тыс. лет.
Эти исследования показали, что в истории развития гидротермального поля ТАГ можно выделить несколько этапов [467,339].
1) . Самые ранние гидротермальные образования были отложены в низкотемпературной зоне расположенной на расстоянии 9,1 км от оси рифтовой долины на коре с возрастом 700 тыс. лет.
2) . Ранняя низкотемпературная активность в гидротермальной области Мир была датирована временем 140 ± 20 тыс. лет назад. Следующее возобновление такой же низкотемпературной активности отмечается в период между 100 и 125±25 тыс. лет назад. Гидротермальная активность в области Мир изменилась на высокотемпературную за относительно короткий период - около 102±7 тыс. лет назад.
3) . Перерыв в высокотемпературной активности произошел в интервале времени между 102 и 50 тыс. лет назад. В этот период эпизодическая гидротермальная активность сохранялась в низкотемпературной зоне.
4) . Возобновление высокотемпературной активности и образование сульфидов в области Мир произошло около 50±2 тыс. лет назад. Оно коррелировало с началом высокотемпературных выходов на активном в настоящее время сульфидном холме и сопровождалось активностью в низкотемпературной зоне. Это время соответствует возрасту самых древних лав, излившихся из вулканического центра, примыкающего к активному сульфидному холму. Сульфидный холм на южном конце области Элвин с низким кондуктивным тепловым потоком формировался в течение этого времени.
5) . После периода относительного покоя длительностью около 20 тыс. лет последовал период пульсирующей высокотемпературной активности на активном сульфидном холме (три эпизода активности) и в области Мир (два эпизода активности), проявляющейся каждые 5-6 тыс. лет в интервале времени между 20 и 10 тыс. лет назад. Это согласуется с возрастом лавовых потоков на соседних вулканических центрах. Эпизодические высокотемпературные импульсы на активном холме и в области Мир, видимо, сопровождались более непрерывной активностью в низкотемпературной зоне в течение этого периода.
6) . После периода относительного охлаждения, около 5-4 тыс. лет назад произошла новая вспышка высокотемпературной активности на активном сульфидном холме.
7) .В течение интервала времени между 2 000-500 лет назад в области Мир зафиксировано три высокотемпературных эпизода (около 2000, 1000 и 500 лет назад), в то время как три другие области были относительно спокойны. Относительно свежие сульфидные шпили с тонкой корочкой окислов и небольшие сульфидные трубы в области Мир и в центральной части области Элвин свидетельствуют о том, что эти структуры были сформированы в течение недавнего (< 1000 лет) высокотемпературного эпизода гидротермальной активности.
8) . За перерывом в гидротермальной активности случившимся от 4 тыс. лет до 60 лет назад, после-
197
довало возобновление современной высокотемпературной активности на активном сульфидном холме и низкотемпературной активности в низкотемпературной зоне во время или сразу после вулканических извержений.
Таким образом, современное строение и эволюция гидротермального поля ТАГ позволили сделать вывод, что оно расположено на сегменте САХ, где магматическая деятельность в настоящее время активизировалась и где неовулканический хребет растет [59, 467]. Моделирование тепловыделения через проницаемые породы молодой океанической коры за счет гидротермальной конвекции указывает на необходимость наличия магматического источника, поставляющего тепло для циркулирующей гидротермальной системы, которая формирует массивные сульфидные отложения размером в первые миллионы тонн [364]. Оценки размеров такого магматического тела зависят от того, выделяется ли скрытая теплота кристаллизации от единого, крупного остывающего магматического очага (размером 30-78 км3), или от более мелкого периодически возобновляемого магматического источника (размером 2 км3). Внедрение отдельных небольших магматических интрузий, видимо, лучше коррелирует с возрастом сульфидных отложений и излияний лав. Увеличение кондуктивного теплового потока на южной окраине активного гидротермального холма также подтверждает вывод об эпизодическом характере интрузий, поставляющих тепло для гидротермальной системы [467].
В целом, отмечая особенности гидротермальной деятельности и образование глубоководных полиметаллических сульфидов в рифтовых зонах медленно раздвигающихся СОХ, следует подчеркнуть, что 1) гидротермальная активность и характер сульфидного рудообразования носят эпизодический характер со сменой высокотемпературной, низкотемпературной и диффузной циркуляции; 2) независимо от возраста гидротермального поля периоды активных высокотемпературных эпизодов и формирования сульфидных руд довольно короткие и вряд ли превышают 200 лет; 3) характер и периодичность гидротермальной активности, а также особенности сульфидного рудообразования зависят от локальных струкутрно-тектонических особенностей строения отрезка рифтовой зоны.
6.2. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ НА СОХ СО СРЕДНЕЙ СКОРОСТЬЮ СПРЕДИНГА
6.2.1. Восточно-Тихоокеанское о
поднятие, 21 с.ш.
Сегмент рифтовой зоны ВТП длиной более 300 км, расположенный между трансформными разломами Ривера и Тамайо, характеризуется средними скоро-
стями спрединга со значениями 6 см/год [344]. Это обстоятельство объясняет многие особенности строения его рифтовой зоны, которые занимают промежуточное положение между медленно и быстро раздвигающимися хребтами.
Районирование ВТП между трансформными разломами Ривера и Тамайо впервые провел С.Ларсон [344]. Он выделил в рельефе срединную часть - гребень - и периферию поднятия - фланги. Границу между гребнем и флангами проведена С.Ларсоном по изобате 3000 м. Возраст гребневой части ВТП в районе 20°-23° с.ш., определенной по магнитным аномалиям, составляет около 2 млн лет. Ширина гребня колеблется от 70 до 130 км около среднего значения 100 км.
В целом .рельеф гребня Восточно-Тихоокеанского поднятия можно определить здесь как горст-антиклинорий, в котором осевая часть по абсолютным высотам не отличается от окраинных. Строение гребня грубо симметрично. На оси гребня, являющейся осью спрединга, отмечается серия невысоких сводовых поднятий шириной 10-30 км. Ось спрединга выделяется здесь как ось симметрии ВТП и не выражена в рельефе.
Абсолютные высоты осевой линии гребня изменяются от 3000 до 2550 м. Гребень ВТП между 20° и 23° с.ш. осложнен в осевой части структурами меньшего порядка. Они имеют форму сводов длиной 30-60 км. Осевые сводовые поднятия на сегменте 20°-23° ВТП расположены кулисообразно со смещением относительно друг друга от нескольких километров (3-5 км) до 20 км. Они выражены в виде осевых блоков со средними глубинами 2600 м и шириной около 7-10 км, поднятых на несколько десятков (до 100 м) над обрамляющими их флангами [371]. В целом кулисообразные поднятия вытягиваются в полосу, простирание которой совпадает с осью хребта. Сводовое'поднятие имеет форму либо просто купола, либо трапециевидного в поперечнике свода с узким грабеном (глубиной 5-150 м и шириной до 3-4 км) на вершине, что более характерно для быстро раздвигающихся хребтов (рис. 6.5, б).
Именно в осевых частях сводовых поднятий обнаружены гидротермальные источники и сульфидные рудопроявления. Очевидно, существует связь между строением свода, его рельефом и гидротермальной активностью.
По мере приближения с юга к трансформному разлому Тамайо рифтовая зона заглубляется и осевой грабен становится более выраженным, достигая относительных глубин более 600 м. Структура рифтовой долины приобретает черты, типичные для рифтовых зон медленно раздвигающихся хребтов. Грабен отмечается на расстоянии 50 км к югу от области пересечения рифтовой зоны и трансформного разлома Тамайо, но отсутствует к северу от области пересечения. Наличие грабена к югу от трансформного разлома Тамайо объясняется охлаждающим эффектом трансформного разлома, в то время как его отсутствие к северу от трансформно-198
Рис. 6.5. Гидротермальное поле области RISE на 21°с.ш., по [371]
а. Батиметрическая карта и расположение гидротермальных источников; б. Батиметрические профили через рифтовую зону
1 - гидротермальные выходы; 2 - белые курильщики; 3 -го разлома, видимо, обусловлено магматической активизацией в этом районе.
В рамках международного проекта RISE в районе 2 Г с.ш. ВТП были проведены комплексные геолого-геофизические исследования, включающие наблюдения с ПОА “Элвин” и “Сиана” [457]. Значительным результатом этих исследований явилось открытие высокотемпературных источников с приуроченными к ним колониями необычных бентосных организмов и сульфидных рудопроявлений.
Крупное нетрансформное нарушение делит участок ВТП между трансформными разломами Риве-
черные курильщики; 4 - неовулканическая зона
ра и Тамайо на два сегмента: от 20° до 21° с.ш. и от 21° до 23° с.ш. На продолжении этого нетрансформного нарушения к западу располагается цепочка вулканов Ларсона. Именно вблизи этого нетрансформного нарушения рифтовой зоны и на вулканических поднятиях Ларсона были обнаружены активные гидротермальные источники и сульфидные рудопроявления. На вулканах Ларсона (горы Красная и Зеленая), имеющих относительные высоты более 1 км, выделено самое мелководное (глубина около 2000 м) для этого района залегание полиметаллических сульфидов, обогащенных Si, Fe
199
и Си и обедненных Zn [147]. Однако основной интерес с точки зрения проявлений гидротермальной активности и связанным с ней сульфидообразова-нием вызывает область современного вулканизма, приуроченная к осевому поднятию рифтовой зоны, а точнее, к вершинному осевому грабену.
Непосредственно на осевой части центра спрединга находится неовулканическая зона (НВЗ) шириной примерно 1 км, характеризующаяся активным современным вулканизмом (см. рис. 6.5). Характерной особенностью неовулканической зоны ВТП на 2Г с.ш. является ее прерывистость, большое разнообразие форм рельефа , изменчивость этих форм по простиранию неовулканической зоны. В рельефе по чисто морфологическим признакам НВЗ определяется с трудом. В одних случаях ей соответствуют дно и борта узкого грабена шириной в несколько сотен метров (такую картину имеет НВЗ южной окраины полигона RISE), в других - НВЗ представлена узкой вулканической грядой, высотой в несколько десятков метров и обрамляющими ее понижениями. В третьих случаях НВЗ занимает часть относительно ровного днища грабена с большим числом отдельно стоящих холмов, сложенных пиллоу-лавами, лавовыми озерами.
Колебание отметок рельефа составляют здесь самые первые десятки метров на протяжении почти 6 км. Поэтому оказывается выдержанным и уровень проявления гидротермальной деятельности, приуроченный к полям самых молодых излияний НВЗ - глубина дна примерно 2 590 м.
В стороны от неовулканической зоны базальтовые лавы продолжают оставаться почти не измененными, с характерной стекловатой поверхностью, но в этой полосе (шириной 100-2 500 м) рельефа резко повышается трещиноватость (зона трещиноватости) (рис. 6.5, б). Количество трещин на 1 км достигает максимума на расстоянии 0,5-2 км от оси и затем снова начинает падать. Небольшие трещины (длиной от 10 м до 2 км, шириной 1-3 м) простираются параллельно основному северо-восточному направлению хребта. Интенсивность трещиноватости может контролировать интенсивность и температуру на выходе гидротерм. Действительно черные курильщики, как правило, окружены зоной повышенной трещиноватости, тогда как сами располагаются на относительно сла-борастресканной площади неовулканической зоны шириной менее 100 м. Поле повышенной трещиноватости, окружающее черные курильщики, находится в узлах пересечения более крупных тектонических разломов.
Гидротермальные источники и связанные с ними сульфидные проявления на 21°с.ш. ВТП являются одной из самых изученных гидротермальных систем Тихого океана (область исследований RISE). Здесь были обнаружены черные и белые курильщики на отрезке длиной около 7 км и шириной 100 м [147]. Еще один источник был расположен обособленно, примерно в 6 км к юго - юго-западу
от полигона RISE. Все обнаруженные гидротермы располагались в пределах неовулканической зоны, причем в районе самых молодых излияний (см. рис. 6.5). В пределах гидротермальной области RISE выявлено три гидротермальные системы, каждая из которых охватывает полосу от 200 до 500 м. Гидротермальные системы состоят из трехпяти гидротермальных полей, включающих многочисленные действующие гидротермальные выходы, в том числе высокотемпературные черные курильщики (до шести и более в каждом поле) [372]. Скорости излияния флюидов в черных курильщиках составляли 1-5 м/с. Кроме выходов черных курильщиков, широко отмечались низкотемпературные (10-20° С) гидротермальные источники, а также гидротермальные потоки цвета разбавленного молока (белые курильщики с Т= 100-350° С) истекающие со скоростью несколько сантиметров в секунду из многочисленных жерл. Белую окраску водам придают барит и гипс.
Обнаруженные сульфидные постройки представляли собой трубообразные сооружения высотой 3-10 м и до 5 м в диаметре. Вертикальные рудные сооружения построены на выходах подушечных лав, слегка покрытых пылевидными осадками. Рудные сооружения изменяются по цвету: преобладающая окраска коричневая, красная желтая, иногда белая и черная. Сооружения имеют пористую структуру, состоящую из лабиринта малых каналов и трубочек, разделенных тонкими стенками. Основание сооружений состоит из аморфного кремнезема и сульфидов. На вершинах этих сооружений присутствуют жерла и трубки, через которые поступали на морское дно металлоносные растворы [254]. Стенки трубок сложены сменяющимися полосками пирита, водного аморфного кремнезема, водного гидроокисла железа, сфалерита и вюртцита. Некоторые трубки содержат полоски цинк содержащих фаз без пирита. Другие -только полоски пирита и марказита, перемежающиеся с аморфным кремнеземом. Внешние стенки трубок также состоят из кристаллического пирита, переслаивающегося с полосками аморфного кремнезема и гидроокислов железа. Сульфаты присутствуют в небольших количествах и представлены водными соединениями с медью, железом и цинком. К поздней минеральной фазе относится барит, в виде включений в гетит и марказит. Среди оки-слов железа наиболее распространены порошкообразные и рыхлые гетит и лимонит. Гидратированный и сильно окисленный материал (“железная шляпа”), по-видимому, является продуктом низкотемпературного изменения сульфидов.
Одни руды обогащены цинком (до 23-28%) другие - железом (19,9-42,7%) или медью (2,2-6,0%). Характерно отсутствие даже в малых количествах марганца. Кроме Zn, Fe, Си, Si присутствуют другие элементы, такие как Со; Pb, Ag, Pt, Au, Cd. Концентрации золота в различных фазах варьируют от 0,1 до 1,4 вес.% [147].
200
6.2.2. Южный сегмент хребта Эксплорер
Южный сегмент хребта Эксплорер, раздвигающийся со скоростью 6 см/год, простирается на 60 км к северу от трансформного разлома Сованко
(рис. 6.6). Осевая зона хребта сложена четырьмя
отчетливыми вулканическими центрами. Ширина
гребня варьирует от 8 км вблизи северной части сегмента (в области проявления гидротермальной активности) до 4,5 км в южной части сегмента; относительная высота гребня не превышает 600 м. Наиболее мелкие участки гребня хребта имеют глубину близкую к 1720 м, и находятся вблизи 49°47'с.ш. и 130°15’ з.д., где осевая зона самая широкая. Осевой грабен (или депрессия) отмечается
по всей длине сегмента.
122’
130'
120"
52'
4В‘
ТР Сан Андреас
130'
126“
Тихоокеанская плита
Северо-Американская плита
ч +0
Хр. Северный -к.. Горда
Хр. Южный Горда
/ТР Мендосино
Трог Эсканоба
ТР Королевы Шарлотты Q
Хр. Северный Эксплорера' Хр. Южный / nr,,™ Эксплорер"”*4/ ПЛИТа
Эксплорер
Кобб
гора Плита Осевая
Хуан де Фука
Банка
Клефт
44'
40“ -
Рис. 6. 6. Сегментация хребта Хуан де Фука, по [262]
Результаты Си Марк 1 и глубоководной фотографии свидетельствуют о том, что гребень хребта Эксплорер сложен главным образом потоками подушечных лав, с очень небольшим (< 1 см) налетом осадков. Наибольшее количество сбросов и трещин приурочено к осевой депрессии (грабену), и рельеф в пределах вершинной депрессии обычно сформи
рован серией сбросовых террас, а не сбросовыми уступами [308]. Большинство сульфидных отложений вдоль южного сегмента хребта Эксплорер располагается у северной границы восточной стенки на глубине около 1850 м.
В целом в этом регионе было обнаружено с по-
мощью подводных исследований около 60 отдел ь-
ных сульфидных залежей. Отложения горы Магик маркируются активными выходами курильщиков (Т до 310° С), расположенных на сульфидном холме площадью 250x250 м, высотой 25 м. На этом участке масса гидротермальных сульфидных руд оценивается близкой к 4 млн. тонн. Курильщик представляет собой смесь частиц сульфидов и ангидритов. Непрерывные видеосъемки показали, что здесь
имеются
-52°
122“ з.д.
две крупные области сульфидно-сульфатного накопления. Самое крупное неактивное сульфидное образование, холм Парезеу, располагается непосредственно к западу от отложений горы Магик и его диаметр около 200 м. Сульфидные холмы здесь находятся главным образом в основании сбросовых уступов, которые характерны для восточной стенки. Некоторые более мелкие сульфидные холмы располагаются на небольших террасах вдоль сбросовых уступов в нескольких десятках метров выше главных сульфидных масс. Масса сульфидных отложений холма Парезеу не была определена, но, по предварительным оценкам, основанным на видеосъемке, содержание сульфидов достигает здесь 1 млн т. Анализ сульфидных образцов из различных гидротермальных холмов показывает, что сульфиды имеют высокое содержание основных металлов и представлены преимущественно халькопиритом, марказитом, сфалеритом и вюртцитом. Содержание золота в этих образцах выше, чем где-либо еще из пока известных гидротермальных отложений рифтовых зон СОХ, за исключением отложений осевых подводных вулканов [308].
6.2.3. Хребет Хуан де Фука
Хребет Хуан де Фука имеет длину около 525 км и полную скорость спрединга 6 см/год. С севера и с юга он ограничен двумя крупными трансформными разломами Сованко и Бланко соответственно. На участке между трансформными разломами хребет состоит из шести морфологически различных сегментов, отделенных друг от друга нетрансформными смещениями и перекрытиями осей спрединга
201
(ПЦС). С севера на юг это сегменты: Западная Долина, Эндевер, Кобб, гора Осевая, Ванко и Клефт (см. рис. 6.6). Отмечается тенденция удлинения сегментов к северу [157]. Разнообразие морфологического строения сегментов может быть связано со сложной геодинамической эвблюцией хребта за последние несколько миллионов лет, обусловленной приближением хребта к зоне субдукции и изменениями в относительном движении плит в этом районе.
Состав и минералогия сульфидных отложений на хребта Хуан де Фука сходны с подобными образованиями из рифтовыой зоны ВТП на 21° с.ш. На обоих хребтах эти образования обогащены Zn, РЬ, Ag, Au, Cd, Со, Hg, Мо (табл. 6.3).
Сегмент Эндевер
Осевое поднятие сегмента Эндевер длиной около 90 км имеет среднюю высоту 200-300 м и ширину 5 км. Оно характеризуется непрерывной осевой вершинной депрессией (грабеном), шириной < 1 км и глубиной 50-100 м. Самые малые отметки глубин вдоль осевой зоны хребта Эндевер близки к 2100 м, а самые глубокие варьируют от 2200 до 2500 м вдоль простирания. С севера и с юга сегмент ограничен зонами ПЦС, по мере приближения к которым осевой грабен искривляется и становится на 300 м глубже окружающего дна (рис. 6.7). Максимальный перепад глубин между дном грабена и внутрисегментным осевым поднятиям достигает 900 м. Это поднятие является местом локализации крупнейших на хребте Хуан де Фука гидротермальных полей [157].
Концентрация сбросов и трещин внутри осевой зоны обычно приурочена к топографически изрезанной вершинной депрессии, подобно южному сегменту хребта Эксплорер. Поверхность дна как внутри депрессии, так и на гребневых флангах сложена потоками подушечных лав. Зона проявления современного вулканизма приурочена к очень узкой части вершинной депрессии [312, 313]. Эти наблюдения привели к заключению, что осевая вулканическая область формировалась в течение периода высокого магмоснабжения, приведшего к серии излияний (из одного или нескольких подводящих каналов), которые перекрыли внешние стенки осевой депрессии [313]. Этот период сменился периодом с пониженным магмоснабжением и истощенностью магматической камеры, поствулканической гидротермальной деятельностью и переходом в тектоническую фазу растяжения и аккумуляции расплава.
Интенсивная гидротермальная деятельность вдоль хребта Эндевер была отмечена на двух главных гидротермальных полях (Эндевер и Хай-Райс), расположенных на 47° 57' с.ш.,126° 06,55' з.д. и на 47° 58' с.ш., 129° 06,00' з.д. соответственно и приуроченных к крупным сбросам вдоль западной стенки осевой депрессии (см. рис. 6.7) [531; 459]. Каждое сульфидное гидротермальное поле содер-
128°30'з.д.
129°07' 129°Об' з.д.
Рис. 6.7. Гидротермальные образования па хребте Эндевер. Батиметрическая карта, по [313]; на врезке: расположение гидротермальных полей Эндевер и Хай-Райс, по [459]
жит отдельные группы гидротермальных выходов, с температурами выходящего флюида, изменяющимися в широком диапазоне до 356° С, и сульфидные холмы [512].
Наиболее крупное гидротермальное сульфидное поле Хай-Райс имеет размеры 350x150 м (рис. 6.8, а). Оно вытянуто вдоль оси рифтовой зоны и приурочено к сбросовым уступам небольшого осевого горста [459]. В пределах этого поля обнаружено десять крупных (1 000-10 000 м3) активных сульфидных площадей и несколько более мелких менее активных гидротермальных мест с отмершими сульфидными трубами. Так же как и в других гидротермальных сульфидных полях (поле Эксплорер, поле Эндевер) интенсивная гидротермальная деятельность поля Хай-Райс связана с активными тектоническими движениями. Отдельные сульфидные сооружения (холмы) имеют ширину
202
Таблица 6.3. Средний химический состав сульфидных руд из рифтовых зон СОХ, по [39] с дополнениями
Район СОХ V ¥ спредэ см/год % г/т
Fe Си Zn Ва РЬ Мп Со Ni As Ag Cd Au
САХ: 26° с.ш. 2,4 30,2 2,01 1,39 0,09 460 0,03 103,8 38,0 67 48,6 52 1,00
САХ: 24,5° с.ш. 2,5 17,6 16,3 4,06 0,05 260 — 15,9 45,0 62 42,7 — 12,88
ВТП: 13° с.ш. 12,0 24,6 1,89 4,63 - 300 0,01 62,1 56,5 480 121,3 122 —
ВТП: 21° с.ш. 6,0 23,1 0,61 5,93 0,07 1160 0,03 44,0 2,7 431 172,6 493 0,18
ВТП: 21° ю.ш. 17,0 28,7 1,30 2,80 - 230 0,02 — 22,1 — 138,8 318 —
Хр. Хуан-де-Фука: 46° с.ш. 6,0 5,0 0,61 12,84 1,37 2150 0,04 10,5 25,8 711 165,2 550 4,42
Хр. Хуан-де-Фука:44° с.ш. 6,0 24,7 0,06 11,48 0,03 1920 0,12 5,4 — 421 63,1 134 0,13
Хр. Эксплорер 6,0 21,9 4,83 1,65 1,64 280 - — — 241 36,8 70 0,55
Хр. Г орда 6,0 36,8 1,09 1,57 0,20 9120 0,005 — — 4466 85,9 55 1,40
Галапагосский хребет 5,5 30,4 4,94 1,17 0,01 230 0,02 94,8 25,4 124 37,5 32 0,20
Калифорнийский залив 5,5 35,6 0,55 1,19 0,17 710 0,16 67,0 29,7 476 15,1 115 0,07
Рис. 6.8. Распределение сульфидных сооружений в пределах гидротермального поля Хай-Райс (а), по [459] и реконструкция отдельных сульфидных сооружений в пределах площади "Волшебный замок" на основании подводных наблюдений (б), по [512]
7 - базальты; 2 - базальтовые пиллары; 3 - осыпи; 4 -активные сульфидные сооружения (а) и обособленные черные курильщики (б); 5 - разломы и сбросы
до 30 м и высоту 10-15 м (рис. 6.8, б). Они располагаются на разных уровнях в нижних частях сбросовых уступов. Самые большие холмы отмечаются вблизи основания уступов и простираются на несколько десятков метров. Отдельные сооружения отмечаются непосредственно на дне депрессии. Нижние части сульфидных сооружений представляют собой почти вертикальный ствол, на вершине которого располагаются несколько активных гидротермальных выходов (трубок высотой 2-3 м и 3-10 см в диаметре) и неактивных шпилей (рис. 6.8, б).
В пределах гидротермального поля Хай-Райс установлено несколько сульфидных сооружений и связанных с ними месторождений глубоководных полиметаллических сульфидов (рис. 6.8,а): “Три сестры”, “Годзилла”, “Волшебный замок”, “Вент-нор”, “Балтика”, “Голубая луна”, “Рыцарь” и др. Гидротермальное сооружение “Годзилла” - наиболее крупное. Сульфидная постройка возвышается на 55 м выше дна долины. Она располагается на сбросовом уступе высотой 10 м и поднимается на 45 м от основания ствола диаметром 12 м к вершине, увенчанной темными гидротермальными излияниями высокотемпературных (330° С) черных курильщиков. Поэтому трудно сказать, сколько трубообразных выходов черных курильщиков располагается на вершине этого сооружения. Это самое высокое отдельное гидротермальное сооружение в этом районе [459].
Оценки массы сульфидных залежей очень приблизительны и составляют 1-2 млн т. Действительная толщина сульфидных отложений в окрестности каждого холма составляет несколько метров. В сульфидах крупных гидротермальных сооружений преобладают пирит, сфалерит, халькопирит и марказит.
Сегмент горы Осевой
Этот сегмент, длиной 110 км, расположен в центральной части хребта Хуан де Фука и представляет собой обширный щитовой вулкан, сформированный, по всей видимости, в результате воздействия горячей точки Кобб. Кальдера Осевого вулкана площадью до 21 км2 расположена на глубинах 1560-1600 м (дно кальдеры) и 1410-1490 м (вершина кальдеры) [275, 60, 274]. Кальдера нарушена эруптивными трещинами, развитыми в местах пересечения осевого рифта со стенками кальдеры. Эруптивные трещины на дне кальдеры состоят из серии перекрывающихся впадин обрушения, к которым приурочены выходы гидротерм. Осевой вулкан характеризуется высокой современной вулканической и гидротермальной активностью. Кремнистые сульфат-сульфидные отложения, частично погребенные современными щитовыми потоками, приурочены к более древним эруптивным трещинам. В пределах кальдеры Осевого вулкана обнаружены и детально исследованы два гидротермальных сульфидных поля: КАСМ (CASM -Canadian American Seamount Expedition) и более крупное (площадью 200 х 1200 м) гидротермальное поле АШЕС (ASHES - Axial Seamount Hydrothermal Expeditions) [274].
Гидротермальное поле АШЕС располагается в юго-западной части кальдеры. Наиболее активные высокотемпературные (250-330° С) выходы черных и серых курильщиков локализованы на участке 80 х 80 м. Однако низкотемпературное диффузное просачивание гидротерм обнаруживается на гораздо большей площади. Сооружения с активными выходами гидротерм, как правило, имеют вид мас-
204
сивных сульфидных труб неправильной формы с диаметром у основания около 2 м , высотой 4-5 м и весом до 160 кг. Активные выходы гидротерм обычно располагаются на вершинах хрупких шпилеобразных образований, имеющих выпуклую или удлиненную форму. Почти все сульфидные сооружения этого гидротермального поля располагаются непосредственно на поверхности свежих лавовых потоков, а не на отдельных сульфидных холмах. Возможно последние погребены под молодыми излияниями лав.
Гидротермальное сульфидное поле КАСМ характеризуется низкотемпературными (до 35° С) выходами гидротерм, приуроченными к системам трещин прорезающих северную стенку кальдеры. Как и на гидротермальном поле АШЕС, сульфидные образования здесь не имеют базальных холмов, а поднимаются непосредственно с поверхности свежеизлившихся щитовых лавовых потоков.
Сульфидные образования этих гидротермальных полей богаты Zn и обеднены Си, в них также отмечаются очень высокие концентрации Ra, Au и Ag (см. табл. 6.3). Постройки сложены сфалеритом, вюртцитом и аморфным кремнием, осажденными на внутренних частях внешних стенок, состоящих из марказита и барита. Особенностью состава сульфидных отложений горы Осевой является большое содержание золота, сопоставимое лишь с сульфидами южного сегмента хребта Эксплорер [275].
Сегмент Клефт
Два крупных гидротермальных мегаплюма и сопутствующие гидротермальные поля были обнаружены в середине 80-х годов в северной части сегмента между 44° 53' с.ш. и 45° 03' с.ш. (рис. 6.9, а). По всей видимости, южный плюм (с центром на 44° 48' с.ш.) был связан с вулканическим излиянием щитовых лавовых потоков (быстрое извержение) случившимся в этом районе между 1983-1987 годами. Тогда молодые потоки толщиной до 5 м покрыли площадь около 3,5 км2. А северный плюм (с центром на 45°15'с.ш.) ассоциировался с внедрением даек и образованием холмов подушечных лав (медленное извержение), произошедшим примерно в то же время или чуть позже [237].
В отличие от осевых депрессий хребта Эндевер и хребта Эксплорер дно осевой депрессии на этом сегменте покрыто преимущественно щитовыми и лопастевидными лавовыми потоками. Осадочный покров, как правило, отсутствует, что предполагает относительную молодость и свежесть излияний. Непрерывный осевой грабен шириной 30-100 м и относительной глубиной 25-30 м присутствует почти вдоль всего сегмента и является местом основных проявлений сульфидных гидротермальных образований. Крупные (десятки метров в диаметре) и небольшие по глубине (порядка метра).структуры обрушения осевого грабена указывают на обширные области приповерхностных пустот, которые образуются вследствие излияния лавы из центральных эруптивных трещин.
Документированные гидротермальные выходы в пределах южного гидротермального поля распола
Самый южный сегмент хребта Хуан де Фука - сегмент Клефт простирается на расстояние 75 км и ограничивается с юга трансформным разломом Бланко на 44° 27’ с.ш , а с севера - зоной перекрытия осей спрединга (со смещением осей на 18 км) с сегментом Банке, чуть севернее 45°10'с.ш. (см. рис. 6.6). Удлиненная вершинная осевая депрессия, хорошо выраженная на всем протяжении сегмента, имеет почти постоянную ширину около 2-3 км. Депрессия ограничена крутыми сбросовыми уступами высотой 150-200 м. Ширина осевого поднятия достигает 6 км, а его высота 200 м. Дно осевой депрессии имеет практически постоянную глубину 2 230 м; в ее самой мелкой точке (44°38' - 44°4Гс.ш.) отмечается южное сульфидное гидротермальное поле [308].
6 130°15'з.д.
130*10'
Рис. 6.9. Расположение гидротермальных сульфидных полей в осевой долине сегмента Клефт (а) и геологическая карта современного Северного гидротермального поля Клефт, по [329] (б)
1 - высокотемпературные гидротермальные выходы, 2 - неактивные сульфидные сооружения, 3 - вулканические трещины, 4 - сбросы, 5 - щитовые лавовые потоки, 6 - контуры температурных аномалий, вызванных мегаплюмами. Гидро-термальные активные сооружения: 1 — “Фонтан”, 2 — “Монолит”, 3 - “Органная труба”
205
гаются внутри лавовой равнины, в осевом грабене. Здесь было зафиксировано по крайней мере шесть-семь гидротермальных площадей и сульфидных месторождений. Три из них имеют высокотемпературные выходы. Внутри каждой гидротермальной площади отмечаются группы небольших источников и гидротермальных холмов [329]. Гидротермальные кратеры и холмы как правило располагаются вдоль трещин в щитовых лавовых •потоках. Типичные гидротермальные холмы имеют диаметр в основании 5-7 м. На вершинах холмов располагаются высокотемпературные источники и черные курильщики.
Наиболее интенсивные гидротермальные выходы в северном гидротермальном поле сегмента Клефт приурочены к системам трещин на восточной границе внутреннего грабена (рис. 6.9,6). Здесь встречаются высокотемпературные (Г < 330 °C), низкотемпературные (Т < 60 °C) выходы и уже неактивные сульфидные сооружения. Среди активных высокотемпературных сульфидных сооружений наиболее крупными являются: “Органная труба” (Г =261 °C), состоящее из 10-20 активных и неактивных трубообразных гидротермальных выходов, «Монолит» (Т = 327 °C) - сооружение, имеющее диаметр в основании 5-8 м и высоту 5 м и сохранившее в течение года постоянную интенсивность высокотемпературных излияний, и “Фонтан” (Г = 312 °C) - гидротермальная постройка высотой 4 м, расположенная на куполообразном холме с диаметром в основании 5 м. В окрестности этих сооружений обнаружено несколько диффузных выходов и групп неактивных сульфидных сооружений [237]. Большинство этих сооружений имеет повышенное содержание кремния и доминирующую пиритовую минералогию, что предполагает их формирование при Т< 200 °C [329].
Неактивные сульфидные сооружения приурочены к зонам трещин и сбросовых уступов вдоль северной и восточной границы молодых лавовых потоков (см. рис. 6.9,6). По всей видимости, активная гидротермальная деятельность на этих образованиях предшествовала последнему эпизоду излияния щитовых лавовых потоков. Об этом свидетельствуют следующие наблюдения [329]: 1) эти сооружения не обнаружены на молодых лавовых потоках; 2) они сконцентрированы на краях щитовых потоков и перекрываются ими; 3) они гидро-тремально неактивны, сильно тектонизированы и выветрены; 4) они покрыты тонкими отложениями окислов марганца.
По своему составу в гидротермальных полях сегмента Клефт можно выделить четыре типа сульфидных сооружений [329].
Тип 1: высокотемпературные образования, обогащенные Си. Цилиндрические гидротермальные образования сульфидного сооружения “Монолит” с фокусированными излияниями высокотемпературных флюидов являются примером этого типа. В поперечном сечении стенки этих гидротермальных образований, толщиной, от 2 до 6 см состоят из
внутренней стенки, сложенной массивным халькопиритом и борнитом, средней стенки, состоящей из сфалерита, вюртцита, халькопирита, пирита и ангидрита и относительно тонкой внешней стенки, сложенной марказитом, пиритом и сфалеритом Ангидрит фиксирует границу между внутренней и средней стенками, где он обычно замещен халькопиритом и другими сульфидами.
Тип 2: куполообразные сульфидные холмы или трубы из сооружений “Монолит” и “Фонтан” с диффузным излиянием высокотемпературных флюидов. Образцы этого типа содержат большое количество ангидрита (88,8%) и совсем немного сульфидных минералов (7,2% пирита, 2,6% халькопирита и 1,3% сфалерита).
Тип 3: типичные трубы из сульфидного сооружения “Органная труба”. Они характеризуются толстыми стенкам и сросшимися структурами. В составе преобладают сульфиды цинка (сфалерит) и меньшее количество пирита и марказита. Сооружения этого типа покрыты красно-коричневым налетом гидроокислов железа.
Тип 4: сульфидные сооружения этого типа представляют собой неактивные более древние образования. В их составе преобладает пирит и марказит, в меньших количествах наблюдается сфалерит, вюртцит.
Объем сульфидов в гидротермальных образованиях сегмента Клефт невелик по сравнению с отложениями хребтов Эндевер и Эксплорер. Отдельные постройки содержат около 500 т сульфидов, а группа гидротермальных построек может содержать 9-27 тыс. т глубоководных полиметаллических судьфидов. Было отмечено, что сульфиды существенно обогащены цинком, а халькопирит и другие медные минералы обнаруживаются в небольших количествах [328, 329].
6.3. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ НА УЧАСТКЕ ВТП С БЫСТРОЙ СКОРОСТЬЮ СПРЕДИНГА
На площади детально изученного полигона в районе 13°с.ш. ВТП, на отрезке от 12°4Г до 12°52' с.ш. с помощью глубинной фотосъемки и подводных обитаемых аппаратов (ПОА) “Сиана” и “Наутил” было выявлено около 150 гидротермальных сульфидных образований в четырех различных геотектонических областях: 1) активные гидротермальные выходы, приуроченные к лавовым озерам, в центральных частях осевого грабена; 2) неактивные и тектонизированные образования на вершине стенок осевого грабена; 3) активные выходы и сульфидные холмы на краевых поднятиях; 4) крупные неактивные сульфидные холмы на внеосевых подводных горах (рис. 6.10) [286, 249].
Наибольшее количество активных и неактивных глубоководных сульфидных образований (более
206
103° 57'з.д.
Рис. 6.10. Распределение гидротермальных сульфидных образований в осевой зоне быстро раздвигающихся хребтов, по [249]
а. Схематическая карта сегмента рифтовой зоны ВТП вблизи 13° с.ш.; б. Детальная геологическая карта осевого грабена в районе гидротермального поля Чейн
1 - лавовые озера; 2 - лопастеобразные лавовые потоки; 3 - осыпи; 4 ~ подушечные лавы; 5 - стенки осевого грабена; 6 - вдольосевые трещины; 7 - активные гидротермальные выходы; 8 - неактивные гидротермальные выходы; 9 - сульфидные образования вдоль стенок грабена
130) приурочено к центральным частям осевого грабена шириной 200-500 м и глубиной 20-50 м, протягивающегося на расстояние 35 км вдоль оси спрединга. Средняя глубина дна грабена 2630 м. Выровненное дно сложено лавовыми озерами, ло-пастеообразными потоками, подушечными лавами и нагромождениями базальтовых осыпей у подножия сбросовых уступов. Сульфидные поля в пределах осевого грабена локализованы на площадях диаметром около 50 м и разбросаны через сотни метров - первые километры вдоль всей длины сег
мента. Одно поле включает обычно от трех до десяти трубообразных сульфидных сооружений высотой до 25 м и диаметром менее 3 м, поднимающихся непосредственно из свежеизлившихся лав [249]. Меньшее количество неактивных сульфидных сооружений обнаружено вблизи сбросовых уступов грабена. Всего три сульфидных образования открыто во внеосевых областях. Они приурочены к вулканическим структурам на флангах хребта. Эти сооружения сформированы за последние 100 лет и сложены преимущественно сульфидами Fe, Си и Zn.
207
В пределах осевого грабена большинство активных гидротермальных полей включают выходы как белых, так и темноцветных флюидов. Скорость излияния гидротермальных флюидов изменяется здесь в широких пределах. Так, например, скорость, с которой темноцветные флюиды изливаются из кратеров, оцененная по данным телевизионного слежения, изменялась от 0,5 до 2 м/с. Согласно этим оценкам и непосредственным измерениям, выполненным в активных кратерах (диаметр выхода 3 см), объем изливающегося потока изменяется от 3,5 до 14 л/с [286].
Наиболее детальные исследования в пределах изученной области на 12°-13°с.ш. были проведены в ее северной части, вблизи 12°50' с.ш., и в средней части, вблизи 12°47' с.ш. (см. рис. 6.10). Два высокотемпературных гидротермальных поля, расположенных в 7 км друг от друга в центральном грабене, могут быть рассмотрены как наиболее типичные примеры. Более северное из них -гидротермальное поле Чейн (рис.6. 10, б) было исследовано в течение нескольких погружений ПОА “Сиана”, при которых наблюдался рост сульфидных кратеров. Это поле располагается на глубинах 2635-2637 м на поверхности лопастеобразного лавового потока. С востока оно ограничивается структурами, подобными лавовым озерам, а с запада - уступом, представляющим собой восточную стенку крупной трещины, параллельной простиранию грабена и прорезающей лавовое озеро. Ширина трещины изменяется от нескольких до 15 м, а максимальная глубина достигает Юм непосредственно в окрестности гидротермального поля. Восточная стенка трещины покрыта сульфидными отложениями. Верхняя часть стенки (на 3-4 м ниже вершины трещины) состоит из лопастеобразных потоков, частично заполненных охристыми, цвета ржавчины, гидротермальными продуктами. Многочисленные обломки базальтового материала, смешанного с сульфидами, наблюдались непосредственно в окрестности гидротермального поля. Это гидротермальное поле диаметром не более 20 м состоит из высоких (7-8 м высоты) сооружений с небольшими активными кратерами на вершинах [286]. Из двух кратеров изливаются черные флюиды (черные курильщики), в то время как другие характеризуются излиянием белых флюидов (белые курильщики). У подножия высоких сооружений также наблюдались три небольших (< 1 м высотой) активных черных курильщика. Измерения температуры, сделанные во время разных погружений в этих небольших курильщиках, показали значения: 232, 270, 314 и 319 °C.
Во время погружений было визуально исследовано активное сульфидное сооружение, имеющее форму цилиндрической трубы, высотой около 40 см, толщиной 7 см и максимальным диаметром 10 см. Наблюдения, проведенные здесь же через 5 дней, обнаружили значительное изменение этого сооружения, а именно, его наращивание со скоростью 5-10см/день. Хотя эта скорость не может
208
быть принята для всех гидротермальных излияний, она все же дает возможность оценить время формирования гидротермального сооружения. Было подсчитано, что сульфидное сооружение цилиндрической формы (со средней плотностью 2,9 г/см3) увеличивает свою массу на 1,6 кг/день. Пробы флюидов, истекающих из этого растущего кратера, показали, что ионы металлов, растворенные в горячих потоках (главным образом Fe, Мп и Zn), составляют около 0,10-0,13 г/л. Тогда полная масса металлов, выносимых из одного кратера, составит 86-112 кг/день (при допущении средней скорости излияния потока около 10л/день [286]. Таким образом, большая часть изливающихся гидротермальных продуктов (98%) рассеивается и выпадает в осадок где-то вдали от источника; только небольшая, часть осаждается непосредственно in situ и способствует формированию кратеров.
Крупное сульфидное сооружение (высотой 6 м, диаметром основания до 3 м и весом до 40 т) образуется сращиванием нескольких кратеров и формируется менее чем за 100 лет [286]. Такой молодой возраст сульфидных сооружений также согласуется с недавними датировками (<70 лет), сделанными с помощью изотопных методов (09РЬ/210РЬ) на гидротермальных обложениях, отобранных на 12 50' с.ш. ВТП. На 21 с.ш. ВТП также предполагалась большая скорость роста сульфидных сооружений, однако количественных измерений там не было сделано. По-видимому, все сульфиды, обнаруженные в центральном грабене и его окрестностях., были сформированы довольно быстро, возможно, в течение нескольких десятилетий [286, 287].
Образцы пород, взятые из окрестности черных курильщиков как правило показывают концентрическую зональность (от центра к краям) халькопирита, халькопирит-пиритовой ассоциации, пирит-ангидрита. В то время, как внутренняя часть сульфидного сооружения покрыта массивным халькопиритом, внешняя часть более рыхлая и гетерогенная по составу. Ангидрит, как правило, представляет собой обычную компоненту, формирующую внешний слой кратеров. Следы сфалерита были обнаружены как включения в халькопирит. Такая зональность является следствием ее температурной зависимости. Сульфиды меди растворяются при очень высоких температурах флюида (>280°-350 °C), тогда как цинк может переноситься как высоко-,так и низкотемпературными флюидами. Таким образом, зональность может быть следствием замещения ранее сформированных низкотемпературных сульфидов цинка высокотемпературными сульфидами меди [479].
Другое, более южное, гидротермальное поле, состоящее из небольших каньонов и многочисленных изолированных сульфидных пиков, располагается на глубине 2629-2630 м, вблизи -12 47'с.ш. (см. рис. 6.10, а). Так как ландшафт этого поля напоминает ландшафт, наблюдаемый в каньоне Брис в штате Юта (США), оно было названо “полем
каньона Брис” [286]. Это гидротермальное поле располагается на поверхности лавового озера, сложенного лопастеобразными потоками и ограниченного линейными трещинами. Крупные, как активные, так и неактивные сульфидные сооружения (достигающие в высоту 13-15 м) возвышаются над более мелкими сооружениями. Обрушенные блоки сульфидов и пластины лопастеобразных потоков покрыты темноцветным налетом. Один активный кратер высотой менее 2 м, был обнаружен у подножия высокого сульфидного сооружения. Этот активный кратер слегка изогнут и имеет три выхода. Только из одного выхода изливаются темные флюиды. Другие два выхода оказались уже частично заилеными. Кратеры имеют диаметр 3 см, а температура изливающихся флюидов, измеренная в устье выхода, достигает 329° С. В 5 м ниже по склону, на юго-западной стороне первоначального кратера, располагается другое сульфидное сооружение высотой 2-7 м, имеющее по крайней мере три кратера. Температура выхода флюидов здесь достигала 327° С. Образцы пород из этого сооружения состоят главным образом из обогащенного медью сульфидного материала и сравнимы с образцами, обнаруженными в гидротермальном поле Чейн. Сульфидные сооружения имеют здесь зональную структуру: внутренняя стенка сложена грубыми зернами халькопирита (толщиной 5-5,1 мм), окруженными сероцветным слоем ан-гидрит-пирит-хлоритовой ассоциации. Внешняя стенка состоит из ангидрит-пирита и смешанного железо-кремнистого материала. Происхождение этих гидратированных силикатов, возможно, обусловлено либо взаимодействием сульфидов с морской водой, либо низкотемпературным осаждением из гидротермальных флюидов.
Структурное положение и наблюдаемый парагенезис минералов гидротермальных сульфидных сооружений на быстро раздвигающихся хребтах позволил рассмотреть последовательные стадии развития этих сооружений и формирования сульфидных месторождений (табл. 6.4) [287]. Первая стадия включает низкотемпературные (<30° С) гидротермальные излияния через трещины в породах фундамента, сопровождаемые осаждением сульфидов Fe. Вторая стадия характеризуется интенсивной высокотемпературной (>300° С) гидротермальной активностью с локализованными, хорошо выраженными индивидуальными выходами черноцветных флюидов. На следующей стадии гидротермальная активность понижается; диффузные среднетемпературные (<200° С) и низкотемпературные (< 100° С) флюиды заполняют пустоты и формируют отложения, обогащенные сульфидами Fe и Zn. В дальнейшем, по мере удаления от оси в процессе спрединга сульфидные образования будут частично разрушены благодаря сбросооб-разованию.
Особенностью этого района ВТП является то обстоятельство, что в окрестности рифтовой зоны (на удалении первых километров от оси) распола
гаются несколько внеосевых подводных вулканов, на которых также обнаружены массивные сульфидные отложения (см. рис. 6.10, а). В отличие от сульфидов осевой зоны, сульфиды из внеосевых вулканов имеют более высокое содержание силикатных фаз, в них отсутствует ангидрит и отмечается очень незначительное количество сульфидов Zn [287].
6.4. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ НА УЧАСТКЕ ВТП С ОЧЕНЬ БЫСТРОЙ СКОРОСТЬЮ СПРЕДИНГА
Участок ВТП с ультрабыстрой скоростью спрединга (V-8-12-16 см/год) расположен к югу от Галапагосского тройного соединения до тройного соединения Хуан Фернандес. В последние годы было получено много новой геолого-геофизической информации по результатам детальных исследований, особенно в южной части этого участка [381,391, 30, 68]. В строении линейно-вытянутой рифтовой зоны, нарушенной местами перекрытиями осей спрединга и девелами, четко фиксируется осевое поднятие с хорошо выраженными осевым грабеном. Глубина дна осевой зоны линейно увеличивается к югу от 2600 до 2900 м, по мере приближения к зоне тройного соединения Хуан Фернандес.
На четырех участках на юге ВТП (17°26', 18°ЗГ, 20°08', 21 °26'ю.ш.) изученных с помощью подводного обитаемого аппарата “Сиана”, обнаруженная гидротермальная деятельность имеет различные формы проявления [455]. Первая форма наблюдается на 20° ю.ш., а также на 17° 30' ю.ш. - в местах с современной вулканической активностью. Здесь гидротермы выходят из трещин в лопастеобразных и пластовых лавовых потоках. Отмечается повышение температуры донных вод на 0,3° С. Один черный курильщик наблюдался вблизи пил-лара дренажного осевого лавового озера. Температура воды вблизи курильщика была повышена на 0,45 ° С. Анализ образца, отобранного из этого выхода, позволил выявить в его составе как высоко-, так и низкотемпературные отложения. Высокотемпературный парагенез представлен ангидритом, вюртцитом, халькопиритом и кубанитом. Неожиданным здесь было очень высокое содержание гексагонального пирротина (до 50%). При более низких температурах кремнезем замещает ангидрит, а сульфиды железа замещают пирротин.
Вторая форма гидротермальной активности лучше всего проявлена на 21 ° 30' ю.ш. Здесь на дне глубокого (до 50 м) грабена было обнаружено более дюжины активных сульфидных, выходов, включающих в том числе и “черные курильщики”. Сульфидные сооружения (до 15 м в диаметре и до 10 м высотой) сложены различным материалом с концентрической зональностью: халькопирит из внутренней зоны сменяется вюртцитом в промежу-
209
Таблица 6.4. Стадии развития гидротермальных сульфидных образований в рифтовых зонах быстро раздвигающихся хребтов (на примере ВТП 12°50' с.ш.), по [287]
Стадия Геологическая схема Характеристика
1 Активные низкотемпературные диффузные гидротермальные выходы через трещины в лопастевидных лавовых потоках. Низкотемпературная фаза осаждения сульфидов Fe
2 W 1 v V/ )j 4 \ у *10 м Излияние высокотемпературных (320-350°С) флюидов через локализованные выходы в постройках, сложенных преимущественно сульфидами Си и ангидритом (1). Срастание отдельных трубообразных выходов формирует холмы и более крупные сооружения, через которые просачиваются гидротермальные флюиды (2), осаждая низкотемпературные (<200°С) сульфиды Zn (3) и сульфиды Fe вокруг трубообразных выходов. Циркуляция горячих флюидов в верхней части коры приводит к осаждению сульфидов и закупориванию небольших подводящих каналов (штокверки) (5)
3 X Vij 5 j i 7 ъ// 1 NQy *10 м 4/7 JjJ Снижение интенсивности гидротермальной активности вследствие заполнения пор и трещин минеральными отложениями. Вокруг локализованных выходов формируются сульфиды Zn (2). Обширное диффузионное просачивание гидротермальных флюидов формирует зональную структуру внутри главного сульфидного сооружения. Парагенезис сульфидных руд от внутренних частей постройки к ее границам имеет следующую последовательность: сульфиды Си (5), сульфиды Zn (4) и сульфиды Fe (3)
4а Ось У 2 1 Разрушение сульфидных сооружений (1) по мере удаления от оси спрединга в зонах разломо- и сбросообразования (2). На границах осевого грабена обнажаются выходы сульфидов, связанных с измененными базальтами (4) и штокверками (3). На оси грабена может начаться новый цикл гидротермальной активности (5). Область сбросообразования может быть также местом возобновления гидротермальной активности
46 *40 м л гУичг Внеосевая гидротермальная активность связана с локально повторяющимися излияниями металлоносных флюидов. Тела линзовидной формы, сложенные металлоносными продуктами, перекрывая друг друга, формируют массивные сульфиды, значительно большие по объему, чем сульфиды из осевых зон. Эти сульфиды не отражают регулярного зонального распределения фаз. Они состоят из высокотемпературных, богатых медью минеральных фаз (1), дисперсионно рассредоточенных низкотемпературных фаз, обогащенных железом (2) и штокверков (3)
210
точной зоне и пиритом - во внешней.В других выходах наблюдался пористый материал, обедненный медью и представленный смесью марказита, коло-морфного пирита, пирита, сфалерита, вюртцита и опала. Из окрестностей других гидротермальных выходов были отобраны образцы массивных сульфидов, обогащенных медью. Эти образцы были взяты из осыпей с больших массивных сульфидных блоков на дне осевого грабена. Массивные сульфиды, представленные сульфидами железа (пиритом, коломорфным пиритом, марказитом), сцементированными халькопиритом, очень похожи на массивные сульфиды, обнаруженные на вершинах внеосевых вулканов на 13° с.ш. [286] и на 21 ° с.ш. [147], а также в офиолитовом комплексе Омана [282]. Содержание металлов в этих сульфидах сильно варьирует: Zn - 0,2-35%), Си - 0,2-20%, РЬ - около 0,05% [455].
Гидротермальная активность, выраженная на вершине топографического поднятия на 17° 30' ю.ш., связана с самыми молодыми лавовыми потоками, а на 21°30'ю.ш. она отмечалась на дне грабена в осыпях и осадках. В последнем случае многочисленные активные “черные курильщики”, подобные курильщикам на 13° с.ш., были обнаружены на участке длиной 2,5 км. Кроме одного высокотемпературного курильщика, здесь было установлено много низкотемпературных выходов с обильным скоплением живых организмов.
Третья форма гидротермальной активности выявлена на 21 ° 30' ю.ш и приурочена к осевому грабену и его стенкам. В этом случае гидротермальные отложения сформированы в результате смешивания морских вод с термальными водами, просачивающимися через осыпные отложения. Результат такого смешения отражается в понижении температуры, что приводит к формированию сульфидных отложений, сложенных преимущественно ZnS (вюртцитом и коломорфным сфалеритом). Детальная морфоструктурная схема этого рудного района, составленная И.М.Порошиной, и распределение скоплений сульфидных руд приведены на рис. 6.11. Осевое поднятие с сечением трапециевидной формы поднято на относительную высоту 250-400 м. Оно нарушено осевым грабеном шириной 700-1000 м, в пределах которого сосредоточены основные проявления полиметаллических сульфидов [68].
Четвертая разновидность гидротермальной активности представлена двумя зонами сульфидной минерализации штокверкового типа под ископаемым гидротермальным полем. Такие зоны наблюдались на 18°30’ю.ш. на сбросовом уступе и на осыпях, состоящих из массивных базальтов, подушечных лав и сульфидных фрагментов. Здесь были подняты базальтовые образцы с сульфидами (пирит, халькопирит, халькопирротин и некоторые сульфиды цинка), находящимися в трещинах, пустотах и в рассеянном виде в измененных породах [155, 391]. Некоторые породы были брекчированы. Был здесь также обнаружен один образец из струк
туры кратера, на котором прослеживалась типичная зональность с увеличением содержания сульфидов меди к центральным пустотам. Опробование этих относительно небольших образцов показало, что они содержат (в%): Fe-16,3, Zn - 41,3, Си - 5,5, S - 32,5 и SiO2- 2,0% [155].
6.5. ТЕКТОНО-МАГМАТИЧЕСКИЙ ЦИКЛ И ФОРМИРОВАНИЕ ГЛУБОКОВОДНЫХ ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИХ СУЛЬФИДОВ
Вариации в тектоническом положении, размерах и составе сульфидных отложений в рифтовых зонах СОХ с разными скоростями спрединга непосредственно связаны с зонами мантийного апвеллинга, состоянием магматической камеры и стадией ее эволюции. В соответствии с численными оценками [22, 23] (см. гл. 4) и предположениями [379, 308], лучше всего состояние камеры отражается в рельефе осевой зоны для СОХ со средней и быстрой скоростями раздвижения, т.е. в спрединговых хребтах с довольно частой сменой стадий тектоно-магматического цикла. В рамках представлений о дискретно-непрерывном спрединге мы полагаем, что на фоне непрерывного растяжения периодически происходят импульсы магматической активности, приводящие к аккреции океанической коры. Период времени между двумя последовательными этапами магматической активизации называется тектоно-магматическим циклом, или “эпизодом спрединга”. Частота тектоно-магматического цикла зависит от скорости спрединга и, как отмечалось в главе 2, варьирует от сотен лет для быстро раздвигающихся хребтов до десятков тысяч лет для медленно раздвигающихся. Тектоно-магматический цикл включает несколько стадий, каждая из которых сопровождается совокупностью характерных геологических событий. Рассмотрим эти стадии для сегмента хребта, не нарушенного крупными структурными неоднородностями с установившимся стационарным спредингом.
Стадия 1 - тектоническая. В течение этой самой длительной стадии происходит тектоническое растяжение хрупкой коры, перекрывающей кровлю осевой магматической камеры, которое приводит к формированию трещин, разломов-гьяров в пределах осевой зоны и реактивизации сбросов на границах рифтовой долины. Разрушаются сформированные ранее сульфидные сооружения. В это же время истощенная в период предыдущего излияния осевая магматическая камера, состоящая из разуплотненной корово-мантийной смеси, вновь насыщается расплавом, аккумулирующимся в ее верхней части и формирующим линзу расплава. В этот период возможно эпизодическое внедрение даек и излияние подушечных лав.
211
В рифтовых зонах медленно раздвигающихся ческая камера, фракции расплава могут аккумули-
хребтов, где отсутствует осевая коровая магмати- роваться в локальных очагах (аналогах линзы рас-
21°10'ю.ш. 114’058*
Рис. 6.11. Распределение гидротермальных сульфидных образований в южной части ВТП, по [68]
а. Морфоструктурная схема рудного района в осевой части ВТП и местоположение сульфидных руд; б. Батиметрический профиль вдоль оси ВТП
1 - вершинные гребни осевого поднятия; 2 - осевой грабен; 3 - склоны линейного осевого вулкана; 4 - депрессии в зонах перекрытия осей спрединга; 5 - уступы (преимущественно тектонические склоны горстов и грабенов) амплитудой: а - более 100 м, б - менее 100 м; 6 - слабо деформированные поверхности; 7 - скопления сульфидных руд; 8 - осевой грабен; 9 - перекрытия осей спрединга; 10 — небольшие нарушения линейности осей спрединга; 11 - приосевые вулканы центрального типа
плава) на уровне нижней коры или подкоровой мантии в районах ее апвеллинга.
Стадия 2 - магматическая. Насыщенная расплавом магматическая камера поставляет магму на поверхность дна в неовулканической зоне по каналам в ослабленной трещиноватостью хрупкой коре. В пределах осевого грабена происходят интенсивные излияния щитовых лавовых потоков; местами образуются лавовые озера. Формируются лавовые купола, вытянутые осевые вулканические поднятия и кальдеры (грабены) обрушения. Свежие лавовые потоки перекрывают разрушенные сульфидные постройки предыдущего цикла. По мере истощения линзы расплава интенсивность вулканизма уменьшается, и вторая стадия завершается.
В осевых зонах медленноспрединговых хребтов в течение этой стадии происходит формирование мощной коры над участками мантийного апвеллинга.
Стадия 3 - поствулканическая, или гидротермальная. Под воздействием морской воды свежеизлив-шиеся лавовые потоки охлаждаются и растрескиваются. В осевой зоне происходит локализация гидротермальных флюидов, циркулирующих в коре над уже истощенной, но по-прежнему горячей магматической камерой. Гидротермальные растворы взаимодействуют с дайками и силлами, остывающими в верхних горизонтах коры, и изливаются на поверхности дна в виде черных и белых курильщиков. Длительность этой стадии определяется периодом охлаждения коровых даек и силл (неглубокая циркуляция), а также временем заиливания и закупори-
вания сформированных вновь и реактивизированных трещин и разломов. Естественно, чем больше период гидротермальной активности, тем более крупные месторождения сульфидов могут сформироваться. По мере охлаждения верхних горизонтов коры и закупоривания трещин и пор, высокотемпературные локализованные струйные выходы гидротерм сменяются
212
низкотемпературным диффузионным просачиванием флюидов, и гидротермальная стадия постепенно сменяется вновь тектонической стадией, но уже следующего цикла.
В целом рассмотренная схема тектоно-вулканического цикла справедлива для СОХ с разными скоростями спрединга. Различия (и существенные) наблюдаются не в последовательности фаз цикла, а в его геодинамических следствиях, обусловленных прежде всего длительностью вулканической и тектонической фаз и частотой их повторяемости. В этом смысле СОХ со средними скоростями спрединга занимают промежуточное, двойственное положение. Так как на СОХ с медленными скоростями разрастания средняя повторяемость вулканических излияний не допускает формирования осевой магматической камеры со всеми вытекающими из этого следствиями (рельеф, структура коры, глубина и форма магматических очагов, геохимия и т.д.), то в этом случае существенно преобладает время проявления тектонической фазы. В СОХ с быстрыми скоростями, напротив, частота (периодичность) вулканической фазы достаточно высока, чтобы сформировать устойчивую осевую магматическую камеру (см. главу 4). Поэтому быстрая сменяемость тектонической и вулканической фаз приводит и к более частым (но это не значит, что к более крупным) образованиям гидротермальных сульфидных месторождений.
Однако, как показали расчеты, основные формы рельефа осевой зоны быстро раздвигающихся СОХ (треугольная, купольная, трапециевидная) являются гораздо более устойчивыми образованиями и не связаны с конкретными циклами. Фазы конкретного цикла (за исключением очень сильных аномальных извержений) ответственны лишь за более мелкие морфоструктурные образования, расположенные в осевом вершинном грабене. Впрочем, собственно ширина осевого грабена, очевидно, зависит от длительности развития осевой магматической камеры в каждом конкретном районе. Для центральных участков сегментов, удаленных от разного рода граничных структурных нарушений (типа трансформных разломов., перекрытий центров спрединга и др.), т. е. для тех участков, для которых справедливо понятие нормального тектоно-магматического цикла, можно представить такую последовательность образования формы осевого поднятия и осевой магматической камеры: треугольная, купольная, трапециевидная (см. главу 2).
Эта схема дает возможность проследить эволюцию формы магматической камеры и формы сечения осевой зоны за периоды в десятки тысяч лет, т. е. до того момента, пока осевая магматическая камера и связанные с ней морфоструктуры не достигнут своего стационарного состояния. Для этого потребуется десятки и сотни тектоно-магматических циклов, каждый из которых проходит по рассмотренной выше схеме: излияния лавы (истощение камеры, обрушение осевой кальдеры, поствулканическая гидротермальная деятельность и
213
отложение глубоководных полиметаллических сульфидов), растяжение (образование крупных осевых трещин, насыщение магматической камеры расплавом) и вновь излияние. При каждом новом насыщении, или истощении осевая магматическая камера меняет свою форму незначительно. Изменение формы касается, видимо, лишь кровли камеры и связано с накоплением (или излиянием) расплавленной фракции базальтового вещества. Эти изменения состояния камеры, как впрочем и всего тектоно-магматического цикла, отмечаются в структуре осевого грабена. Грабен образуется как при треугольной форме сечения осевого поднятия (здесь он обычно очень узкий), так и при трапециевидной форме осевого поднятия (в этом случае грабен бывает достаточно широкий - до 1-2 км шириной).
Сульфидные рудопроявления можно ожидать вдоль всего протяжения глобальной системы СОХ. Вопрос в том, к чему приурочены наиболее крупные рудные поля. Следует отметить, что, чем больше скорость спрединга (или чем больше частота излияний, или периодичность тектоно-магматического цикла), тем большая вероятность формирования сульфидных месторождений вдоль простирания оси спрединга. Иными словами, количество гидротермальных сульфидных рудных полей на единицу длины осевой зоны пропорционально скорости спрединга. Однако этого нельзя сказать об объемах сульфидных образований.
Размеры сульфидных полей определяются длиной сегментов осевой зоны самого мелкого масштабного уровня и шириной осевого грабена. Сульфидные рудные сооружения на этих полях объединяют десятки (возможно, первые сотни) небольших (сотни-десятки тысяч тонн) холмообразных рудных построек (диаметром в несколько десятков метров и высотой несколько метров, реже десятков метров), увенчанных на вершине шпилео-образными сульфидными постройками весом до 1000 т. Рудные залежи приосевых вулканов, развивающиеся на протяжении десятков тысяч лет, могут достигать первых миллионов тонн [39]. Отложения металлоносных осадков из впадины Атлантис II в Красном море оцениваются в 94 млн т сухого веса. Месторождения сульфидных руд на 13° с.ш. ВТП и на хребте Эксплорер (гора Магик) оцениваются в несколько миллионов тонн.
Для сравнения, самое крупное месторождение Мавровоуни из офиолитового комплекса Трудос на о-ве Кипр содержит около 17,5 млн т массивных сульфидов, а второе по величине месторождение -Скоуриотисса содержит 2,5 млн т сульфидных руд. Если на дне океана один черный курильщик с диаметром кратера в 20 см производит 250 т металлоносных сульфидов в год, то для формирования месторождения в первые миллионы тонн потребуется гидротермальное поле, состоящее из 100 таких курильщиков, которые должны активно функционировать по крайней мере 100 лет. Такая ситуация маловероятна, поэтому размеры большинства от-
крытых сульфидных месторождений на дне океана более скромные [479].
Сульфидные отложения встречаются главным образом в пределах вытянутых осевых депрессий (в СОХ со средними скоростями спрединга) и осевых грабенах (в СОХ с быстрыми скоростями спрединга). Осевые депрессии имеют ширину от нескольких сотен метров (южный сегмент хребта Эксплорер) до первых километров (южный сегмент хребта Хуан де Фука). Глубина вершинной депрессии сильно меняется. Самые крупные сульфидные отложения на южном сегменте хребте Эксплорер обнаружены на глубине 1850 м, на хребте Эндевер -на глубине 2200 м, на Галапагосском центре спрединга — на глубине около 1400 м. На южном сегменте хребта Хуан де Фука и г. Осевой небольшие сульфидные залежи установлены на глубинах 2250 и 1540 м соответственно. На быстро раздвигающихся участках ВТП преимущественная глубина отложений сульфидов варьирует от 2600 до 2700 м, а на медленно раздвигающихся СОХ - от 3400 до 3800 м.
В настоящее время установлена явная тенденция приуроченности глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС) на быстро раздвигающихся хребтах к участкам осевых зон, имеющим в сечении трапециевидную форму осевого поднятия, развитый вершинный грабен и протяженные отражающие границы, связанные с кровлей осевой магматической камеры. На участках осевых зон с куполообразной или треугольной формой сечения осевого поднятия и при отсутствии фиксированной осевой магматической камеры частота проявления гидротермальных рудных полей, насколько можно судить по изученным районам, гораздо ниже.
Перечисленные морфоструктурные признаки находятся в прямой зависимости от состояния осевой магматической камеры, ее формы и времени существования. Они служат важными морфоструктурными индикаторами для поиска перспективных участков на сульфидные руды. Однако местоположение зон повышенной гидротермальной деятельности и сульфидного рудообразования определяется конкретным тектоно-магматическим циклом, а также стадией его развития. Для граничных зон сегментов каждого уровня степень их перспективности на сульфидное рудообразование необходимо рассматривать особо. Некоторые шаги в этом направлении были сделаны в настоящей работе. Но проблема требует дальнейших исследований.
На медленно раздвигающихся хребтах сульфидные руды образуются преимущественно там, где рифтовая долина имеет U-образное сечение с широким внутренним дном, ограниченным крутыми сбросами. Участки с V-образным сечением осевой долины, ограниченной более пологими сбросами, оказываются менее перспективными. Условия и характер распределения сульфидных залежей в рифтовых зонах со средними скоростями спрединга занимают промежуточное положения между быстро- (например, хребет Хуан де Фука) и медленнос-
прединговыми хребтами (например, Галапагосский центр спрединга).
Распределение дизъюнктивных нарушений трещин, разломов и сбросов является показателем интенсивности гидротермальной циркуляции, а следовательно, и участков, перспективных на ГПС. Однако зависимость сульфидообразования от распределения трещин вдоль участков сегмента, ненарушенных пограничными структурами, далеко неоднозначна. Для граничных структур сегментов типа перекрытий центров спрединга, трансформных разломов и т.д. концентрация трещин часто очень велика, но проявления сульфидов здесь ограничены. Так что корректный прогноз без учета стадии тектоно-магматического цикла и понимания термического состояния осевой магматической.камеры в конкретном типе морфотектонической структуры пока затруднен. Можно также сказать, что для СОХ с разными скоростями спрединга пока не установлено четкой связи между шириной и глубиной вершинной депрессии или срединной долины и размерами сульфидных отложений.
Одним из наиболее четких проявлений связи геологических признаков с сульфидными образованиями на СОХ является приуроченность глубоководных полиметаллических сульфидов к определенным формам вулканических потоков. Самые крупные сульфидные отложения в южных сегментах хребтов Эндевер и Эксплорер отмечаются в зонах преобладания подушечных лав, тогда как относительно небольшие поля сульфидных отложений отмечаются в вершинных депрессиях сегмента Клефт хребта Хуан де Фука и в кальдере горы Осевой, где преобладают щитовые лавовые потоки. В быстро раздвигающихся СОХ (ВТП) основные сульфидные месторождения также приурочены к осевому вершинному грабену и связаны с щитовыми лавовыми потоками. Видимо, такое различие обусловлено особенностями глубинной структуры коры под осевой зоной, состоянием осевой магматической камеры и режимом развития тектоно-магматического цикла, которые непосредственно зависят от Успред и варьируют в разных СОХ.
Структурное положение (приуроченность к краевым сбросам или эруптивным трещинам) зон гидротермальной разгрузки, возможно, определяет размеры и состав сульфидных образований. Отмечается, например, существенное различие между крупными, обогащенными пиритом и содержащими медь и цинк сульфидными холмами, обнаруженными вдоль южных сегментов хребтов Эксплорер и Эндевер в зонах тектонических сбросов, и небольшими сульфидными отложениями сегментов Клефт и горы Осевой на хребте Хуан де Фука, обогащенными цинком, но бедными медью и железом и приуроченными к молодым вулканическим структурам (эруптивным трещинам и стенками кальдеры). Такая же связь отмечается и на других СОХ со средней скоростью спрединга. Так, на Галапагосском центре спрединга очень крупные суль
214
фидные залежи (до 25 млн т) приурочены к тектоническим сбросам [464], тогда как небольшие сульфидные залежи, отмеченные вблизи 21°с.ш. ВТП, приурочены к отдельным эруптивным трещинам.
На южных сегментах хребтов Эндевер и Эксплорер высокотемпературные гидротермальные флюиды должны подниматься и изливаться на дно беспрепятственно, без значительного перемешивания или кондуктивного охлаждения. Это предполагает, что флюиды поднимаются по хорошо проводящим каналам от зоны их формирования и обогащения. В отличие от такой ситуации на хребте Хуан де Фука состав сульфидов указывает на то, что флюиды охлаждались, еще не достигая поверхности. Таким образом, более крупные сульфидные залежи обнаружены вдоль ограничивающих вершинную депрессию сбросов, так как для них здесь, возможно, был сформирован более благоприятный и беспрепятственный путь через кору до выхода на дне. Другое объяснение наблюдаемых закономерностей заключается в том, что базальтовые потоки, по всей видимости, моложе там, где сульфидные отложения связаны с молодыми вулканическими структурами (например, южный сегмент хребта Хуан де Фука, гора Осевая, 21 ° с.ш. ВТП).
Состав сульфидных руд из различных спрединговых хребтов в целом очень однообразен (см. табл. 6.3). Основными первичными минералами руд являются сульфиды железа (пирит, пирротин, марказит), цинка (сфалерит, вюртцит) и меди (халькопирит), из нерудных минералов - опал, барит, ангидрит [39]. Небольшие вариации в составе руд связаны, видимо, с глубиной и стадией развития осевой магматической камеры, глубиной осевой рифтовой долины и структурно-тектоническим положением гидротермального сульфидного поля.
6.6. ОЦЕНКА ВРЕМЕНИ ФОРМИРОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ГЛУБОКОВОДНЫХ ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИХ СУЛЬФИДНЫХ РУД
В этом разделе мы рассмотрим метод оценки времени формирования типичного месторождения сульфидных руд, основываясь на идеях работы [364]. Авторы этой работы для определенности принимали, что объем типичного рудного месторождения составляет 3 млн т FeSj и содержит следовательно около 1-1,5 млн т железа. В “черных курильщиках” на выходе струи у дна моря при типичной температуре Г= 350° С концентрация железа составляет 115 ppm или около К)"4 г/г. Считается, что весь этот металл осаждается у жерла курильщика, формируя месторождения. Тогда, если М - общая масса месторождения, Мре=М/3 - масса железа в нем, АС - перепад растворимостей железа при изменении температуры от ее значения в жерле до температуры окружающей воды (около 0° С), получаем оценку
для массы воды, которая должна быть вынесена через жерло черного курильщика, чтобы сформировать рудное месторождение массы М:
Мъ=МРс/АС.
Если осаждение РеБг происходит на дне океана, то ДС = С(7’отр)-С(0° С), где - температура на выходе струи. Если же имеется какой-либо температурный барьер в коре на промежуточной глубине, то АС = QTc^-QTaop), где Тс.ф - температура струи у места осаждения сульфида из воды, Г,10|1 -температура вмещающей породы на той же глубине.
Количество тепла, выносимое струйной конвекцией, равно:
бт = -^вбРв^стр ’
где Сра - теплоемкость воды при температуре, равной температуре струи на выходе Гетр. Пусть /м -время формирования месторождения. Средний поток тепла в единицу времени, соответствующий полному количеству тепла Q вынесенного струей, можно оценить тогда как:
Q ~ Qyhw >
а при этом средний расход жидкости в единицу времени будет равен Ма /tM. Можно попытаться найти этот расход, решая совместную систему уравнений теплопереноса и массопереноса для области с конвектирующими фазами. Но задача будет слишком сложной для решения, так как конвекти-рующая в окрестности магматического очага вода может существовать как в закритическом состоянии в виде пара, так и в докритическом состоянии в виде жидкости. Содержание солей может существенно менять ее свойства. В такой ситуации оправдан упрощенный осредненный подход к проблеме.
Считают, что основная часть теплового потока, идущего с кровли камеры, расходуется на возбуждение гидротермальной конвекции и выносится в струях типа “черных курильщиков”. Количество вынесенной жидкости зависит от площади гидротермального поля. Его типичная длина для участков ВТП составляет от 3 до 5 км. Будем считать, что весь тепловой поток с кровли камеры на участке длиной 3-5 км расходуется на генерацию гидротермальной конвекции и выносится в конечном счете в струях жидкости гидротермального поля, формирующих месторождение. Расчеты дают возможность оценить этот поток по положению изотермы 7>=725° С, отмечающей нижнюю границу проникновения гидротерм (закрытие трещин), и изотермы Т$= 1150° С, отмечающей начало плавления базальтовых пород коры. Обе изотермы ограничивают зону кондуктивной теплопроводности, и тепловой поток в ней можно оценить по формуле:
q\t,x)=K-,-------г , (6.1)
где zg, zp - глубины соответствующих изотерм (от уровня дна моря). Зная величину теплового потока
215
q из рассчитанных глубин указанных изотерм, можно оценить время формирования месторождения. Связь теплового потока q в кондуктивной зоне над магматической камерой с интенсивностью гид-
ротермальной конвекции естественна: чем выше q, тем конвекция слабее. Подставляя в указанные выше зависимости значения коэффициентов, полу-
чим формулу для приближенной оценки времени формирования месторождения сульфидных руд:
52.84 -M-Tc'(zs
f _ _____С1Р 4 *3
1М ~
(6.2)
AC KLW
Здесь М - масса рудного месторождения (в млн т); Гетр - температура струи на выходе в 100° С (либо Тстр-Гпор для промежуточного барьера); L- W (км2) -площадь области “теплового гидротермального сбора” с крыши резервуара магмы с шириной плоского участка кровли W и длиной L; zs, zp - глубины изотерм (в км), АС - концентрация Fe в воде на выходе (при Т= Тстр) составляет 10'4; К - коэффициент теплопроводности пород в кондуктивной зоне над крышей камеры (0,009 кал/см-с°С).
Подставляя эти значения, получим, что для примера на рис. 4.17 (быстро раздвигающиеся хребты с характерной шириной плоского участка кровли камеры 4-5 км) время формирования типичного месторождения будет порядка первых тысяч лет для характерной длины участка гидротермальной активности 4 км и формой кровли камеры, установившейся к 280 тыс. лет после начала формирования очага в коре. Для хребтов со средними скоростями спрединга эти времена могут быть в 3-5 раз больше, в основном из-за более узкой
кровли очага.
Наши расчеты, проведенные совместно с Ю.Галушкиным, для модели с 0=10 см/год, показали, что ширина зоны интенсивного рудообразова-ния постепенно растет с ростом времени спрединга. Так для времен 10-30 тыс. лет с начала процесса формирования очага она не превосходила 0,5 км. При этом время формирования стандартного месторождения сложенного сульфидами Fe массой 3 млн т, будет превышать 30 тыс. лет, что составляет нереальную величину для активного спрединга, т.к. сформированные рудные образования будут неоднократно перекрываться лавовыми потоками. Для периода спрединга 50-300 тыс. лет ширина зоны эффективного гидротермального оруденения будет достигать и даже превосходить 3-4 км, а времена образования типичного месторождения приближаются к 3-5 тыс. лет. Для быстрого спрединга это также слишком большое время. Поэтому либо размеры образующихся месторождений будут меньше, либо процесс их образования будет приурочен к режиму отмирания хребта, когда должны отсутствовать лавовые излияния на поверхность дна океана (при перескоке оси спрединга, например) [26].
На этапе термической релаксации в течение длительного времени (около 20 тыс. лет после отмирания хребта) сохраняется плоская кровля камеры с шириной 4 км и характерным временем обра
зования месторождений (с учетом остывания коры) порядка 15-20 тыс. лет. Так как интенсивных поверхностных излияний лавы в период остывания хребта (отмирающий спрединговый хребет) не ожидается, то образование типичных месторождений в первые 5-20 тыс. лет после прекращения спрединга рассматривается как весьма вероятное событие.
В модели со средней скоростью спрединга ширина зоны интенсивного гидротермального рудо-образования (W = 0,5 км) устанавливается лишь к 35 тыс. лет. При этом характерные времена образования типичного месторождения превосходят 100 тыс. лет. Когда время спрединга превосходит 70 тыс. лет, W достигает величины 0,8 км и времена /м будут составлять 50-70 тыс. лет. Это еще очень значительная величина. При времени спрединга, превосходящем 100 тыс. лет, W достигает значений 1-1,5 км и характерное время формирования рудной залежи приближаются к 20-30 тыс. лет. Как и выше, это означает либо то, что образуются более мелкие месторождения сульфидов, либо то, что они формируются в режиме остывания хребта. Так или иначе расчеты показали, что для образования месторождений сульфидных руд модель остывания очага предпочтительнее. Исключение составляет формирование месторождений на промежуточном барьере внутрикорового слоя.’
Иными словами, большинство рудных залежей на дне океана должно сопровождаться кристаллизацией больших объемов магмы за сравнительно короткое время. Эти времена можно представить по данным, приведенным в табл. 6.5. В соответствии с оценками [187] здесь приведены температуры выхода 7в, скорости истечения Кв, расход массы воды Км, вынос тепла Q, связанный с этим расходом массы, концентрация железа С в жидкости, которая сильно меняется с температурой. В 6-м столбце таблицы приведена масса воды М в килограммах, необходимая для образования месторождения типичных размеров в 3 млн т при 70% эффективности осаждения металла из воды. В 7-м и 8-м столбцах приведены соответственно времена Длет), необходимые для этого процесса, и полное количество тепла, требуемое при этом. В столбцах 9, 10 приведены объем жидкой магмы U км3, при кристаллизации которого выделяется требуемое количество тепла q, и скорость кристаллизации магмы (продвижения фронта кристаллизации) Кир(км/1000 лет). В качестве исходных параметров при расчете данных табл. 6.5 использована температура выхода Т =350° С при массовом расходе Км= 140 кг/с и скорости на выходе струи К= 1,9 м/с, характерных для черных курильщиков. Все дальнейшие изменения параметров в таблице связаны с зависимостью коэффициента расширения жидкости и ее плотности от температуры.
При повышении температуры в 2-раза (с 200° до 400° С) расход массы увеличивается в 1,4 раза, а скорость жидкости на выходе струи - в 6 раз. Но самое существенное - это почти экспоненциальный
216
Таблица 6.5. Связь потоков тепла и жидкости со скоростью осаждения сульфидов и скоростью кристаллизации магмы в зависимости от температуры жидкости на дне океана, по [187]
Температура Расход массы Скорость излияния Вынос тепла Концентрация Fe Масса воды Время образо- Количество Объем жидкой Скорость кристалли- м 1Г* воды -'^породы
выхода воды из источника о Гв, с воды им, кг/сек воды Ив, м/сек Q’5 10S кВт С (PPM) Л4, 14 10 кг вания месторождения Г, тыс. лет тепла q' „ 10 Дж магмы V, км3 зации магмы Frp, км/1000 лет R
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 И
200 99 1,1 0,82 6 3,3 105 27 270 2,6 550
250 107 1,3 1,21 17 4,2 33 13 130 3,9 200
300 128 1,5 1,67 45 4,4 11 6 60 5,4 70
350 140 1,9 2,29 115 5,7 4 3 30 7,5 30
400 144 6,5 3,11 305 6,5 2 1,9 9 9,5 10
рост растворимости железа с температурой (в 50 раз при росте температуры с 200р до 400° С). В основном с этим связано резкое падение времени, необходимого для формирования месторождения, с ростом температуры (столбец 7, табл. 5.2). Наконец, в последнем столбце приведено отношение массы прошедшей воды к массе прореагировавшей породы. Заметим, что все параметры табл. 6.5 вычислены для давления Р = 250 бар на дне океана.
* * *
Таким образом, геолого-геофизические данные наиболее изученных районов рифтовых зон СОХ с разными скоростями спрединга свидетельствуют о наличии геодинамических связей между участками с повышенной гидротермальной активностью и проявлениями глубоководных полиметаллических сульфидов с главными морфологическими и геологическими структурами рифтовых зон и трансформных разломов и с термическим состоянием магматической камеры. Единая схема тектоно-
магматического цикла справедлива для СОХ с разными скоростями спрединга - как с медленными (САХ), так и с быстрыми (ВТП). Различия (и существенные) наблюдаются не в последовательности фаз цикла, а в его геологических следствиях, связанных прежде всего со спецификой вулканической и тектонической фаз и частотой их повторяемости. В СОХ с медленными скоростями спрединга средняя повторяемость вулканических излияний (десятки тысяч лет) не допускает формирования стационарной магматической камеры, со всеми вытекающими из этого следствиями (рельеф, структура коры, глубина кровли и форма камеры, геохимия и т.д.), и в этом случае существенно преобладает тектоническая фаза. В СОХ с быстрыми скоростями периодичность вулканической фазы (сотни лет) достаточно высока, чтобы сформировать устойчивую ОМК. Быстрая сменяемость тектонической и вулканической фаз здесь приводит и к более частым, но не обязательно к более крупным месторождениям глубоководных полиметаллических сульфидных руд.
217
ГЛАВА 7. ПАЛЕОРИФТОВЫЕ ЗОНЫ В СТРУКТУРЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ
Геодинамические процессы современного рифто-генеза в осевых зонах спрединга, рассмотренные в предыдущих главах, оказывают определяющее влияние на образование всей океанической коры и играют ведущую роль в формировании и эволюции палеограниц плит и внутриплитного морфоструктурного плана океанической литосферы. В этой главе мы рассмотрим основные типы палеодивер-гентных границ плит и особое внимание будет уделено строению и эволюции литосферы палеоспре-динговых хребтов.
7.1. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ПАЛЕОСПРЕДИНГОВЫХ ХРЕБТОВ
Под палеоспрединговыми хребтами будем понимать участки палеодивергентных границ плит, вдоль которых в геологическом прошлом происходили спрединг и аккреция океанической коры. Структуры палеоспрединговых хребтов широко распространены в пределах океанической литосферы. Как правило, они приурочены к районам глубоководных котловин или краевым морям. В первом случае палеоспрединговые хребты формировались в результате перестройки движения литосферных плит и изменения положения полюсов их относительного вращения. Такая перестройка часто сопровождалась “перескоками” оси спрединга, связанными с возникновением нового центра спрединга и отмиранием старого.
Благоприятные геодинамические условия для формирования палеоспрединговых хребтов в результате “перескока” оси спрединга возникают в районах, где активный спрединговый хребет приближается к зоне субдукции андийского типа. В этом случае приближение молодой, более горячей, обладающей положительной плавучестью литосферы к зоне субдукции затрудняет собственно процесс субдукции и часто приводит к ее прекращению, отмиранию спредингового хребта и формированию нового центра спрединга на наиболее ослабленном участке старой океанической литосферы. Развитие восточной и юго-восточной частей Тихого океана и окраин западной Антарктиды и Южной Америки может служить иллюстрацией такой последовательности событий.
Примерами палеоспрединговых хребтов являются: хребет Математиков [324, 387], Галапагосское поднятие [387], Тихоокеанско-Гваделупский палеоспрединговый хребет [324,], хребты Мальпе-ло и Буэновентура, расположенные чуть южнее Га-лапагосского центра спрединга в Панамском бас
сейне [279], хребет Алук в районе пролива Дрейка [345], Магелланов трог [523], Лабрадорский хребет [153], хребет Эгир в Норвежской котловине Полярной Атлантики [540, 304], палеоспрединговые хребты Гаскойн и Сонне в котловинах Гаскойн, Арго и хребет Киви в котловине Уортен [257, 98] и др. (табл. 7.1).
Во втором случае в районах краевых морей палеоспрединговые хребты также широко распространены, но их генетическая природа связана с за-дуговым спредингом и растяжением литосферы краевых морей. В качестве примеров можно привести палеоспрединговые хребты в Коралловом море [553], в Тасмановом море [305], хребет Паресе Вела в Филиппинском море [431, 413], палеоспрединговый хребет в Южно-Китайском море [436].
В пределах океанической литосферы палеоспрединговые хребты фиксируются: а) в симметричной структуре линейных магнитных аномалий, свидетельствующих о времени прекращения спрединга, о скоростях раздвижения на заключительных этапах спрединга и об основных стадиях эволюции спредингового хребта; б) в нарушениях рельефа фундамента, причем, чем больше времени прошло с момента прекращения спрединга, тем эти нарушения менее контрастны; в) в характерном минимуме гравитационных аномалий над осевой зоной, обрамленном, как правило, симметричными относительно его оси положительными аномалия-ми;г) в наличии структурно-плотностных неоднородностей в коре, отмечаемых с помощью сейсмических методов.
Строение литосферы палеоспрединговых хребтов и их выраженность в рельефе дна и аномальных геофизических полях зависит от времени развития хребта, а точнее, от трех основных факторов: 1) длительности периода активного спрединга; 2) характера изменения скорости спрединга, особенно на заключительных этапах активного функционирования спредингового хребта и 3) интервала времени, прошедшего с момента прекращения спрединга.
В эволюции термической структуры литосферы, рельефа дна и геофизических аномалий при “отмирании” спредингового хребта можно выделить три этапа [53].
Первый этап - активный, связан с замедлением скорости раздвижения, вплоть до полного прекращения спрединга. Уменьшение скорости спрединга и периодичности магматических излияний в тектоно-магматическом цикле сопровождается значительными изменениями структуры рифтовой зоны и ее геофизических характеристик. Морфотектони-ка и глубинное строение рифтовой зоны на этом этапе в существенной степени зависят от эволюции
218
Таблица 7.1. Палеоспрединговые хребты
Хребет (расположение) Время начала спрединга, млн лет (номер магнитной аномалии) Время завершения спрединга, млн лет (номер магнитной аномалии) Полускорость спрединга, см/год Источник
Эгир (Норвежско-Гренландское море) 58 (23) 27-25 (7) Медленная [540]
Лабрадорский (Лабрадорское море) 84 (34) 49-36 (21-13) 0,7-0,5 [426]
Математиков (Восток Тихого океана) >8 3,5 6,5-2,5 [387] [389]
Галапагосское поднятие (плита Наска) 18 (?) 6,5 5 [387]
Буэнавентура-1 (Панамский бассейн) 22 (6А) 18 (5Е) 0,7-2,1 [279]
Буэнавентура-2 (Панамский бассейн) 16,3 (5С) 11,8 (5) 0,33 [279]
Мальпело (Панамский бассейн) 26 (6С) 8 0,27 [279]
Алук (Юго-Восток Тихого океана) 4,5-4,0 (3) 2,2 [345]
Арго (котловина Арго) 140 (Ml 4) 130 (М10) 3,0 [98]
Гаскойн (котловина Гаскойн) 130 (М10) 95 1,6-2,7 [98]
Магелланов трог (Центральный Тихоокеанский бассейн) 126 (МП) 121 (М9) 3,9 (1,1-6,3) [523]
Палеоспрединговый хребет (Коралловое море) 64 (28) 56 (>24) 2,4 [553]
Палеоспрединговый хребет (Тасманово море) 77 (33) 57 (24) 6,8 [305]
Паресе Вела (Филиппинское море) 30 (10) 17 (5D) 2,9 (2,4-3,0) [413]
Палеоспрединговый хребет (Южно-Китайское море) 32 (И) 16-17 (5C-5D) 1,7-2,0 [527]; [436]
коровой магматической камеры, ответственной за конкретные извержения в тектоно-магматическом цикле. Сейсмические данные [493] и результаты численного моделирования [23] свидетельствуют, что чем меньше скорость спрединга, тем менее выраженной будет осевая магматическая камера (ОМК) и тем более контрастным будет рельеф осевой зоны, тоньше океаническая кора и толще хрупкий слой литосферы.
Второй этап - переходный, он предполагает прекращение спрединга и характеризуется растяжением литосферы, сопровождающимся образованием сбросов и трещин и активной гидротермальной циркуляцией. Этот этап включает переход от спрединга к рифтингу, когда еще происходит растяжение литосферы, но без формирования новой коры. Он характеризуется кристаллизацией веще
ства коровых магматических очагов, релаксацией термических аномалий и возникновением условий для серпентинизации ультраосновных пород подкоровой мантии. Расчеты термической структуры литосферы и интерпретация гравитационных аномалий свидетельствуют о том, что процесс серпентинизации перидотитов может играть существенную роль на этом этапе развития и в значительной степени влиять на рельеф дна и глубинную структуру палеоспрединговых хребтов.
Третий этап - пассивный. Этот этап эволюции палеоспрединговых хребтов отмечается прекращением растягивающих напряжений и предполагает изменение поля температур в литосфере и заглубление кровли астеносферы под рифтовой зоной СОХ. Следствием этого процесса будет увеличение толщины литосферы, понижение уровня рельефа
219
фундамента, скрываемого под толщей осадков, уменьшение величины теплового потока и амплитуды гравитационных аномалий. Причем, чем больше времени пройдет с момента прекращения активного спрединга, тем более существенными будут эти изменения.
В этой главе рассмотрены пространственно-временные изменения термической структуры литосферы, рельефа дна и аномальных геофизических полей палеоспрединговых хребтов и проанализированы некоторые геодинамические причины этих изменений.
Изучение геолого-геофизических характеристик и глубинного строения древних центров спрединга и сравнение их с активными спрединговыми хребтами позволяет исследовать изменение глубинных магматических и тектонических процессов со временем и отражение этих изменений в аномальных геофизических полях, рельефе дна и глубинной структуре литосферы. Ниже дано краткое описание некоторых палеоспрединговых хребтов.
7.1.1. Лабрадорский палеоспрединговый хребет
Формирование бассейна Лабрадорского моря связано с расколом Канадско-Гренландского континента в раннем мелу и последующим спредингом на Лабрадорском хребте. История спрединга в Лаб-
радорском море фиксируется распределением линейных магнитных аномалий (рис. 7.1, а). В Лабрадорском море спрединг начался 92 млн лет назад [461]. К югу от разломной зоны Картрайт зафиксирована самая древняя аномалия 34 (84 млн лет по шкале геомагнитных инверсий [316]), а в северной части Лабрадорского моря южнее Денисова пролива - аномалия 31 (69 млн лет). На этом основании можно предположить, что ось спрединга продвигалась с юга на север к Девисову проливу. Первый этап спрединга продолжался в север -северо-восточном направлении до 59 млн лет (аномалия 25), когда произошло изменение в относительном движении между Гренландской и Североамериканской плитами, возможно, связанное с активностью восходящего мантийного потока в проливе Девиса и отделением Гренландии от Евразии. В ре-
зультате скорости спрединга в Лабрадорском море начали уменьшаться, и спрединг почти прекратился после 45 млн лет
(аномалия 20) (табл. 7.2). Ось древнего спрединго-вого центра в Лабрадорском море выделена по магнитным [331], сейсмическим [426, 361] и гравиметрическим данным [511, 509].
В рельефе дна Лабрадорский палеоспрединговый хребет не выражен из-за мощного (1,5-2 км) осадочного слоя перекрывающего фундамент (рис. 7.1 б, в). Однако в рельефе фундамента отчетливо выделяется осевая депрессия (рифтовая долина), обрамленная небольшими поднятиями бортов па-леоспредингового хребта. Далее, в сторону континентальных окраин, глубина фундамента постепенно увеличивается с возрастом коры.
В наблюдаемых гравитационных аномалиях ось палеоспрединга фиксируется в виде отчетливого минимума, достигающего значений 20-30 мГал, ограниченного с обеих сторон сопряженными положительными аномалиями такой же амплитуды [509].
Геофизические данные не позволяют выявить ось палеоспрединга в море Баффина и проливе Девиса. В центральной части моря Баффина отмечается гравитационный минимум шириной 30 км (в Лабрадорском море над палеоспрединговым хребтом его ширина достигала 75 км) [511]. Можно предположить, что в этих районах существовал глубинный разлом, сформированный по механизму “бегущей трещины”, по которому можно было бы ожидать продвижение оси спрединга Лабрадорского моря к северу. Однако развитие Срединно-
60° 58 56“ 54” 52“ 50“ 48° 46“ 44“
Рис. 7.1. Геофизическая характеристика Лабрадорского палёоспре-дингового хребта: а - распределение главных структурных элементов и линейных магнитных аномалий в Лабрадорском море, по [469]
220
б Пр. 17
ДГ/нТ /
200- —
О’ —
-200-
-600
Д£св,мГал
60
40
20
0
-20
-40
-60
Ось палеоспрединга ТР?
' * ч- \ !
в
СВ юз
пр. 21 Ад, мГал
Ьа
100 80 60
40
20
0 -20 0
2
4
6
8
600 палеоспрединга ТР
\ 28 27 2? 25 24 I •---25 26 27 28
олр V и \ /
Время, с 0 100 КМ
г
Рис. 7.1 (окончание). Геофизическая характеристика Лабрадорского палсоспредингового хребта: б и в-сейсмические разрезы, гравитационные {пунктиром) и магнитные (сплошная линия) аномалии по профилям, по [36Г 509]; г-глубинное строение литосферы по сейсмическим данным [426]
/ - Изолинии показывают распределение скоростей распространения продольных волн в слоях (сечение через 0,25 км/с), 2 - цифры в прямоугольниках - номера линейных магнитных аномалий
221
Таблица 7.2. Изменение значений полускоростей спрединга в Лабрадорском хребте
№№ магнитных аномалий(ин-тервал времени, млн лет) Значения полускорости спрединга, мм/год
по [461] по [426]
(92-83) 2,5
34-27 (83-63) 9,0
27-25 (63-59) от 9,0 до 18
25-24 (59-56) 18,2 6,9
24-21 (56—49) 9,4 7,0
21-13(49-36) от 2,7 до 0 Линейное уменьшение от 5,01 до 0
Такие разломы могли служить каналами для проникновения морской воды в мантию.
Гравитационный минимум и утонение коры, наблюдаемые в палеорифтовой зоне, можно объяснить двумя моделями: 1) присутствием легкоплавких базальтов в коре и мантии; 2) гидротермальными изменениями пород верхней мантии, связанными с их серпентинизацией [426]. Последнее предположение заслуживает более подробного обсуждения.
Уменьшение скорости спрединга на этапе, предшествующем его полной остановке, должно было сопровождаться уменьшением объема магматических поступлений и увеличением роли тектонических процессов на дивергентной границе. Можно предположить, что с уменьшением Kcnpea должно было увеличиться время тектоно-магматического цикла за счет продолжительности его тектонической фазы. Ограниченность магматических поступлений приводит к уменьшению толщины коры так, что при скоростях менее 15 мм/год она становится функцией Кспред [179]. Кроме того, уменьшение скорости спрединга должно сопровождаться заглублением кровли магматического очага и увеличением толщины хрупкого слоя литосферы. Об этом свидетельствует и распределение глубины очагов землетрясений, увеличивающейся от 2-3 км при Кспред = 40-И-5 мм/год до 5-6 км при Кспред= 5-И 0 мм/год [297]. Крупные сбросы и разломы должны проникать на большие глубины при медленных скоростях спрединга. Они служат каналами для проникновения холодной морской воды в глубокие горизонты коры и характеризуют толщину механически прочного хрупкого слоя.
Связь между КСПред, сбросообразованием, гидротермальной циркуляцией и толщиной коры на оси может быть продемонстрирована на примере центра спрединга в Лабрадорском море [426]. Так, зона с аномально низкими коровыми и мантийными скоростями сейсмических волн ограничена с обеих
сторон от палеохребта аномалиями 21 (рис. 7.1, а). Именно в интервале от 21 до 13 аномалии имели место очень медленные скорости растяжения и, следовательно, большая толщина хрупкого слоя литосферы. Считается, что интенсивное сбросооб-разование на заключительных этапах медленного спрединга могло привести к понижению значений скоростей сейсмических волн в слое 2А.
Другое объяснение аномальной структуры коры под палеоспрединговыми хребтами связано с серпентинизацией перидотитов верхней мантии [201]. В этом случае сейсмическая граница Мохо, возможно, не фиксировала границу между корой и мантией, а отражала глубину гидротермально измененной верхней мантии. Установленные изменения скоростей Р - волн могли быть обусловлены различным процентным содержанием серпентинитов (при полной серпентинизации = 5 км/с, а для неизмененных перидотитов РР=8км/с). Наблюдавшимся величинам скоростей продольных волн соответствует 10%-ная серпентинизация перидотитов [426].
7.1.2. Палеоспрединговый хребет Эгир
Впервые идея о возможности существования па-леоспредингового хребта к востоку от хребта Ян-Майен была высказана в 1967 г. Дж.Джонсоном и Б.Хизеном [301]. Это предположение было основано на асимметричном положении активного спредингового хребта Кольбенсей в Норвежско-Гренландском море. Позднее П.Фогт с соавторами [547] обнаружили асимметричное положение линейных магнитных аномалий в Норвежском бассейне, а М.Тальвани и О.Эльдхольм [521], а совсем недавно В.Джанг и П.Фогт [304] на основании батиметрических, магнитных и гравитационных исследований в Норвежском бассейне выявили симметричную долину, которую интерпретировали как ось отмершего спредингового хребта (рис. 7.2, а).
Эти исследователи идентифицировали магнитные аномалии от 23 (58 млн лет) до 7 (27 млн лет) и установили асимметричное веерообразное их распределение относительно спредингового хребта, что предполагает вариацию скоростей спрединга вдоль простирания его оси. Линейные магнитные аномалии и результаты глубоководного бурения DSDP скв.337 подтвердили, что прекращение спрединга на этом хребте произошло 25 млн лет назад во время аномалии 7 [522]. Очень мало известно о глубинной структуре хребта. С помощью сейсмических методов было установлено, что в центральной части палеоспредингового хребта Эгир толщина осадков варьирует от 900 до 1400 м [540].
Доказательства присутствия глубинных аномальных тел под осью палеоспрединга получены из анализа аномального гравитационного поля. В
222
анализа аномального гравитационного поля. В аномалиях в свободном воздухе отмечается четкий минимум над осью палеоспрединга амплитудой до -46 мГал и два максимума (максимальные значения +75 мГал), обусловленные поднятиями бортов долины на обеих сторонах хребта [268, 304]. На рис. 7.2, б приведены два профиля и разрезы глубинного строения коры через па-леоспрединговый хребет. Наблюдаемые и рассчитанные аномалии хорошо совпадают везде, за исключением осевой зоны, где модельные оценки дают более глубокий минимум по сравнению с фактическими данными.
Некоторые исследователи [540] связывают гравитационный минимум на оси палеоспредингового хребта с наличием в базальтовом слое аномального тела неправильной формы с пониженной плотностью, которое может представлять реликт магматической камеры. Это предположение подтверждают результаты сейсмических экспериментов на хребте Эгир [556], фиксирующие аномальную структурную зону на глубинах на 3,7 км ниже уровня дна со скоростями сейсмических волн (Кр= 7,4+7,5 км/с) слишком высокими для базальтового слоя, но слишком низкими для мантийного материала [556]. Соответствия между наблюденными и вычисленными аномалиями гравитационного поля можно дос
тичь, предполагая, что в осевой зоне хребта Эгир присутствуют осадки толщиной 5 км, но такое допущение маловероятно. Еще одно объяснение наблюдаемого минимума Agca - присутствие серпентинитовых пород с пониженной плотностью в палеорифто-вой зоны.
7.1.3. Палеоспрединговый хребет Математиков
В отличие от палеоспрединговых хребтов, рас-
Рис. 7.2. Геофизическая характеристика палеоспредингового хребта Эгир а - распределение главных структурных элементов и линейных магнитных аномалий в Норвежском бассейне, по [540]; б - глубинные разрезы и гравитационные аномалии (наблюдаемые - сплошной, вычисленные - пунктирной линией), по [268]
смотренных выше, хребет Математиков представляет собой гораздо более молодую структуру, активный спрединг на которой прекратился всего лишь 3,5 млн. лет назад. Хребет Математиков отчетливо выражен в рельефе дна в виде регионального поднятия шириной в несколько десятков километров. Участок хребта длиной 90 км, расположенный между 17° с.ш. и 18°30' с.ш., в восточной части Тихого океана, состоит из нескольких сегментов, простирающихся к северо-востоку, кото-
рые смещаются трансформными разломами длиной
223
г 1000
ж Пр. 2810 ж'
Хр. Математиков
Пр. 2810
100 КМ
Рис. 7.3. Геофизическая характеристика палеоспредингового хребта Математиков, по [387]
а - распределение главных структурных элементов и линейных магнитных аномалий в восточной части Тихого океана; б - батиметрический и магнитный профили над хребтом Математиков; в - сопоставление рассчитанного [21] (тонкая линия) и наблюдаемого (жирная линия) рельефа хребта Математиков
ляет собой грабен глубиной 4000 м (ширина его выровненного дна около 500 м) с обрамляющими хребтами (рис. 7.3). В пределах этого хребта зафиксированы палеовулканы высотой 100-200 м. Морфология хребта сходна с морфологией медленно раздвигающихся хребтов. Увеличение глубины дна по мере удаления от осевой зоны хребта Математиков подтверждает его палеоспрединговую природу [324].
Крупный вулканический остров Сокоро ограничивает северный край медианной долины хребта Математиков на 18° 50'с.ш. Последнее извержение на о-ве Св.Бенедикт, расположенном в 23 км далее к северу от о-ва Сокоро, произошло в 1952 г. [387]. Хотя спрединг в этом районе прекратился несколько миллионов лет назад, магматическая активность еще продолжается. Южнее 17° с.ш. разломная зона смещает ось хребта Математиков приблизительно на 100 км к западу; дальнейшее продолжение к югу хребта Математиков пока не определено из-за сла
бой изученности района.
Картина линейных магнитных аномалий свидетельствует о том, что прекращение спрединга на хребте Математиков происходило с юга на север. На двух центральных сегментах хребта (16° с.ш.-18° с.ш.) отчетливо устанавливается аномалия 3, симметричная относительно оси палеоспрединга и свидетельствующая о времени прекращения спрединга здесь около 6,5-5 млн лет (см. рис. 7.3, а). Севернее, в районе 20° с.ш., спрединг прекратился позднее, видимо, во время аномалии 2, около 3,15 млн лет назад [324,389].
Моделирование линейных магнитных аномалий, проведенное вдоль профиля Ж-Ж' (2810) [389], наилучшим образом соответствует следующими параметрам спрединга: до 8 млн. лет назад хребет Математиков функционировал как быстро раздвигающийся с полускоростью спрединга 1/2 Кспред = 65 мм/год, в интервале от 8 до 4,2 млн лет назад происходило постепенное уменьшение скорости раскрытия до значений 1/2 Кспред= 45 мм/год; после этого наступило существенное замедление спрединга вплоть до его прекращения 3,5 млн лет назад.
Однако, несмотря на остановку спрединга, тектоническая и магматическая активность хребта Математиков продолжается и в настоящее время. Об этом свидетельствуют проявления современного вулканизма и сильно расчлененный рельеф в осевой зоне палеохребта с выраженной рифтовой долиной. Кроме того, осевое поднятие хребта Математиков существенно превышает теоретически рассчитанную величину для остывающего спредингового хребта [21], что дает основание предполагать частичную тепловую активизацию при отсутствии
спрединга.
Такая интерпретация подтверждается и доказательствами наличия очень медленного спрединга полученными из анализа возраста образцов пород, драгированных на внутренних склонах рифта Математиков [167]. В указанной выше работе было показано, что относительно свежие базальты лав палеоспредингового хребта и их состав дают основание предполагать, что они изливались на последней стадии отмирания спредингового хребта, после исчезновения коровой магматической камеры, которая, видимо, существовала на этом хребте в период быстрого спрединга.
7.1.4. Гравитационные аномалии над палеоспрединговыми хребтами
Гравитационное поле над активными спрединго-
224
выми хребтами является важным геофизическим параметром, накладывающим ограничения на термодинамические модели спрединга в рифтовых зонах СОХ. Обычно гравитационные аномалии в свободном воздухе над медленно раздвигающимися хребтами имеют выраженный минимум амплитудой —30—70 мГал и длиной волны около 20-30 км [552, 273]. Минимум в аномалиях AgCB и их длина волны, как правило, уменьшаются по мере увеличения скорости спрединга, так как при быстрых скоростях спрединга аномалии становятся уже положительными, их амплитуда достигает 10-20 мГал, а длина волны 10-30 км [347, 205]. Гравитационные аномалии над палеоспрединговыми хребтами по своему виду сходны с таковыми над хребтами с медленным спредингом [552]. Такое сходство свидетельствуют о том, что существенная часть аномального гравитационного поля не обусловлена динамикой мантийного потока. Поэтому модели аккреции должны объяснять изменение гравитационного поля со временем и сохранение достаточно большой аномалии AgCB в осевой зоне палеоспре-ди и го вых хребтов.
Детальный анализ гравитационного поля в палеоспрединговых хребтах провели Дж.Джонас с соавторами [303]. Они использовали следующую методику. Известно, что гравитационные аномалии в свободном воздухе, наблюдаемые над палеоспрединговыми хребтами, отражают интегральный эффект рельефа фундамента, осадочной толщи и различных плотностных неоднородностей, расположенных в коре и в мантии в окрестности осевой зоны. Поэтому для определения гравитационного влияния плотностных неоднородностей и остаточной аномалии необходимо из наблюдаемой Agcll редуцировать влияние рельефа дна и осадочной толщи, а также регионального фона, обусловленного глубинными мантийными плотностными вариациями, не связанными с внутрилитосферными неоднородностями. При этом необходимо использовать батиметрические и сейсмические данные, а также, по возможности, данные глубоководного морского бурения, чтобы получить значения скоростей сейсмических волн и плотностей в различных слоях земной коры.
Такой анализ остаточных гравитационных аномалий показал: 1) для всех скоростей спрединга аномалия Agc„ всегда отрицательна над осью папеоспредин-га, а ее амплитуда достигает значений -40мГал; 2) гравитационный минимум, как правило, обрамлен положительными аномалиями на флангах хребта; 3) полуширина отрицательной аномалии уменьшается с увеличением скорости спрединга на заключительном этапе активности. Эти результаты подобны тем, что были обнаружены ранее [38, 273] для осевой зоны активных и пассивных спрединговых хребтов.
Для объяснения природы осевых аномалий в активных и отмерших СОХ предлагались различные геолого-геофизические модели. А именно, модель изгиба упругой плиты [525], нескомпенсированной
топографии, компенсации упругой плиты [205, 384] и их вариации, различные термические модели [347]. “Термический вклад” в гравитационные аномалии постепенно уменьшается со временем и после ~ 30-40 млн лет остывания литосферы становится незначительным. Гравитационный эффект, обусловленный охлаждением литосферы, имеет длину волны, гораздо большую, чем у осевых аномалий, наблюдаемых над активными и палеоспрединговыми хребтами. Амплитуда гравитационной аномалии за счет охлаждения литосферы оценена К.Ламбеком [340]. Для СОХ с медленным спредингом (~1 см/год) аномалия составляла 3 мГал после времени охлаждения 30 млн лет, 1 мГал, после 40 млн лет, и совсем исчезала после 60 млн лет. Для быстро раздвигающихся хребтов (~ 5 см/год) соответствующие значения составляли 0,5 и 0 мГал. Эти оценки свидетельствуют о том, что для палеоспрединговых хребтов, имеющих возраст 35-40 млн лет, после прекращения активного спрединга термический вклад в гравитационное поле будет незначительным.
На основании сравнений вычисленных гравитационных аномалий для различных моделей Дж.Джонас с соавторами [303] делают вывод, что модели, которые предполагают твердое, низкоплотное тело “габброидный корень” на небольших мантийных глубинах (<30 км) под осью СОХ, наилучшим образом объясняют наблюдаемую гравитационную аномалию над палеоспрединговыми хребтами. Лучше всего, по их мнению, этим условиям удовлетворяет модель “габброидного корня” [197, 273].
Согласно этой модели ультраосновиые кумму-ляты могут начать кристаллизоваться при давлении 10 кБар (около 30 км глубины). Предполагается, что в процессе спрединга эти куммуляты переносятся кверху мантийным потоком до глубин 2-5 км от дна с каждой стороны от оси хребта. По мере того, как этот материал поднимается и давление падает, последовательно кристаллизуются более мелкие слои на меньших глубинах; форма корня зависит от количества куммулятивного материала, осажденного на типичных мантийных глубинах, которые ограничивают форму мантийного потока, расширяя корень при уменьшении скорости спрединга [197]. В этом случае более глубокие коровые породы перемещаются на глубины 2-5 км, хотя их кристаллизация проходила на гораздо большей глубине.
Корневая модель позволяет учитывать глубины, местоположение и размеры магматических камер (или локальных магматических очагов), из которых формируются верхние коровые слои. С.Холл с соавторами [273] оценили вклад такого корня в остаточную гравитационную аномалию. Полная остаточная аномалия, полученная на основе корневой модели для медленно раздвигающихся СОХ составляет -36,3 мГал и уменьшается до -13,1 мГал для хребтов с быстрым спредингом. Эта модель позволяет прогнозировать значительную отрицатель-
225
ную остаточную аномалию над палеоспрединговы-ми хребтами.
Таким образом, модель габброидного корня неплохо описывает особенности аккреции коры и удовлетворяет различным ограничениям, полученным на основе геолого-геофизических данных. На активных СОХ корневая модель объясняет вариации гравитационных аномалий в зависимости от скорости спрединга. На палеоспрединговых хребтах “вмороженный” корень дает похожие вариации аномалий.
Еще одно объяснение остаточных гравитационных минимумов в осевых зонах палеоспрединговых хребтов и сопряженных максимумов над поднятыми бортами можно получить, предполагая наличие низкоплотного серпентинизированного тела мантийных перидотитов близ границы кора - мантия. Суть такого объяснения состоит в том, что в условиях затухающего очень медленного спрединга происходит уменьшение магмоснабжения в осевой зоне и, как следствие, уменьшение толщины коры [164]. При интенсивной трещиноватости коры морская вода поступает в недра, достигая границы Мохо и области распространения мантийных ульт-раосновных пород. При благоприятных температурных условиях здесь весьма вероятна серпентинизация ультрабазитов, которая приводит к частичной инверсии плотности и формированию низкоплотного тела на границе кора-мантия.
По всей видимости, использование этих двух моделей может объяснить наличие гравитационного минимума в осевых зонах палеоспрединговых хребтов и получить хорошее соответствие наблюдаемой и рассчитанной аномалий.
7.2. ИЗМЕНЕНИЕ ТЕРМИЧЕСКОЙ
СТРУКТУРЫ ЛИТОСФЕРЫ ПРИ ОТМИРАНИИ СПРЕДИНГОВЫХ ХРЕБТОВ
В данном разделе рассмотрены примеры двух описанных выше палеоспрединговых хребтов - древнего Лабрадорского и молодого - хребта Математиков. Выбор именно этих хребтов для более детального рассмотрения обусловлен имеющимися для них достаточно представительными геологогеофизическими данными. Кроме того, оба хребта -типичные палеоспрединговые, различающиеся по своему генезису и особенностям эволюции литосферы. Это дает возможность проиллюстрировать разнообразие геодинамических процессов на разных этапах развития хребтов и установить как минимум четыре основных отличия в их эволюции. 1) Лабрадорский палеоспрединговый хребет существенно более древний, чем хребет Математиков (см. табл. 7.1); 2) Лабрадорский спрединговый хребет сформировался в результате раскола континентальной литосферы, а хребет Математиков - океанической; 3) Лабрадорский хребет развивался в ус
ловиях медленного спрединга, в то время как хребет Математиков на этапе активного спрединга, характеризовался быстрыми скоростями раздвижения; 4) процесс перехода от ультрамедленного спрединга к его прекращению и последующему пассивному остыванию в Лабрадорском хребте произошел, видимо, довольно быстро, в то время как на хребте Математиков этот этап продолжался более длительный период времени (около 3,5 млн лет) и продолжается в настоящее время. Кроме того, этот процесс на хребте Математиков происходит в присутствии термической аномалии и активного вулканизма в осевой зоне.
7.2.1. Эволюция литосферы Лабрадорского хребта
Характеристики спрединга Лабрадорского хребта представлены в табл. 7.2 и использованы для оценки изменения рельефа дна и теплового потока в процессе формирования и эволюции литосферы Лабрадорского моря [53]. Термическое состояние литосферы определялось решением уравнения теплопроводности:
5 / _ „х 3 / „ д ( „дТ А д ( „дТ) —(рС/Г)+ — (pCfTE) = — К— +— К— + Л at ах Эх( ах) Эс J
(7.1) где Г - температура, р - плотность, Ср - теплоемкость, К - теплопроводность и А - генерация тепла в единице объема. Уравнение решалось с горизонтальным полем скоростей спрединга V, взятым из табл. 7.2. Начальное распределение температур соответствовало стадии развитого континентального рифтогенеза на Гренландско-Североамериканском щите, предшествовавшей спредингу. В соответствии с этим область в пределах 150 км от оси внутри материкового рифта характеризовалась повышенным тепловым потоком ~70 мВт/м2, переходным типом строения коры и толщиной литосферы 50-55 км, что отвечало тепловому режиму сводового околорифтового поднятия. На расстояниях, больших 150 км от оси распределение температур в литосфере соответствовало состоянию нормального континентального щита с тепловым потоком на поверхности q =39 мВт/м . При / >0 граница между континентальной и океанической корой перемещалась от оси х = 0 со скоростью спрединга К Литосфере слева от границы приписывались свойства океанической, а справа - континентальной (табл. 7.3). Теплоемкость пород С>=1,0467-103 Дж/кгтр (0,25 кал/г-°С).
Для учета влияния скрытой теплоты плавления на границе “литосфера-астеносфера” значение Ср изменялось на Cp=Cp+[L/(Tr-Ts)] в области температур Ts < Т < Тр, где Т$ - температура солидуса перидотита [564], а 7}=Т$+600° С - температура ликвидуса, и L= 4,1868Т0Г Дж/кг (100 кал/г) - скрытая теплота плавления. Граничные условия задачи имели вид: ЭГ/Эл—О при х = хм, Т= Тос при х = 0.
226
Таблица 7.3. Параметры модели использованные для моделирования развития Лабрадорского хребта
Тип строения, (тепловой поток, мВт/м2) Комплекс Слой Глубина подошвы слоя, км Плотность, г/см3 Теплопроводность, Вт/мтрад Г енерация тепла, цВт/м3
Ко нтине нтал ьны й Кора 1 8,0 2,8 2,4 1,6
(39) 2 12,0 2,8 2,0 1,2
3 34,0 2,87 2,5 0,3
Мантия 1 150 3,3 3,35 0,013
2 з,з 3,35 0,09
Переходный Кора 1 4,5 2,73 2,4 1,2
(70) 2 8,0 2,85 2,5 0,3
Мантия 1 150 3,3 3,35 0,013
2 з,з 3,35 0,09
Океанический Кора 1 1,5 2,85 2,5 0,14
(500) 2 4,0 2,95 2,5 0,14
Мантия 1 15,5 з,з 3,35 0,011
2 150 3,3 3,35 0,013
3 з,з 3,35 0,09
Здесь хм - максимальный размер области счета по горизонтали, равный 1000 км от оси спрединга. Toc(z) - распределение температуры в осевой области спрединга, которое соответствовало толщине литосферы около 8 км и поверхностному тепловому потоку q = 500 мВт/м2 (12 ЕТП) (среднее значение для океанической литосферы, имеющей возраст 1-1,5 млн лет). На нижней границе z=150 км поддерживалось условие 7’=?мх = 1350° С, на верхней (z = 0) - Т= 0° С.
Уравнение теплопроводности решалось по неявной конечно-разностной схеме с использованием схемы с опережением для аппроксимации конвективного члена по методике, рассмотренной в работе [19]. Шаги Дх и Дг увеличивались по геометрической прогрессии от Дх = 1 км у оси до Дх = 70 км на правой границе области и от Да = 1 км у поверхности до Az = 6 км у нижней границы области. Шаг по времени выбирался из условия обеспечения устойчивости решения. Точность решения проверялась сравнением с аналитическими решениями (остывание однородного полупространства и теплообмен двух блоков с отличающимися температурами), а также сравнением последовательных решений, полученных для различных Д/, Дх, Дг.
На рис. 7.4 представлены распределения изотерм, рельефа и теплового потока на поверхности литосферы на четыре момента времени: 56, 49, 36 и 0 млн лет назад. Первый рисунок характеризует ситуацию развития литосферы при наибольшей за всю историю жизни хребта скорости спрединга (18,2 мм/год). К этому моменту было сформировано 293 км океанической литосферы (слева от линии АА' на рис. 7.4). В целом информация, представленная на рис. 7.4, показывает, что формирование теплового режима литосферы в районе шовной зоны перехода от континента к океану происходило
под влиянием двух основных процессов - спрединга в осевой зоне хребта и теплообмена на границе океанического блока с континентальным. Зона термического перехода имеет ширину ~200 км. С океанической стороны в окрестности границы континент-океан наблюдается резкое погружение изотерм и подошвы литосферы в сторону континента.
После времени 24-й аномалии (56 млн лет) начался период затухания спрединговой активности хребта. Он сопровождался постепенным уменьшением скорости спрединга до почти нулевого значения (49 млн лет назад), заглублением кровли астеносферного поднятия и одноименных изотерм, уменьшением магматической активности. Период от 49 до 36 млн лет не характеризовался заметным наращиванием коры. Напротив, аккреционная деятельность затухала, изотермы выполаживались и заглублялись. Тепловой поток через поверхность океанической литосферы быстро уменьшается от значений 500 мВт/м2 в осевой зоне до 75 мВт/м2 уже для участков эоценового возраста, причем ширина приосевой аномалии пропорциональна скорости наращивания коры (см. рис. 7.4).
Рельеф дна, показанный на рисунке, представляет собой сумму термического рельефа (под понятием “термический рельеф” мы имеем в виду рельеф, обусловленный только эффектом температурного расширения пород) и рельефа, обусловленного различием петрологического состава коры континента и океана. Рельеф поверхности литосферы вычислялся по модели локальной компенсации на глубине поверхности изостазии 150 км. Плотности пород изменялись как с переходом от коры к мантии (в соответствии с табл. 7.3), так и в зависимости от температуры и давления с коэффициентами температурного расширения пород а=3,2-10’5 °C’1 и изотермической сжимаемости р=7,9'10"5кБар [534]. Также учитывались измене-
227
Рис. 7.4. Термическая эволюция литосферы Лабрадорского палеоспредингового хребта 56, 49, 36, О млн лет назад (д-г), после 36, 43, 56 и 92 млн лет от начала спрединга соответственно, по [53]
228
ния рельефа дна, обусловленные погружением границ фазовых переходов: плагиоклазового перидотита в пироксеновый и пироксенового перидотита в гранатовый [246].
Сравнение рассчитанного рельефа поверхности дна океана с известной теоретической [115] или полуэмпирической зависимостью глубины дна океана от возраста показывает, что охлаждающее влияние “старой” литосферы приводит к дополнительному проседанию океанического дна в районе контакта на величину около 0,5 км [53]. В настоящее время граница “переходная литосфе-ра-океаническая литосфера” находится на расстоянии 395 км от оси хребта. Она отмечена на рис. 7.4 прямой вертикальной линией АА'. Наряду с погружением поверхности края океанической литосферы (эффект охлаждения) на рисунке ясно прослеживается термическое воздымание края более древней континентальной литосферы вследствие прогревания последней при контакте с “молодой”.
В природе ледниковая и осадочная нагрузки и эрозия сильно сглаживают этот краевой эффект. Сейсмические исследования, проведенные в этом районе [509], дают возможность сопоставить наблюдаемый (рис. 7.1, б) и теоретически рассчитанный рельеф фундамента (рис. 7.4, г). Сравнение теоретически рассчитанного рельефа с наблюдаемым (с учетом нагрузки осадочной толщи) показало, что использованная модель дает удовлетворительное соответствие результатов по наиболее общим характеристикам, а именно: характеру изменения рельефа на контактах разновозрастной литосферы и градиенту увеличения глубины погружения фундамента при удалении от оси хребта. В то же время реально наблюдаемый рельеф поверхности океанической литосферы характеризуется значительной изрезанностыо, которая не может быть объяснена только особенностями термического строения.
В ходе моделирования истории развития Лабрадорского хребта была проведена оценка влияния процесса серпентинизации перидотитов верхней мантии. Г.Хесс [290] предположил, что низы третьего слоя океанической коры образуются в результате гидратации перидотитов мантии при охлаждении ниже температуры 500° С. В дальнейшем проблема серпентинизации ультраосновных пород в океанической коре не раз обсуждалась в литературе [74, 11, 47]. А.В.Пейве отмечал, что в океанической коре, в зоне раздела Мохоровичича, происходят мощные процессы гидротермальной переработки пород верхней части мантии и мафической части нижней коры. Подчеркивая важную роль серпентинитов в структуре океанической коры, он полагал, что серпентинизацией затронуты все породы на глубинах, где температура не превышает 500-550° С [95].
Считается, что для серпентинизации перидотитов необходимо выполнение трех условий: 1) наличие ультраосновных пород; 2) наличие гидротермальной циркуляции морской воды, проникающей
по системам трещин и пор до границы кора-мантия и 3) наличие благоприятных температурных условий (Г =300-500° С), при которых проходит реакция серпентинизации. Переход перидотита в серпентинит влечет за собой значительные изменения в физических свойствах пород (плотности, скорости сейсмических волн, прочности и т.д.). Так, если допустить, что мантийные ультрабазиты имеют плотность 3,3, а серпентиниты 2,55 г/см3, то можно оценить степень серпентинизации, которая в первом приближении линейно зависит от плотности. Скорости сейсмических волн также зависят от степени серпентинизации [202, 95].
Уменьшение плотности пород в нижних горизонтах коры и верхних горизонтах подкоровой мантии, вызванное частичной серпентинизацией перидотитов, может приводить к изостатическому всплыванию бортов рифтовой зоны на несколько сотен метров [255], которое будет сохраняться в рельефе фундамента и при дальнейшей эволюции палеоспредингового хребта. Объем перидотитов при их серпентинизации увеличивается на 15-20% [45] так, что при значительной инверсии плотности возможно выжимание серпентинитов по трещинам вплоть до поверхности дна, как в зонах трансформных разломов (см. раздел 3.3) [47].
В модели предполагалось, что зона проникновения открытых трещин и, следовательно, глубина циркулирующей морской воды, определялись границей хрупкопластичного поведения коры (Т = 725 °C [276]), ниже которой закрываются микротрещины, а также допускалось, что слой осадков толщиной в несколько десятков метров является уже практически непроницаемым для морской воды [367]. При расчете модели эволюции литосферы Лабрадорского палеоспредингового хребта для всех точек ниже подошвы коры фиксировалось время существования условий, благоприятных для серпентинизации. Возможность поступления свободной воды оценивалась из следующих условий: 1) геостатическое давление ниже 2,6 кБар [74] (критическое давление, при котором происходит закрытие микротрещин в серпентинитах); 2) наличие растяжения литосферы; 3) мощность осадков менее 200 м. Скорость накопления осадков выбиралась на основе данных глубоководного бурения (скв. 646 и 647) и равнялась 30 м в млн лет. Степень серпентинизации предполагалась пропорциональной времени воздействия благоприятных условий. Расчеты проведены для различной мощности образующейся коры и разной максимальной степени серпентинизации.
На рис. 7.5 приведен результат моделирования, наилучшим образом согласующийся с наблюдаемым рельефом фундамента. Мощность образующейся океанической коры при расчетах принималась равной 4 км, что соответствует строению коры в приосевой зоне по сейсмическим данным [426, 361]. Максимальная степень серпентинизации полагалась равной 50%.
На рисунке 7.5, б показано полученное в резуль-
229
Рис. 7.5. Сопоставление строения литосферы Лабрадорского хребта, полученного в результате моделирования, с геофизическими данными, по [53]
а - фрагмент временного разреза по профилю 17 (см. рис. 7.1, б) с данными гравиметрии (точками показана гравитационная аномалия, рассчитанная по модели с учетом "габброидного корня") и магнитометрии; б - глубинное строение вкрест простирания хребта на основе результатов моделирования (точками показано положение фундамента по сейсмическим данным), сверху - рассчитанные аномалии AgCB (без учета "габброидного корня"). Горизонтальные масштабы на а и б совпадают
тате моделирования глубинное строение верхней части океанической литосферы на настоящий момент времени: слой 1 - осадочная толща, мощность которой рассчитывалась на основании возраста коры с последующим выравниванием поверхности; слой 2 - кора постоянной мощности (4 км); ниже пунктирной линией показана граница, выше которой степень серпентинизации такова, что плотностные и сейсмические свойства пород, слагающих эту толщу, близки к соответствующим свойствам пород нижней части коры [53]. При том что расчеты, как отмечалось, носили оценочный характер, полученный рельеф фундамента, в частности, горизонтальные размеры и амплитуда осевого понижения, хорошо согласуется с сейсмическими данными (см. рис 7.5, а). Часть верхней мантии на крыльях хребта, где ультрабазиты претерпели определенную степень серпентинизации, сейсмически не от
делима от вышележащей коры, и граница Мохо находится ниже контакта кора-мантия.
Полученные результаты показали, что в условиях ультрамедленного спрединга с положением кровли асте-носферного поднятия ниже подошвы коры термические условия, необходимые для процесса серпентинизации, возникают очень близко к оси спрединга, где наличие разрывных нарушений может обеспечить достаточный доступ воды в породы верхней мантии. Это позволяет считать процесс серпентинизации пород верхней мантии важным рельефообразующим фактором в областях медленного спрединга [53].
На рис. 7.5, б приведены результаты расчета гравитационных аномалий для модельного разреза. Их сравнение с наблюденным гравитационным полем (см. рис. 7.5, а) показывает, что реально наблюдаемая локальная осевая отрицательная аномалия имеет существенно большую амплитуду, чем теоретическая (~ 40 мГал вместо 7), а явно выраженная региональная положительная аномалия AgCB, полученная на теоретической кривой, в реальных наблюдениях не прослеживается. Это говорит о том, что для объяснения характера гравитационных аномалий в осевой зоне палеоспрединговых хребтов недостаточно учета их термической эволюции и процессов серпентинизации; необходимо признать существование в осевой зоне хребта разуплотненного тела, механизм образования которого не был учтен в просчитанной модели.
В свете этого наиболее приемлемой представляется упоминавшаяся выше модель “габброидного корня” - наличие в осевой зоне тела с пониженной плотностью, “вмороженного” в толщу литосферы и представляющего собой, по-видимому, реликт магматического очага, существовавшего во время активной жизни хребта. На мысль о существовании такого тела наводит и характер распределения скоростей продольных волн в верхней мантии (по данным сейсмической томографии), приведенных на рис. 7.1, г: - значительное заглубление изолинии
230
скорости 8 км/с под осью хребта говорит о пониженной плотности в этой области.
В работе [53] были проведены расчеты параметров тела, гравитационный эффект от которого позволил бы наилучшим образом согласовать наблюденные и расчетные гравитационные аномалии в осевой зоне хребта. Для моделирования “габброидного корня” было использовано клинообразное, сужающееся книзу тело, наибольший дефицит плотности в котором приурочен к оси, а к периферии тела плотность увеличивается по линейному закону, приближаясь на границе к плотности окружающих пород. На рис. 7.5, а, где приведены наблюденные гравитационные аномалии, точками показаны рассчитанные значения Ag с учетом термического строения, серпентинизации и эффекта “габброидного корня”. При расчете использовались следующие параметры тела: глубина верхней границы 8 км, ширина верхнего сечения 106 км, глубина распространения 40 км, плотность на оси -0,09 г/см3. Сравнение расчетных аномалий с наблюденными показывает хорошее совпадение в осевой зоне вплоть до боковых максимумов.
Таким образом, проведенные исследования показали, что в условиях медленного спрединга процесс серпентинизации ультрабазитов верхней мантии может иметь широкое распространение и играть существенную роль в формировании структуры океанической коры. Граница Мохо, фиксируемая сейсмическими методами, в областях распространения серпентинитов может не совпадать с границей кора-мантия, а соответствовать подошве серпентинитового слоя.
Можно выделить несколько геодинамических обстановок медленного, ультрамедленного спрединга или очень медленного растяжения океанической литосферы, при которых можно ожидать благоприятных термомеханических условий для серпентинизации перидотитов, что, как правило, подтверждается обнаружением соответствующих пород [53].
Среди них зоны пассивных рифтогенных континентальных окраин на коротком этапе перехода от континентального рифтинга к океаническому спре-дингу (например, окраины западной Гренландии и восточной Канады в Лабрадорском море, Иберийская окраина западной Европы); зоны трансформных разломов с раздвижением (например, ТР Вима, Романш и др.) и участки пересечения трансформных разломов и рифтовых зон срединноокеанических хребтов; бассейны локального растяжения при сдвиге типа пул-апарт (например, трог Кайман); шовные зоны палеодивергентных границ плит, сформированные в результате зарождения нового спредингового хребта в пределах старой океанической литосферы (например при “перескоке” оси спрединга или продвижении рифтовой трещины); зоны активных спрединговых хребтов при медленных и ультрамедленных скоростях спрединга; и, наконец, авлакогены (типа трога Кинг) и собственно палеоспрединговые хребты на
231
этапе прекращения спрединга.
Две последние ситуации, вероятно, имели место в процессе развития Лабрадорского спредингового хребта, где на всех этапах генерации коры были условия, благоприятные для серпентинизации перидотитов и формирования сплошного “кусочнонепрерывного” серпентинитового слоя в структуре литосферы Лабрадорского моря. Процесс серпентинизации вероятен и для океанической коры, сформированной на других хребтах с медленными и ультрамедлеНными скоростями спрединга.
Все перечисленные геодинамические обстановки характерны для районов, где имеется сочетание необходимых и достаточных факторов, при которых возможно формирование серпентинизирован-ных перидотитов. Наличие растяжения литосферы, или ультрамедленного спрединга создают, с одной стороны, зоны трещиноватости, по которым морская вода способна проникнуть в глубинные горизонты коры, с другой стороны, зоны апвеллинга высокотемпературного мантийного вещества с благоприятными для серпентинизации термическими условиями на границе кора-мантия.
Рассматривая термическую эволюцию палеоспрединговых хребтов, следует обратить внимание на то, что в этих районах формируется особый тип осадочных бассейнов (бассейнов палеоспрединговых хребтов), которые должны занимать свое место в общей геодинамической классификации бассейнов. Перспективность таких бассейнов на нефть и газ зависит главным образом от времени остывания и погружения литосферы после прекращения спрединга, а также от состава и мощности осадков.
7.2.2. Эволюция литосферы хребта Математиков
В эволюции литосферы в процессе отмирания хребта Математиков отмечаются те же периоды: активный, переходный и пассивный. Активный период начался 8 млн лет назад. До этого хребет функционировал как типичный быстро раздвигающийся центр спрединга со скоростью наращивания коры около 12 см/год. Близкую аналогию этого периода представляет современное Восточно-Тихоокеанское поднятие (ВТП) и поэтому можно предположить, что хребет Математиков имел в то время типичную горстовую структуру с выраженным осевым поднятием и пологим, слаборасчле-ненным региональным рельефом на склонах (см. рис.7.3, б, участок между ан. 3' и ан. 5).
Характерная для быстрораздвигающихся хребтов осевая магматическая камера (ОМК) имеет кровлю на глубинах 1,5-2 км от уровня дна [493]. В верхней части ОМК аккумулируются фракции базальтового расплава (линза расплава), периодически изливающиеся на поверхность дна, опустошая линзу и истощая магматическую камеру. В последующий за этим этап растяжения коры (тектоническая фаза) новая порция расплава накапливается у
вершины ОМК и затем вновь изливается. В таком дискретно-непрерывном режиме тектоно-магматических циклов, следующих друг за другом с периодичностью сотни-первые тысячи лет, происходит формирование коровой магматической камеры и аккреция океанической коры в современных быстро раздвигающихся хребтах. Численная модель образования ОМК и эволюции термического режима литосферы в окрестности рифтовых зон быстро раздвигающихся хребтов была рассмотрена в главе 4 в соответствие с работами [22, 23]. Результаты моделирования позволили установить характер изменения кровли ОМК и ее формы в зависимости от изменения скорости раздвижения дна океана, периодичности тектоно-магматического цикла, характера трещиноватости коры и интенсивности гидротермальной активности.
В рамках задач этого раздела нас интересует прежде всего характер изменения термического режима литосферы рифтовой зоны в период уменьшения скорости спрединга (от быстрых значений до медленных) вплоть до его прекращения. Проведенные оценки [23] показывают, что убывание полускорости спрединга от 5 до 2,5 см/год приводит к заглублению кровли очага магмы на 1,5 км с одновременным уменьшением полуширины очага на 1-1,2 км. Расчеты показали, что при значениях полускорости спрединга ниже 1,5 см/год коровый очаг будет настолько малым, что практически не будет различим геофизическими методами (см. рис. 4.15). Моделирование осевого магматического очага предполагало также, что плоский характер кровли камеры сохраняется в течение длительного времени остывании очага магмы (см. рис. 4.17, б). После 80 тыс. лет остывания кровля камеры погружается примерно на 2,5 км, и очаг становится неразличим сейсмическими методами. Расчеты показали также, что гидротермальная активность в коре, увеличивая теплоотдачу пород камеры, может в 2-3 раза снижать время остывания очага.
Уменьшение скорости спрединга на хребте Математиков происходило в три этапа [21]. Первый этап (8,0-4,2 млн лет назад) характеризовался небольшим уменьшением значений скоростей спрединга, которые оставались еще достаточно высокими, чтобы сохранять структуру быстро раздвигающихся хребтов с характерной коровой осевой магматической камерой и относительно выровненным региональным рельефом на флангах хребта. Второй, достаточно кратковременный, этап отмечался очень быстрым уменьшением скоростей спрединга, от типичных быстроспрединговых значений до нулевых. Как показали оценки, именно в этот период произошли существенные изменения в термической структуре литосферы осевой зоны хребта Математиков, выражавшиеся в исчезновении осевой магматической камеры, заглублении ас-теносферного поднятия и одноименных изотерм, а также увеличении толщины хрупкого слоя литосферы и прекращении аккреции океанической коры. Для этого этапа остывания характерны повы
шенная изрезанность и контрастность рельефа дна на флангах хребта (рис. 7.3, б, участок между осью хребта и ан. 3').
При моделировании термической эволюции литосферы хребта Математиков необходимо учитывать тот факт, что отмирание этого спредингового хребта явилось следствием “перескока” оси спрединга на 450 км к востоку, в результате чего произошло формирование нового спредингового отрезка ВТП и двух симметричных относительно его оси шовных зон: Моктесума и Мичоакан [389]. Это обстоятельство наложило свой отпечаток на специфику термической эволюции литосферы данного региона, создав дополнительную трудность, связанную с необходимостью рассматривать одновременно действие двух центров спрединга в период с 6,5 до 3,5 млн лет назад: старого (отмирающего хребта Математиков) и нового (зарождающегося ВТП). Поэтому численное моделирование термической эволюции литосферы хребта Математиков вдоль профиля Ж-Ж', согласующееся с параметрами спрединга, складывалось из трех частей [21]: анализ остывания литосферы хребта Математиков; вторая часть решения описывала эволюцию теплового режима молодого спредингового центра ВТП и, наконец, в третьей части рассматривалась эволюция термического состояния зоны контакта или термической спайки старой литосферы хребта Математиков и молодой - сформированной на ВТП.
Результаты расчетов дают возможность проследить за изменением распределения поверхностного теплового потока, рельефа дна, мощности и термического режима литосферы на разных этапах ее эволюции [21].
Остановимся на периоде эволюции от 3,5 млн лет назад до настоящего времени, который рассматривался как период остывания старого хребта Математиков после прекращения активного спрединга [53]. За это время рассчитанный в модели, тепловой поток на оси палеохребта Математиков уменьшился от 500 до 210 мВт/м2, толщина литосферы возросла от 5,2 до 18 км. Высота хребта в осевой зоне за 3,5 млн. лет остывания должна была сократиться примерно на 400 м. Однако это не подтверждается наблюдениями рельефа дна вдоль профиля, расположенного вкрест простирания хребта (см. рис. 7.3, в). Амплитуда рельефа в осевой зоне палеоспредингового хребта (шириной около 100 км) практически не отличается от амплитуды рельефа в осевой зоне активного медленно раздвигающегося центра спрединга.
Аномально высокий рельеф осевой зоны палеохребта Математиков в этом районе можно объяснить тремя причинами [53].
Первая причина предполагает тепловой подогрев (магматическую активизацию или подплавление) с интенсивностью, близкой к интенсивности подогрева активной осевой зоны спрединга, но при скорости растяжения литосферы, близкой к нулю. В этом случае в пределах осевой зоны старого центра спрединга (хребта Математиков) следует ожи
232
дать появления узкой зоны изрезанного рельефа с амплитудой, близкой к амплитуде активной части (ВТП), как и наблюдается в действительности (см. рис. 7.3, б). Как пример, подтверждающий такую ограниченную тепловую активизацию, можно рассматривать недавний вулканизм на островах северной оконечности осевой зоны хребта Математиков.
Вторая возможная причина аномально высокого рельефа палеохребта - процесс серпентинизации перидотитов при ультрамедленном спрединге, как отмечалось для Лабрадорского палеоспредингового хребта. Для объяснения наблюдаемого превышения реального рельефа над рассчитанным по модели необходимо допустить наличие слоя серпентинитов толщиной около 2 км со степенью серпентинизации 40-50%. Это вполне приемлемое объяснение, подтвердить которое могут лишь детальные гравиметрические и сейсмические работы.
И, наконец, в качестве третей причины аномального рельефа в осевой зоне паДеохребта можно принять наличие габброидного корня, “вмороженного” в структуру литосферы осевой зоны, как рассматривалось выше. Оценка этого предположения (для модели корня с максимальным дефицитом плотности р в верхней части и линейным изменением Др до нуля на нижней границе) показала, что при дефиците плотности Др = -0,1 г/см3 глубина корня должна быть 18 км [53].
Рассмотренная модель позволяет представить общий характер изменений рельефа, теплового потока и термического состояния литосферы района со столь сложным развитием, как в хребте Математиков. Полученный в модели рельеф, в частности, неплохо согласуется с наблюдаемым во всем изучаемом районе, за исключением узкой зоны в окрестности старого центра спрединга, где есть основание предполагать влияние всех трех рассмотренных выше,факторов.
7.3. ПАЛЕОРИФТОВЫЕ ГРАНИЦЫ ПЛИТ - ШОВНЫЕ ЗОНЫ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ
Современные границы плит широко распространены на поверхности Земли. Они представляют, как правило, зоны повышенной тектонической и магматической активности.
Не менее широко на поверхности литосферы распространены и палеограницы плит - линейновытянутые зоны, бывшие в прошлом активными границами. Они разделяют блоки литосферы, ранее принадлежавшие разным плитам и, следовательно, имеющие, как правило, разное строение, возраст и историю развития. По этим причинам именно к зонам палеограниц плит предлагается применить широко распространенный и применяемый главным образом в геологии континентальных складчатых поясов термин шовные зоны литосферы. Понятие шовной зоны в геологии континентов представляет
не что иное, как палеоколлизионную границу плит. Поэтому по смысловому значению, на наш взгляд, справедливо распространить этот термин и на другие типы палеограниц плит, в том числе в пределах океанической литосферы.
Шовные зоны палеограниц плит отчетливо выделяются по геоморфологическим и геологогеофизическим признакам на фоне прилегающих участков единой в настоящее время литосферной плиты. Горизонтальные относительные движения краев литосферных блоков отсутствуют вдоль палеограниц плит, и поэтому палеограницы представляют собой, как правило, асейсмичные зоны. Следует отметить, что под границами, а в палеоаспекте - и под палеограницами литосферных плит мы понимаем не абстрактную линию, а зону тектоно-магматических и термодинамических нарушений литосферы с характерными морфоструктура-ми, петрохимическими закономерностями и глубинным строением [49, 48, 51].
В этом разделе представлены основные типы палео дивергентных, или палеорифтовых границ плит, в пределах океанической литосферы, дана их краткая характеристика и приведены конкретные примеры каждого типа шовных зон.
Формирование палеодивергентных границ плит связано с процессами континентального рифтоге-неза и океанического спрединга. Можно выделить несколько типов палеодивергентных шовных зон (табл. 7.4).
7.3.1. Пассивные рифтогенные континентальные окраины
Рифтогенные континентальные окраины атлантического типа представляют собой зоны контакта океанической и континентальной литосферы. Например, восточные окраины Южной и Северной Америки, окраины Южной и Западной Австралии, западной и восточной Африки, Индии, восточной Антарктиды.
При длительном растяжении континентальной литосферы происходит ее утонение и разрыв сплошности, сопровождаемый переходом от континентального рифтогенеза к океаническому спре-дингу. На этой стадии расплавленная магма преимущественно базальтового состава, поднимающаяся по рифтовой трещине, припаивается к краям утоненной континентальной литосферы. Процесс раскола континента, формирование молодой океанической коры и пассивной континентальной окраины подробно изучены на примерах Атлантического океана [269, 299, 542, 234, 107], Красного моря [234] и Индийского океана [206].
Существует большое число теоретических моделей, объясняющих закономерности глубинного строения и эволюции континентальных окраин этого типа [397, 4, 440, 65, 24]. Региональные тектонические условия (наличие древних ослабленных зон, особенности континентального рифтогенеза, тер-
233
234
Таблица 7.4. Типы палеорифтовых границ литосферных плит
Типы и геотектоническое положение палеограниц плит Краткая характеристика Примеры
Шовные зоны контакта океанической и континентальной литосферы в области рифтогенных континентальных окраин атлантического типа Мощная осадочная толща скрывает рельеф фундамента. Номера линейных магнитных аномалий увеличиваются по мере приближения к континенту. Границы шовной зоны фиксируются в поле Ag и АГ Пассивные континентальные окраины Африки, Бразилии, Австралии, Индии, Восточной Антарктиды
Шовные зоны контакта разновозрастных блоков океанической литосферы при перескоке оси спрединга Шовные зоны расположены симметрично относительно нового центра спрединга и параллельны ему. В рельефе дна видна система желобов и хребтов. Нарушение в правильной последовательности линейных аномалий при том же их простирании. Скачок в региональном уровне глубин разновозрастных литосферных блоков Желоба Гудзон, Генри, Бауэр, Антибауэр, Моктесума, Мичоакан
Шовные зоны контакта разновозрастных блоков литосферы, сформированные при продвижении центра спрединга в пределы старой океанической литосферы Две шовные зоны расположены симметрично относительно продвигающегося центра спрединга и наклонные к нему. Простирание линейных магнитных аномалий по разные стороны шовной зоны различно. Изрезанный рельеф, скачок в региональном уровне глубин дна Наклонные сопряженные швы, сформированные при продвижении Галапагосского центра спрединга
Шовные зоны контакта разновозрастных блоков океанической литосферы при непараллельном простирании осей спрединга, при эволюции тройных соединений Простирание линейных магнитных аномалий по разные стороны шовной зоны различно. В рельефе наблюдается чередование желобов и хребтов Разлом Гумбольдта, разлом Чинук. Шовные зоны, сформированные при эволюции тройных сочленений
Шовные зоны контакта одновозрастных блоков океанической литосферы в палеоспрединговых хребтах Неактивный центр спрединга выражен в рельефе фундамента, скрытого осадками. Фиксируется в аномалиях Ag. Линейные магнитные аномалии симметричны и параллельны относительно оси хребта Галапагосское поднятие, хребет Математиков, Лабрадорский хребет
в б
Джоржес Банк
Северная Каролина
в
Юго-Западная Африка
е
о
ю
•20
30 КМ
0 200 400 км
Западная Африка
ЮЗ СВ
е
Запад Красного моря
А * А я
* V 4
V А * *
б
Рис. 7.6. Глубинные разрезы коры в районах рифтогенных континентальных окраин: а ~ по [269], б - по [299], в - по [480], г - по [300], д - по [502], е - по [234]
1 - континентальная кора; 2 - океаническая кора; 3 - осадки; 4 - эвапориты; 5 - переходная кора; 6 - разломы
235
момеханический режим литосферы, степень ее утонения, длительность развития рифта и др.) в конкретных районах, естественно, осложняют и делают более разнообразным глубинное строение переходных зон.
В результате раскола континентальной плиты и последующего спрединга океанической коры активная дивергентная граница (осевая зона молодого срединно-океанического хребта) постепенно удаляется от краев соответствующих континентов, так что зона перехода от континента к океану представляет собой положение этой границы на стадии ее зарождения и развивается как пассивная рифтогенная континентальная окраина атлантического типа (рис. 7.6, см. табл. 7.4). Линейные магнитные аномалии фиксируют это удаление: их номера увеличиваются по мере приближения к континенту. Накапливающиеся осадки перекрывают фундамент переходной зоны, формируя мощные осадочные бассейны. Форма и структура бассейнов в значительной степени определяется глубинным строением литосферы переходной зоны и историей развития континентальной окраины на стадии перехода от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу, когда скорость раздвижения менялась от почти нулевых значений до величины, характерной для современных спрединговых хребтов.
Границы шовной зоны контакта океанической и континентальной литосферы фиксируются в аномалиях гравитационного и магнитного полей, а сама зона характеризуется спокойным магнитным полем [450]. В окрестности переходной зоны происходит интенсивный теплообмен между молодой относительно горячей океанической и древней холодной континентальной литосферами, приводящий к изменению их термического режима, выражающемуся, в частности, в относительном возды-мании краев континентального блока и погружении краев океанического блока.
Со временем при удалении оси спрединга от границы континента.термический режим океанической и континентальной литосферы в переходной зоне в значительной степени выравнивается. Это приводит к релаксации термического рельефа (рельефа, обусловленного термическим расширением или сжатием пород литосферы) прилегающего края континента, тогда как погружение прилегающего края океанической литосферы продолжается. В зоне термической спайки отсутствуют относительные горизонтальные смещения между океаническим и континентальным блоками литосферы. Исключение могут составлять небольшие коровые вертикальные подвижки, вызванные влиянием нагрузки осадков и выражающиеся в мелкофокусной сейсмичности.
Подобный механизм термической спайки и теплообмена будет осуществляться между блоками океанической литосферы и при эволюции других типов палеодивергентных границ плит, сформированных в результате рассмотренных ниже процессов.
7.3.2. Палеограницы плит, образованные при перескоке оси спрединга
Перескок оси спрединга на расстояние в сотни километров - явление довольно распространенное в пределах океанической литосферы и наблюдается, как правило, в районах СОХ с большими и средними скоростями раздвижения (таких, как восточная часть Тихого океана). Здесь имеется несколько примеров перескока оси спрединга (рис. 7.7): перескок оси спредингового хребта Алук к западу и образование отрезка Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) в районе 55° ю.ш. -65° ю.ш. [186]; перескок отрезка оси спрединга Галапагосского поднятия на'900 км к западу и образование отрезка ВТП на участке между 50° ю.ш. и 20° ю.ш. [387]; наконец, перескок оси спрединга хребта Математиков на 450 км к востоку и образование нового отрезка спрединга ВТП на участке от 17° с.ш. до 22°с.ш. [387, 389].
Принципиальная схема эволюции литосферы при перескоке оси спрединга показана на рис. 7.8. Результат перескока оси спрединга отражается в рельефе дна в виде старого, отмершего спредингового хребта, нового спредингового. хребта, сформированного на старой океанической литосфере и двух шовных зон - “дальней” и “ближней” к палео-спрединговому хребту, фиксирующих контакт разновозрастных литосфер, сформированных на новом и старом спрединговых хребтах (рис. 7.8, д). Эти шовные зоны фиксируют места зарождения новой рифтовой зоны в пределах океанической литосферы; они расположены симметрично относительно оси нового центра спрединга и субпараллельны ему. Правильная последовательность линейных магнитных аномалий, симметричных относительно “своего” спредингового хребта, нарушается в районе шовных зон, сохраняя тем не менее, прежнее или почти прежнее простирание [20, 43, 387, 389].
Таким образом, перескок оси спрединга предполагает формирование нового отрезка СОХ на старой океанической литосфере. Этот процесс рассмотрен в работах [387, 20, 50]. Он включает следующие основные стадии: растяжение и утонение старой океанической литосферы; воздымание и сводообразование вследствие подъема высокотемпературного мантийного материала; грабенообра-зование и разрыв сплошности старой океанической литосферы; переход от рифтинга к спредингу и формированию нового срединно-океанического хребта; и, наконец, установившийся спрединг на новом сегменте СОХ и прекращение спрединга на старом СОХ (рис. 7.8).
В первом приближении здесь отмечается та же последовательность событий, что и при переходе от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу и формированию пассивной континентальной окраины, естественно, с учетом геологических и термомеханческих различий в строении и
236
Рис. 7.7. Положение в плане, распределение линейных магнитных аномалий и рельеф дна палеодивергентных границ плит, сформированных при перескоке оси спрединга: а - хребта Математиков, по [387]; б - Галапагосского поднятия, по [387]; в -хребта Алук, по [186]
1 - зоны океанического спрединга; 2 - зоны трансформных разломов; 3 - зоны субдукции; 4 - зоны контакта разновозрастных блоков океанической литосферы при перескоке оси спрединга; 5 - зоны контакта разновозрастных блоков океанической литосферы при эволюции тройных соединений; б - зоны контакта разновозрастных блоков океанической литосферы, сформированные при продвижении оси спрединга в пределы старой океанической литосферы; 7 - палеоспредин-говые хребты; 8 - зоны контакта разновозрастных блоков океанической литосферы в области пассивных следов трансформных разломов; 9 - зоны контакта континентальной и океанической литосферы в областях палеосубдукции; 10 ~ линейные магнитные аномалии
237
700° с _РЛ*™НЕ
Рис. 7.8. Принципиальная схема эволюции литосферы и формирования шовных зон при перескоке оси спрединга с учетом данных [387]
Цифрами отмечены участки различных морфотектонических провинций. Стрелками показаны преобладающие направления движения литосферы
/ - кора, сформированная на старом центре спрединга; 2 - молодая кора, сформированная на новом центре спрединга; 3 - шовные зоны контакта “старой” и “новой” литосферы
свойствах континентальной и океанической литосферы. Молодая океаническая кора, формирующаяся на новом спрединговом хребте, припаивается к утоненной старой океанической литосфере, сформированной на старом спрединговом хребте.
Естественно, процесс перехода от рифтогенеза на старой океанической литосфере к спредингу на новом хребте запечетлевается в рельефе дна в виде сложной системы глубоких желобов (одного или нескольких), часто обрамленных хребтами. Причем строение рельефа дна на двух сопряженных участках шовных зон, симметрично расположенных относительно нового центра спрединга и совмещае-
мых при реконструкции начального положения океанического рифта, видимо, не является симметричным, свидетельствуя и об асимметрии процесса океанического рифтогенеза (на этапе раскола старой литосферы).
Зоны перехода от старой океанической литосферы к более молодой можно считать некоторым аналогом пассивных континентальных окраин. Поэтому изучение рельефа дна и понимание процессов, происходящих при формировании зон перехода от старой океанической литосферы к более молодой позволит в некотором приближении понять глубинное строение литосферы, скрытой под мощным покровом осадков в областях пассивных рифтогенных континентальных окраин.
В окрестности рассматриваемых шовных зон наблюдается скачкообразное изменение региональных глубин дна для разновозрастных литосферных блоков. Причем в соответствии с законом y)t [115, 432] средние глубины участка молодой литосферы гораздо меньше, чем старой, более удаленной от оси нового спредингового хребта. Между разновозрастными литосферными блоками происходит латеральный перенос тепла от более молодого и нагретого блока к более старому, холодному. В результате региональный уступ будет постепенно сглаживаться, становясь со временем менее выраженным в рельефе.
Примерами шовных зон, образованных в результате перескока оси спрединга, являются сопряженные шовные зоны Гудзон и Генри, сформированные в результате контакта более молодой литосферы, сформировавшейся на спрединговом хребте Алук (см. рис. 7.7, в) [186]. Шовные зоны в виде уступа Бауэр и сопряженного с ним уступа Антибауэр, расположенного западнее отрезка ВТП, между 3-6° ю.ш. образовались в результате перескока оси спрединга Галапагосского поднятия (рис. 7.7, б) [387]. Наиболее изученными в настоящее
238
время являются шовные зоны Моктесума и Мичоакан, образованные при перескоке спредингового хребта Математиков и формировании сегмента ВТП (см. рис. 7.7, а) [324, 387, 389].
7.3.4. Палеограницы плит, сформированные при эволюции тройных соединений
7.3.3. Палеограницы плит, образованные при продвижении спредингового хребта
Формирование палеодивергентных шовных зон этого типа связано с продвижением нового центра спрединга в пределы старой океанической литосферы. В данном случае наблюдаются две сопряженные шовные зоны термической спайки, названные Р.Хейем “псевдоразломами” [291]. Эти наклонные в плане к оси спрединга и симметричные относительно нее шовные зоны лучше всего изучены на примере продвигающегося Галапагосского центра спрединга [291, 292]. Здесь они отчетливо выделяются в рельефе дна и разделяют блоки литосферы с существенно различной картиной простирания линейных магнитных аномалий (рис. 7.9, см. табл. 7.4).
Вследствие особых термических условий и характера дифференциации магмы в головной части оси спрединга, продвигающейся в пределы старой, мощной, холодной литосферы, создаются существенные отличия в химическом составе генерируемого здесь базальтового вещества от пород, слагающих океаническую кору, сформированную на обычном, не продвигающемся центре спрединга. Эти отличия выражаются в повышенном по сравнению с нормальной океанической корой содержании окислов железа и титана в базальтах [292]. Следовательно, шовные зоны, или “псевдо-разломы” этого типа, помимо того, что они разделяют разновозрастные блоки, имеют еще существенные геохимические различия в составе базальтов, слагающих океаническую кору.
Образование палеограниц плит этого типа определяется развитием тройных соединений и связано с наличием центров спрединга, имеющих разное простирание. В этом случае новая океаническая кора, образующаяся на одной или нескольких спрединговых ветвях, припаивается к океанической литосфере, сформированной на другой ветви, или к более древней литосфере. Эти шовные зоны имеют характеристики, сходные с предыдущими типами, за исключением того, что простирание линейных магнитных аномалий по разные стороны от каждой из них существенно различно.
Примером могут служить молодые шовные зоны, расположенные в окрестности современного тройного соединения Родригес в Индийском океана
Рис. 7.9. Положение в плане, распределение изохрон, в млн лет (вверху) и рельеф дна (внизу) палеодивергентных границ, сформированных при продвижении Галапагосского центра спрединга, по [291]
Условные обозначения см. на рис. 7.7
239
a
б
100 0 100 км
।___>___---*___>
Рис. 7.10. Положение в плане, распределение линейных магнитных аномалий и рельеф дна разлома Гумбольдта (а), по [186], Императорского разлома, по [454] и разлома Чинук (б), по [388]
Условные обозначения на рис. 7. 7
(см. рис. 3.9), более древние шовные зоны, выраженные в виде разлома Гумбольдта в юго-восточной части Тихого океана (рис. 7.10, а), а возможно, также разлом Диамантина, Императорский разлом и разлом Чинук в Тихом океане (рис. 7.10 6, см. табл. 7.4). О генезисе последних трех морфотектонических структур существуют и другие представления. Так разломы Диамантина и Императорский, возможно, представляют собой палеоспрединговые хребты с малой скоростью раздвижения [387], а трог Чинук фиксирует место образования нового спредингового хребта на океанической литосфере [387, 453] или является трансформным разломом [57]. Все эти структуры отчетливо выделяются в рельефе дна в виде глубокого желоба и сопутствующих хребтов. Для них характерна спайка разновозрастных блоков литосферы с корой, генерированной в центрах спрединга с различным простиранием и временами активного действия.
Все, рассмотренные выше, палеорифтогенных границы фиксируются в рельефе дна в виде регионального уступа, разделяющего участки литосферы, погруженные на разные глубины вследствие различия их возраста. Различие в возрасте и эво
люции блоков литосферы отражается в характере простирания и последовательности линейных магнитных аномалий, которые отличаются для каждого типа палеодивергентных границ плит.
К палеодивергентным границам плит относятся также широко распространенные структуры собственно палеспрединговых хребтов, подробно рассмотренные в предыдущих разделах этой главы.
* * *
Строение литосферы палеоспрединговых хребтов, их выраженность в рельефе дна и аномальных геофизических полях зависят от времени развития хребта, а точнее, от трех основных факторов: 1) от длительности периода активного спрединга; 2) от характера изменения скорости спрединга, особенно на заключительных этапах активного функционирования спредингового хребта и 3) от интервала времени, прошедшего с момента прекращения спрединга.
В эволюции термической структуры литосферы, рельефа дна и геофизических аномалий при “отмирании” спредингового хребта можно выделить три этапа.
240
Первый - активный этап - связан с замедлением скорости раздвижения, вплоть до полного прекращения спрединга. Уменьшение скорости спрединга и периодичности магматических излияний в тектоно-магматическом цикле сопровождается значительными изменениями структуры рифтовой зоны и ее геофизических характеристик. Морфотектони-ка и глубинная структура рифтовой зоны быстро раздвигающихся хребтов на этом этапе в существенной степени зависят от эволюции коровой магматической камеры, ответственной за конкретные извержения в тектоно-магматическом цикле. Чем меньше скорость спрединга, тем менее выраженной будет осевая магматическая камера и тем более контрастным будет рельеф осевой зоны и толще -хрупкий слой литосферы.
Второй - переходный этап - предполагает прекращение спрединга и характеризуется растяжением литосферы, но уже без формирования новой коры. Расчеты термической структуры литосферы и интерпретация гравитационных аномалий (проведенные для палеоспрединговых хребтов Лабрадорского и Математиков) свидетельствуют о том, что процесс серпентинизации перидотитов на этих двух этапах развития может влиять на формирование рельефа дна и глубинную структуру палеоспрединговых хребтов.
Третий - пассивный этап эволюции палеоспрединговых хребтов, характеризуется прекращением растягивающих напряжений и предполагает изменение поля температур в литосфере и заглубление кровли астеносферы под рифтовой зоной СОХ. Следствием этого процесса будет увеличение толщины литосферы, понижение уровня рельефа фундамента, скрываемого под толщей осадков, уменьшение величины теплового потока и амплитуды гравитационных аномалий палеоспредингового хребта. Причем, чем больше времени пройдет с момента прекращения активного спрединга, тем более существенными будут эти изменения.
Процессы океанического спрединга играют существенную роль при формировании палеодивергентных границ плит (шовных зон) разных геоди-намических типов. Эти палеограницы широко распространены в пределах океанической литосферы. Они представляют собой зоны контакта различных в прошлом литосферных плит и, следовательно, разделяют блоки литосферы, имеющие, как правило, разное строение, возраст и эволюцию. Палеоди-вергентные границы представляют шовные зоны контакта: а) континентального и океанического блоков литосферы в областях современных рифтогенных пассивных континентальных окраин; б) двух разновозрастных блоков океанической литосферы, сформированных в результате перескока
оси спрединга или в процессе продвижения рифта в пределы старой океанической литосферы; в) двух одновозрастных блоков литосферы в зонах палеоспрединговых хребтов.
Структура палеодивергентных границ плит различных типов, а также разные этапы их эволюции определяют многообразие морфоструктур дна океана, имеющих различную геодинамическую природу. В то же время морфотектонические структуры палеограниц плит и связанные с ними геофизические поля (гравитационное, магнитное, тепловое) несут информацию не только о современном строении их литосферы, но также и о глубинных процессах, происходящих на активной стадии развития границы плиты. Выделение и анализ такой информации позволяет проследить эволюцию строения литосферы от стадии зарождения границы плиты и ее активного развития вплоть до стадии ее отмирания и сейсмически пассивного существования.
Одним из важных процессов, играющих существенную роль в формировании и эволюции литосферы почти всех типов палеограниц плит? является “эффект термической спайки”. Этот эффект предполагает припаивание вновь образующейся в рифтовых зонах СОХ горячей базальтовой океанической коры к более древнему и остывшему блоку литосферы. Дальнейший теплообмен между “молодым” и “старым” блоками в значительной степени изменяет термическую структуру шовной зоны. Со временем (первые десятки миллионов лет) под действием латерального теплообмена региональный рельеф дна и распределение аномальных геофизических полей существенно сглаживаются. После полной релаксации “термического” рельефа такие структуры могут обнаруживаться лишь по смещениям в распределении линейных магнитных аномалий.
Если рассматривать всю совокупность палеограниц плит в пределах океанической литосферы, то очевидным представляется ее блоковое строение. Если в то же время принять во внимание, что океаническая литосфера имеет слоистое строение, то реальная картина будет отражать сложную слоисто-блоковую структуру океанической литосферы с характерной геологогеофизической выраженностью и эволюцией границ блоков. Поэтому, проводя ретроспективный анализ рельефа дна, аномальных геофизических полей и геодинамических процессов в зонах палеограниц плит, можно построить модели эволюции литосферы современных океанов и палеоокеанов в течение всей геологической истории Земли.
241
ГЛАВА 8. ЭНЕРГЕТИКА ЗЕМЛИ (МОДЕЛЬ СОРОХТИНА-УШАКОВА)
В предыдущих главах было продемонстрировано, что многие особенности глубинного строения осевых рифтовых зон определяются величиной линейной скорости раздвижения литосферных плит. В начале 70-х годов было показано, что перемещение литосферных плит обусловлено превышением внутренней теплогенерации Земли над суммарными кондуктивными теплопотерями через ее литосферу [134]. Иными словами, с общих физических позиций, движение литосферных плит необходимо для конвективного выноса тепла с мантийным веществом, выходящим в рифтовых зонах на дно океана, как средство спасения Землей себя от перегрева.
Для того, чтобы оценить скорость перемещения литосферных плит в геологическом прошлом, необходимо знать величину энергии развития Земли в то время. Такую оценку можно сделать, только опираясь на модель общей эволюции Земли. В качестве наиболее вероятной нами принята эволюционная модель О.Г.Сорохтина и С.А.Ушакова [120-122].
8.1. ФОРМИРОВАНИЕ И РАННИЙ (ДОРИФТОВЫЙ) ЭТАП РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ
При построении общей геодинамической теории развития Земли были использованы следующие постулаты.
1. Земля является физическим телом и развивается по законам физики. Отсюда следует, что ее развитие происходит под влиянием процессов, в максимальной степени уменьшающих потенциальную (внутреннюю) энергию планеты, т.е. является необратимым. При этом источники энергии эндогенного развития Земли прежде всего следует искать внутри ее самой, хотя приливные взаимодействия Земли с Луной, будучи по своему происхождению чисто внешними воздействиями, фактически приводят к выделению в земных недрах тепловой энергии, по существу не отличимой от других чисто эндогенных источников энергии. В противоположность этому развитие экзосферы Земли, включая климат планеты, процессы выветривания пород и осадкообразование, в большей мере управляются солнечной энергией.
2. Из постановки физической задачи следует, что общее развитие Земли должно описываться уравнениями математической физики, решения которых можно искать только задавшись начальными и краевыми условиями задачи. В качестве начального условия здесь выступает строение и состав первичной Земли, а в качестве краевого (граничного) условия - строение и послойный состав со
временной Земли.
3. Землю с ее геосферами (ядром, мантией, литосферой, гидросферой и атмосферой) следует рассматривать как физически взаимодействующую единую динамическую систему, объединенную внутренними связями, потоками вещества и энергии. При этом надо учитывать, что с этой чисто земной системой через приливные взаимодействия еще связана и Луна. Сейчас ее влияние на Землю скромное, но на ранних этапах развития планетной системы оно было весьма значительным и даже определяющим.
По приведенным причинам, очевидно, механические перемещения вещества в Земле нельзя отрывать от развивающихся в ее недрах физико-химических и энергетических процессов, приводящих к изменениям состава, плотности, объема и температуры вещества. Кроме того, следует учитывать и постоянно происходящие в геосферах Земли трансформации вертикальных движений в горизонтальные, и наоборот. Все это требует рассмотрения развития всех геологических процессов, в том числе и тектонической активности Земли, в пространстве и времени. Поэтому следует до конца использовать возможности актуалистического подхода в исторической геологии, правда, внося в такой подход соответствующие эволюционные поправки на необратимость тектонического развития Земли и ее отдельных геосфер.
Лишь такой всесторонний и комплексный подход к отдельным геологическим явлениям и процессам, как к частным формам проявления наиболее общего процесса развития Земли, позволяет выяснить, например, происхождение и развитие гидросферы и атмосферы на Земле, причины принципиального отличия тектоники архея от последующих эпох, основные закономерности роста массы континентальной коры, причины возникновения уникальной металлогенической эпохи раннего протерозоя и т. д. Стержневой характеристикой всех этих проблем является тектоническая активность Земли. Но для выяснения этой важнейшей характеристики развития нашей планеты необходимо рассматривать фундаментальные и разноплановые вопросы происхождения Земли, включая химическую дифференциацию вещества в прото-планетном газопылевом облаке, из которого образовалась Земля, историю развития системы Земля-Луна, состав земного ядра и природу его выделения из мантии, эволюцию химического состава мантии и конвективный массообмен в ней.
Разрешить все эти слившиеся воедино проблемы позволяет разработанная в России наиболее общая геологическая теория глобальной эволюции Земли [121]. Возникла эта теория за счет органиче
242
ского слияния и дальнейшего совместного развития тектоники литосферных плит, современной космогонической концепции происхождения Земли и гидродинамической теории, описывающей конвективный массообмен в мантии.
Судя по составу и сравнительно небольшой массе атмосферы и гидросферы Земли, в сумме не превышающих 2,4-10-4 массы планеты, Земля, как и другие планеты земной группы; формировались из вещества, почти полностью потерявшего все газовые составляющие (в земной атмосфере практически нет даже тяжелых первичных благородных газов), резко обедненного гидросиликатами, карбонатами, серой и ее соединениями и заметно обедненного щелочными и другими легкоплавкими металлами.
Расчеты В.С.Сафронова [109], одного из создателей современной теории планетообразования, показывают, что рост Земли продолжался около 100 миллионов лет и вначале происходил во все ускоряющемся режиме аккреции, но затем, в связи с исчерпанием запасов твердого вещества в околоземном рое планетезималей протопланетного облака, вновь замедлился. Всего при аккреции Земли выделилось гигантское количество гравитационной энергии - около 23,3-1038 эрг. Этой энергии более чем достаточно не только для расплавления всего земного вещества, но и для его полного испарения при температуре выше 30 000° С. Однако большая часть этой энергии аккреции выделялась в самых приповерхностных частях растущей Протоземли и вновь терялась с ее тепловым излучением. Естественно, что потери тепла оказывались тем большими, чем медленнее происходил рост самой Земли.
Этот важный для нас результат показывает, что Земля в процессе ее роста не только разогревалась от ударов падавших на нее планетезималей, но успевала также и остывать, излучая через свою поверхность большую часть тепловой энергии аккреции. В результате за время роста Земли (около 10s лет) температура в ее недрах была ниже температуры плавления первичного недифференцированного земного вещества, а следовательно, и сама Земля в то время оставалась еще недифференцированной планетой, лишенной ядра и земной коры.
Большую роль в тектоническом развитии Земли и ее энергетическом балансе сыграло её гравитационное взаимодействие с Луной на самой ранней стадии развития планет около 4,5 млрд лет назад. В настоящее время приливное взаимодействие Земли с Луной из-за ее более близкого расположения к Земле приблизительно вдвое сильнее, чем с Солнцем. Для простоты рассмотрим влияние на Землю только одной Луны. Благодаря взаимному гравитационному притяжению планет в их телах возникают приливные деформации - вздутия или горбы. При этом у каждой планеты возникает два горба; один обращен к возмущающей ее “соседке”, а второй располагается с противоположной стороны (рис. 8.1). Причем такие возмущения в теле Земли возникают не только за счет “вздутия” океанов и
морей (за счет перетекания в их подлунные участки воды из соседних акваторий), но и в “твердой” Земле.
Рис. 8.1. Схема отклонения приливных горбов от направления на приливообразующее тело, по [120]
В связи с тем, что угловая скорость вращения современной Земли совершающей один оборот вокруг своей оси за 24 часа, существенно превышает орбитальную угловую скорость движения Луны, один оборот которой происходит за 27,32 сут = 655,7 ч, приливные горбы как бы “бегут” по земной поверхности вместе с видимым движением Луны по небосводу. Но вещество Земли, не является идеально упругим телом и обладает свойствами вязкой жидкости. Это приводит к тому, что деформации в приливных горбах не успевают рассасываться после прохождения ими точек кульминации с Луной и увлекаются земным вращением вперед, заметно опережая (примерно на 2,16°) движение самой Луны. При этом земному наблюдателю, наоборот, кажется, что максимальные приливы Земли всегда запаздывают и наступают на ее поверхности несколько позже момента кульминации Луны (см. рис. 8.1).
Дополнительные притяжения избыточных масс приливных горбов оказывают влияние на движение самих планет. Так, притяжения обоих приливных вздутий Земли создают пару сил, действующих как на саму Землю, так и на Луну. Однако влияние ближнего, обращенного к Луне вздутия несколько сильнее, чем дальнего. Абсолютные значения сил приливного взаимодействия между Луной и Землей сейчас малы, но, накапливаясь в течение длительного времени их воздействия, приводят к заметному торможению вращения Земли и, наоборот, к ускорению орбитального движения Луны и к ее удалению от Земли.
Для определения эволюции взаимных расположений Луны и Земли необходимо использовать законы небесной механики (третий закон Кеплера) и закон сохранения количества движения (импульса)
243
в системе, а также учитывать рассеиваемую в планетах энергию приливных деформаций. Приливные взаимодействия перераспределяют моменты количества движения между планетами, но при этом суммарный момент количества движения системы всегда остается неизменным. Эти же взаимодействия приводят также к “перекачке” энергии от одной из планет к другой, но в отличие от момента количества движения энергия вращательного движения в системе не сохраняется постоянной, поскольку она благодаря приливным деформациям постепенно переходит в тепло и рассеивается далее в космическом пространстве. В настоящее время вращательная энергия Земли передается Луне, благодаря чему, с одной стороны, происходит постепенное замедление осевого вращения нашей планеты, а с другой, - одновременное с этим отодвигание Луны от Земли.
Из приведенных закономерностей вытекает важное следствие. Если спутник Земли при своем образовании или захвате обладал собственным вращением с угловой скоростью, не равной скорости его обращения вокруг массивной центральной планеты, то на такой спутник обязательно должна была действовать пара приливных сил, тормозящих его осевое вращение. В результате такой спутник быстро переходил на синхронное вращение, при котором его угловые скорости осевого и орбитального вращения становились равными друг другу и он оказывался повернутым к центральной планете (Земле) всегда одной и той же стороной, как это сейчас и наблюдается у Луны (один оборот вокруг своей оси Луна совершает за время ее полного оборота вокруг Земли).
Существенное влияние на приливное взаимодействие планет оказывает эффективная механическая добротность Q центральной планеты. Напомним, что под фактором добротности понимается степень приближения реологических свойств реальных тел к идеальной упругости: чем выше механическая добротность тела, тем его свойства ближе к идеально упругим материалам, и, наоборот, чем ниже фактор добротности, тем это тело больше проявляет свои вязкие свойства. Численно безразмерный фактор добротности равен отношению общей энергии, затрачиваемой на деформацию тела (например, за счет приливных взаимодействий планет), к той ее части, которая благодаря процессам внутреннего трения в материале этого тела превращается в тепло.
Теория приливных взаимодействий планет показывает, что в случае, если угловая скорость осевого вращения центральной планеты превышает угловую скорость орбитального вращения спутника (как это и наблюдается в системе Земля-Луна), то благодаря таким взаимодействиям осевое вращение центральной планеты будет тормозиться, а спутник будет от нее отодвигаться. При этом скорость удаления спутника от центральной планеты оказывается пропорциональной его массе, обратно пропорциональной фактору добротности централь
ной планеты и расстоянию между ними в степени 5,5.
Для оценки эволюции системы Земля-Луна и определения зависимости расстояния между планетами за геологическое время необходимо оценить как менялась эффективная механическая добротность Земли Q за всю историю ее развития.
Молодая Земля сразу же после своего образования была холодным космическим телом, и в ее недрах температура еще нигде не превышала температуру плавления вещества. Об этом, в частности, свидетельствует полное отсутствие на Земле очень древних изверженных (да и любых других) пород с возрастом старше 4 млрд лет, а также изотопно-свинцовые отношения, показывающие, что процессы дифференциации земного вещества начались заметно позже времени образования самой Земли и протекали без существенного плавления. Кроме того, на земной поверхности тогда не было ни океанов, ни атмосферы. Поэтому эффективная механическая добротность Земли в тот ранний период ее развития, который мы в дальнейшем будем называть катархейским, была сравнительно высокой. По сейсмическим данным, в развитой океанической литосфере, т.е. в холодном земном веществе мантийного состава, фактор добротности находится в пределах от 1000 до 2000, тогда как в частично расплавленной астеносфере под вулканами его значение снижается до 100.
В отличие от современных условий молодая Земля, как уже отмечалось, была существенно более холодной, лишенной астеносферы и ядра, а также характеризовалась отрицательным градиентом температуры в нижней мантии. Поэтому в те далекие времена механическая добротность Земли в ее глубинных недрах скорее всего существенно превышала фактор добротности современной литосферы. Однако следует учитывать, что на приливное взаимодействие планет в основном влияют слои с наименьшими значениями фактора добротности. Учитывая это для определенности расчетов, принималось, что в течение всего катархея, т.е. периода от момента образования Земли приблизительно 4,6 млрд лет назад и вплоть до начала развития в ней геологических процессов в самом начале архея, около 4 млрд, лет назад, значение приливного фактора добротности Земли равнялось 1500 [120].
Приведенная оценка фактора добротности Земли в катархее позволила определить, что за этот период Луна благодаря приливным взаимодействиям с Землей оказалась отброшенной от нее на расстояние до 160 тыс. км (рис. 8.2). При этом отодвигание Луны от Земли было весьма неравномерным: вначале очень быстрым, а затем - более спокойным.
Изменения фактора добротности Земли в остальные периоды геологического времени могут быть оценены на основании эмпирических данных. В частности, средние значения фактора добротности в фанерозое и протерозое могут быть определены по палеонтологическим данным, позволяющим найти для некоторых моментов времени этих
244
9
Время,10 лет
Рис. 8.2. Эволюция радиуса лунной орбиты со временем, по [ 121]
Заштрихованы интервалы проявления лунного магматизма: I - фаза раннего кратерообразования и проявления анортозитового магматизма; II - фаза позднего кратерообразования и проявления базальтового магматизма
эпох число дней в году или, что то же, угловую скорость собственного вращения Земли. Так, по суточной микрослоистости девонских кораллов Дж.Уэллс [554] показал, что в среднем девоне год состоял приблизительно из 400 сут, а продолжительность суток не превышала 22 часа. В дальнейшем аналогичные определения были выполнены и для других периодов фанерозоя, а также для строматолитов - отложений бактериальных и микрово-дорослевых пленок раннего протерозоя (рис. 8.3).
Зная современное расстояние Луны от Земли (384,4 тыс. км), удалось рассчитать среднее значение фактора добротности в фанерозое, т.е. за последние 550-600 млн лет. Оно оказалось приблизительно равным 12. Полученная оценка очень неплохо совпала с независимым определением приливного фактора добротности Земли =13, выполненным Г.Макдональдом [80] на основании обработки данных по современным приливам в океанах и морях. Низкие значения приливного фактора добротности в фанерозое объясняются широким развитием в эту геологическую эпоху мелководных эпиконтинентальных морей, покрывающих сейчас на шельфах около 30% континентальной коры. Но именно в мелководных морях и происходит основное рассеивание энергии приливов за счет трения приливных течений о дно мелководных бассейнов.
Аналогичным путем по суточной микрослои
стости строматолитов в раннем протерозое с возрастом около 1,8 млрд лет Г.Паннелла [430] определил, что тогда в году было 445 сут, а продолжительность самих суток была менее 20 ч. Отсюда удалось определить, что в протерозое фактор приливной добротности Земли приблизительно равнялся 75. Повышенное значение фактора добротности в протерозое вполне понятно, поскольку в ту далекую эпоху уже образовался глубокий океан, а мелководных эпиконтинентальных морей тогда еще почти не существовало. Но диссипация приливной энергии в глубоком океане была мала, поскольку в этом случае не возникали сильные придонные течения - основная причина приливного торможения Земли.
Время,1 О9 лет
Рис. 8.3. Изменение числа дней в году во времени, по [120]
В архее приливная добротность Земли, как и в фанерозое, должна была быть достаточно низкой по двум причинам. Во-первых тогда сами океаны еще были мелкими и в них рассеивалась значительная часть приливной энергии и, во-вторых, в архее уже происходило расплавление нижней мантии (во всяком случае на низких широтах) с существенным ее перегревом. Учитывая теперь неразрывность процесса отодвигания Луны от Земли, и связывая его воедино в катархее, архее, протерозое и фанерозое, найдем, что в архее фактор приливной добротности Земли в среднем равнялся 26.
Итак, полученная упрощенная модель изменения фактора добротности Земли Q, основанная на комбинации теоретических соображений с расчетами по эмпирическим данным, выглядит следующим образом: в катархее (от 4,6 до 4 млрд лет назад) Q = 1500; в архее (от 4 до 2,6 млрд лет назад) £) = 26; в протерозое (от 2,6 до 0,6 млрд лет назад) 2 = 75: в фанерозое (приблизительно от 600 млн лет назад до настоящего времени) Q- 12. Реальное распределение фактора добротности по времени,
. 245
безусловно, могло меняться по более сложному закону, но основные его черты в приведенном распределении, по-видимому, определены все-таки правильно. Рассчитанная по этой модели зависимость расстояния между центрами тяжести Земли и Луны от времени приведена на рис. 8.2.
В связи с неидеальной упругостью Земли и Луны приливные взаимодействия между этими планетами приводят к рассеиванию части приливной энергии, постепенно переходящей в тепло. Напомним, что переход в тепло и рассеивание приливной энергии в теле Земли происходит в результате внутреннего трения вещества при его деформациях в приливных горбах, вслед за Луной обегающих и деформирующих тело Земли. В мелководных морях приливная энергия к тому же диссипирует за счет возникновения интенсивных приливных течений и их трения о морское дно.
Генерируемое приливами тепло, в конце концов, излучается в космическое пространство, в результате чего общая энергия системы Земля-Луна меняется, но момент количества движения при этом сохраняется неизменным, хотя и происходит его перераспределение между планетами. Это обстоятельство приводит к постепенному уменьшению скорости собственного вращения Земли и к последовательному удалению Луны от нашей планеты.
В настоящее время лунно-земные приливные взаимодействия сравнительно слабые, по оценкам Г. Макдональда [80], сейчас в Земле рассеивается около 2,5'1019 эрг/с приливной энергии, причем большая ее часть рассеивается в мелководных морях, тогда как в теле “твердой” Земли диссипирует не более 4-Ю18 эрг/с [120]. Поскольку современный суммарный тепловой поток через поверхность Земли достигает (4,2-4,3)-1О20 эрг/с, а его глубинная составляющая, идущая из мантии, приблизительно равна 3,3-1020 эрг/с, то оказывается, что в настоящее время доля приливной энергии, рассеиваемой в глубинах Земли, лишь немногим превышает 1% от полной тепловой энергии, генерируемой в земных недрах [120]. Таким же незначительным оказывается и современный энергетический вклад приливов в тектоническую активность Земли, хотя сами приливные деформации литосферной оболочки, достигающие по амплитуде нескольких десятков сантиметров, в некоторых случаях, по-видимому, все же могут выступать в качестве спусковых механизмов землетрясений и связанных с ними конечных деформаций. Тем более незначительны влияния на тектонику Земли солнечных приливов, эффект которых не превышает 20% от воздействия лунных приливов (галактическими приливами вообще следует полностью пренебрегать, так как их влияние еще на много порядков слабее солнечных приливов).
Если амплитуда солнечных приливов всегда оставалась незначительной, то для лунных приливных воздействий это далеко не так. Теория приливов показывает, что интенсивность таких воздействий обратно пропорциональна шестой степени расстояния между планетами [80, 108]. Отсюда
следует, что в далекие геологические времена, когда Луна располагалась существенно ближе к Земле, ее приливные воздействия на нашу планету были значительно более сильными. Более того, можно ожидать, что на самых ранних этапах развития Земли приливная энергия превалировала над всеми остальными источниками эндогенной энергии и поэтому во многом определяла собой тектоническое развитие Земли.
Как известно, выделяемое при диссипации приливной энергии тепло черпается из кинетической энергии вращения Земли. В настоящий момент эта энергия сравнительно невелика и равна 2,12-1036 эрг, но в начале эволюционного пути системы Земля-Луна около 4,6-109 лет назад она была значительно большей и достигала =4,05-1037 эрг. Часть этой энергии, выделяющейся в процессе замедления вращения Земли, тратится на увеличение энергии орбитального движения Луны, остальная же часть диссипирует в самой Земле.
За время жизни системы Земля-Луна, т.е. 4,6-109лет, как показали оценки кинетическая энергия вращения Земли уменьшилась на =3,84-1037 эрг, а кинетическая энергия орбитального движения Луны, наоборот, возросла на =0,54-1О37. Следовательно, за это же время в Земле диссипировало и превратилось в тепло около 3,3-1037эрг приливной энергии. Закономерности выделения приливной энергии со временем Е (t) и ее скорости Ё (f), представленные на рис. 8.4 и рис. 8.5, были получены на основе приведенных выше моделей изменения от времени добротности Земли Q(t) и расстояния между Луной и Землей L(t). Как видно из приведенных графиков, с наибольшей интенсивностью приливная энергия выделялась в Земле в самом начале ее развития. В те далекие времена сразу же
Рис. 8.4. Выделение приливной энергии в “твёрдой” Земле (2); в Земле и гидросфере (заштрихованная область - в гидросфере) (/)
246
Рис. 8.5. Скорость выделения приливной энергии в Земле после образования Луны, приблизительно 4,6-109 лет назад скорость выделения приливной энергии достигала гигантской величины - около 5,5-1024 эрг/с, что почти в 13 тыс. раз превышало скорость генерации эндогенной тепловой энергии в современной Земле. Напомним, что высота приливов в ее “твердом” теле тогда превышала километр, а сейсмическая активность могла превышать современную примерно на три порядка.
Однако такие экстремальные условия на Земле продолжались очень недолго. Уже через один миллион лет приливная теплогенерация в Земле снизилась приблизительно в 100 раз, а еще через 10s лет достигала уровня 7-10м эрг/с, т.е. уже менее чем в 2 раза превышала современную теплогенерацию в Земле (4,3-1020 эрг/с). В дальнейшем диссипация приливной энергии продолжала плавно снижаться приблизительно до уровня 1,2-1О20 эрг/с в конце ка-тархея. Всего в катархее за первые 600 млн лет существования Земли выделилось около 2,1-1037 эрг/с тепловой энергии приливного происхождения.
Поскольку центральные области молодой Земли в катархее еще сохранялись сравнительно холодными, то вязкость вещества земной “сердцевины” с учетом высоких давлений тогда была исключительно большой - п»103°П. Соответственно большой должна была быть и добротность вещества в центральных недрах Q > 10 000. Отсюда следует, что основная доля приливной энергии в катархее выделялась только в верхних частях Земли, на глубинах до 1000 км, т.е. там, где температура недр более всего приближалась к температуре плавления земного вещества, а вязкость мантии оказывалась минимальной. При этом заметная доля энергии приливов, по-видимому, тогда должна была выделяться в самом приповерхностном, рыхлом
реголитоподобном слое, раздробленном приливными деформациями.
Учитывая приведенные соображения, можно ожидать, что только за счет выделения приливной энергии температура верхних слоев молодой Земли в катархее могла подняться на 500-800°С, достигнув к концу этой эпохи температуры плавления земного вещества и начала формирования в верхней мантии астеносферного слоя.
Как только произошло это событие на рубеже катархея и архея, около 4,0-109 лет назад, сразу же резко снизилась добротность верхней мантии и столь же резко усилилось рассеивание приливной энергии во вновь возникшей астеносфере, что привело к формированию литосферы и ее первым перемещениям
Несмотря на большую долю (около 75%) приливной энергии, поступавшей в позднем архее и протерозое в мантию (главным образом в астеносферу), ее вклад в суммарный глубинный тепловой поток через земную поверхность все же оставался исключительно низким и не превышал 1-2% . Отсюда следует важный вывод, что только в раннем архее приливная энергия играла заметную роль в тектонической активности Земли, тогда как в позднем архее, протерозое и фанерозое лунные приливы вносили лишь ничтожно малый вклад в развитие энергоемких эндогенных процессов.
Для понимания геологических этапов развития Земли исключительное значение имеют два основных вывода теории планетообразования. Во-первых, молодая Земля сразу же после своего образования была относительно холодным космическим телом и нигде в ее недрах температура не превышала температуру плавления земного вещества [109, ПО]. Во-вторых, первичная Земля имела достаточно однородный состав, а связанные с химическими неоднородностями вещества локальные отклонения плотности от средней на данном уровне величины, по-видимому, не превышали 0,01 г/см3 [109].
Если принять эти условия за исходные, то дальнейшая эволюция Земли (обособление мантии, ядра, коры, гидросферы и атмосферы) должна была полностью определяться исходным составом земного вещества, начальным теплозапасом нашей планеты и историей ее взаимодействия с Луной. При этом очевидно, что эндогенные источники энергии, фактически управляющие всем ходом глобального (и тектонического) развития Земли, включая энергию распада радиоактивных элементов и гравитационную дифференциацию земного вещества, в конце концов тоже определяются исходным составом Земли. Результаты расчета состава Земли приведены в табл. 8.1 в сопоставлении с составами современной мантии и углистых хондритов - наименее дифференцированных метеоритов, обычно принимаемых за эталон среднего состава протопланетного вещества.
Как видно из табл. 8.1, первичное вещество Земли представляло собой ярко выраженную ульт-
247
Таблица 8.1. Химический состав Земли и метеоритов, % [121]
Компонент 1 2 3 4 5 6
SiO2 59,3 45,7 — 31,13 38,04 33,0
TiO2 0,7 0,5 — 0,34 0,11 o.ll
А12О3 15,0 3,7 — 2,61 2,50 2,53
Fe2O3 2,4 2,65 - — - -
FeO 5,6 5,55 48,64 21,73 12,45 22,0
MnO 0,1 0,14 — 0,095 0,25 0,24
MgO 4,9 38,4 — 26,00 23,84 23,0
CaO 7,2 2,5 — 1,72 1,95 2,32
Na2O 2,5 0,35 - 0,25 0,95 0,72
K2O 2,1 0,012 — 0,015 0,17 -
Сг20з — 0,4 — 0,27 0,36 0,49
P2O5 0,2 - — — 0,38
NiO - 0,1 - 0,07 -
FeS - - 7,49 2,36 5,76 13,6
Fe - - 43,30 13,19 11,76 -
Ni - — 0,61 0,19 1,34 -
Примечание. 1 - состав континентальной коры, по А.Б.Ронову и А.А.Ярошевскому [106]; 2 - состав мантии Земли (с учетом данных Л.В.Дмитриева и А.Риигвуда); 3 - модельный состав ядра Земли; 4 - состав первичного вещества Земли (расчет); 5 - средний состав хондрито, по [541]; 6 - средний состав углистых хондритов
раосновную породу с низким ее насыщением кремнеземом и высоким содержанием двухвалентного железа. Следовательно, первичное вещество Земли должно было характеризоваться резко выраженным ортосиликатным составом. Примерно на 75% оно было сложено оливином (в котором содержалось до 38% фаялита), на 7% - остальными силикатами и на 13,8% - камаситом [29].
Из таблицы видно, что относительно среднего состава метеоритов Солнечной системы Земля несколько обогащена железом и его окислами (примерно на 50-60%), существенно обеднена серой (в 10 раз), калием (приблизительно в 4-5 раз) и другими подвижными элементами, но характеризуется почти средним для Солнечной системы обилием кислорода по отношению к кремнию.
Содержания в первичном веществе Земли летучих, подвижных и редких рассеянных элементов определить значительно сложнее. Тем не менее имеющиеся оценки их концентрации в Земле показывают, что по сравнению со средним составом протопланетного вещества (углистых хондритов первого типа) земное вещество обеднено водой в 200-250 раз, калием в 5-7 раз, углеродом приблизительно в 1000 раз [29].
Такие же соединения, как метан или аммиак, по-видимому, были почти полностью выметены из об
ласти формирования планет земной группы. Дефицит благородных газов по Б. Мейсону [83], достигает 10 -10"14. Все эти элементы и соединения (кроме благородных газов) в небольших количествах все же могли попадать на Землю, но только в связанном состоянии - вода с гидросиликатами, углекислый газ в виде карбонатов, азот - в составе нитритов и нитратов и т.д. И лишь самые ничтожные количества первичных газов, в том числе и благородных, попадали на Землю, адсорбируясь на поверхности рыхлых и пористых частиц исходного протопланетного вещества [120].
На основе модели состава первичного вещества Земли в предположении ее химической однородности по данным ударного сжатия силикатов и их окислов было рассчитано распределение плотности в недрах первичной Земли для наиболее вероятного распределения температуры (рис. 8.6). Как видно из приведенных расчетов, в молодой Земле не было никаких границ раздела, кроме зон фазовых переходов в переходном слое Голицына на глубинах от 300 до 800 км. Тогда еще не существовало’ни земного ядра, ни мантии, ни коры. Все эти геосферы обособились значительно позже, а в те далекие времена была лишь однородная по составу Земля. Плотность вещества на поверхности молодой Земли достигала 3,9-4 г/см3, а к центру она повыша-
248
Глубина, км
Рис. 8.6. Распределение плотности в современной р,„ и рс и первичной р„ Земле, по [91, 121]
лась до 7,4 г/см3.
Поверхностные слои Земли практически в течение всего периода ее формирования состояли только из мелкопористого реголита, постоянно возникавшего за счет оседания тонкодисперсной пыли и испарявшегося при ударных взрывах вещества, падавших на Землю планетезималей. Сорбционная способность такого грунта была исключительно высокой, и он, безусловно, активно поглощал все те остатки летучих, которые выделялись при взрывах планетезималей или захватывались растущей Землей из протопланетного облака. В частности, ультра-основной реголит за счет реакций типа серпентинизации или отальковывания должен был особенно активно поглощать пары воды и углекислый газ. В результате в процессе образования Земли все такие летучие соединения (которых в сумме было очень немного) практически полностью поглощались и постепенно погребались под новыми наслоениями выпадавшего вещества растущей Земли. Из всех летучих только тяжелые благородные газы (Ne, Аг, Кг и Хе), попадавшие на Землю в исключительно малых количествах, возможно, с солнечным ветром, могли еще сохраняться в протоатмосфере первичной Земли.
Из приведенных теоретических соображений вытекает важный геологический вывод: молодая Земля не имела ни гидросферы, ни настоящей атмосферы [120, 122].
Распределение температуры в первичной Земле можно оценить лишь теоретически, исходя из имеющихся представлений о формировании планет Солнечной системы. Одной из таких и, по-видимому, наиболее вероятной оценкой, основанной на современной теории аккреции планет земной группы, является распределение температуры,
предложенное В.С.Сафроновым [109]. Имеются прямые доказательства того, что первичная Земля никогда не проходила ни зонного плавления, ни полного расплавления [121].
Согласно расчетам В.С.Сафронова [109], своего максимума температура молодой Земли достигала на глубинах около 1000 км (Г~ 0,1600 К), а к центру планеты она вновь понижалась приблизительно до 800 К (рис. 8.7.). На этом рисунке для сравнения изображена кривая плавления мантийного вещества, заимствованная из работы В.Н.Жаркова [55]. Из этой кривой видно, что для полного расплавления Земли нужен совершенно нереальный перегрев планеты на много тысяч градусов.
Рис. 8.7. Распределение температуры в современной Земле 7с(по [91, 121] с изменениями) и в первичной Земле То,по [109]; Т„-температура плавления
На ранних этапах планетарной эволюции Земли ее строение, состав, тепловое состояние и “приливная” тектоника настолько резко отличались от всех последующих периодов геологического развития Земли, что эту уникальную эпоху, продолжавшуюся около 600 млн лет от момента рождения нашей планеты приблизительно 4,6-10? лет назад до начала архея, следует выделять в качестве самостоятельной эпохи в истории нашей планеты. Эту эпоху было предложено именовать термином катархей (ниже архея) [122].
В дальнейшем под катархеем мы будем понимать всю начальную эпоху планетарного развития Земли от момента ее рождения 4,6-109 лет назад до архейского, уже геологического, этапа ее истории, начавшегося около 4 млрд, лет назад.
8.2. ЭНЕРГЕТИКА РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ
Вопрос об источниках энергии, определяющей теп-
249
левой режим и тектоническую активность Земли, является одним из самых фундаментальных в планетарной геофизике и решаться он должен только в теснейшей связи с современными данными о составе, строении и развитии нашей планеты.
Основными процессами, управляющими тектонической активностью Земли, могут быть только те энергетические процессы, которые в наибольшей степени снижают потенциальную (внутреннюю) энергию нашей планеты и системы Земля-Луна. При этом снижение потенциальной энергии происходит за счет ее перехода в тепловую, или кинетическую, энергию движения земных масс - конвекцию, дрейф литосферных плит, горообразование и т.д. В свою очередь, любые перемещения земных масс также сопровождаются диссипацией кинетической энергии и выделением тепла. Это тепло приводит к частичному расплавлению вещества верхней мантии (астеносферы) под рифтовыми трещинами, а также над субдуцирующей литосферой, питая своей энергией магматизм Земли. Однако все это тепло в конце концов постепенно рассеивается и теряется в космосе с тепловым излучением нашей планеты.
К наиболее мощным энергетическим процессам, развивающимся в недрах Земли, можно отнести три: процесс гравитационной дифференциации земного вещества по плотности, приводящий к расслоению Земли на плотное ядро и остаточную силикатную мантию; процесс распада радиоактивных элементов и процесс приливного взаимодействия с Луной. Все остальные источники энергии либо несоизмеримо меньше перечисленных, либо полностью обратимы благодаря конвективному массооб-мену в мантии, поэтому их влиянием на эндогенный энергетический баланс Земли можно пренебречь. Значительно больший тепловой поток солнечного излучения после целого ряда преобразований в атмосфере, гидросфере, биосфере и приповерхностных слоях коры почти полностью отражается Землей, и поэтому он активно влияет лишь на протекание экзогенных процессов - выветривание пород, поверхностный перенос продуктов их разрушения, осадконакопление и т.д.
Учитывая это, кратко рассмотрим только три главных источника эндогенной энергии в Земле: гравитационный, радиогенный и приливной.
8.2.1. Энергия аккреции и гравитационной дифференциации Земли
К основным первичным источникам энергии Земли, запасенной ею еще в процессе своего образования, можно отнести часть энергии гравитационной аккреции земного вещества и энергию сжатия земных недр. Суммарный эффект разогрева Земли за счет действия этих энергетических источников, подробно рассмотрен в работах В.С.Сафронова [109]. Как уже отмечалось, процесс образования
Земли за счет аккреции протопланетного газопылевого облака развивался за время порядка 108 лет и завершился около 4,6-109 лет тому назад образованием первичной и в среднем однородной по составу Земли.
На геологической стадии развития нашей планеты, начиная примерно с 4,0-109 лет назад, стал развиваться другой мощный процесс - выделение гравитационной энергии - связанный с плотностной дифференциацией земных недр. Этот процесс привел к образованию в центре Земли плотного окисно-железного ядра и к возникновению в остаточной силикатной оболочке, т.е. в ее мантии интенсивных конвективных движений и, как следствие, к проявлению рифтогенеза на её поверхности.
Энергия аккреции определяется потенциальной энергией Земли U. Часть полной энергии аккреции ушла на упругое сжатие земных недр. Остальная часть энергии перешла в тепло. Если бы при этом не происходило интенсивных теплопотерь через поверхность Земли, то ее температура могла бы подняться до значения ~ 30 000 °C и земное вещество полностью испарилось бы. Однако в действительности такого интенсивного разогрева не возникло, поскольку формирование нашей планеты происходило за конечное время порядка 108 лет, а энергия ударов планетезималей выделялась только в приповерхностных слоях растущей Земли и поэтому быстро терялась с тепловым излучением планеты [109].
Тепловой запас (тепловое содержание) Земли определяется по формуле:
л
Е= 4тс|р(г)Т(г)с/,-гг(1г, (8.1)
о
где р(г) - плотность вещества на радиусе г; Ср -средняя теплоемкость недиференцированного земного вещества.
Для первичной Земли распределение температуры Т(г) определялось В.С. Сафроновым [109]. С учетом этих температур на рис. 8.6 приведено соответствующее распределение плотности р(г), методика расчета распределения коэффициента удельной теплоемкости при постоянном давлении Ср(г) описана в работе [55]. Используя эти данные, можно оценить, что теплозапас первичной Земли £4,6, характеризующийся отмеченными распределениями температуры Т(г), находился в пределах от 7,4-1037 до 9,4-10’7 эрг, тогда как теплосодержание современной Земли существенно большее Ео,о~ 14,9-1037 эрг (численные индексы указывают время в миллиардах лет назад). При условии £7,6« 7,4 -1037 эрг получено, что в процессе формирования Земли с тепловым излучением она должна была потерять около 19,4-1038 эрг энергии первичной аккреции. Поскольку формирование Земли происходило за время порядка 10s лет, то это значит, что средний суммарный тепловой поток тогда достигал 6-1023 эрг/с и приблизительно в 1500 раз превышал современный тепловой поток через по
250
верхность Земли (4,3-1020 эрг/с) [121, 122].
Энергия аккреции выделялась только во время роста Земли. На планетной стадии ее развития главным источником эндогенной энергии становится процесс гравитационной дифференциации земного вещества на плотное окисно-железное ядро и остаточную более легкую силикатную оболочку - земную мантию. Численно энергия гравитационной дифференциации Eg равна разности между потенциальной энергией U^o однородной Земли, которой она обладала непосредственно перед началом развития процесса выделения земного ядра (т.е. около 4,0-109 лет назад) и потенциальной энергией Uo о современной расслоенной Земли
eg=t/4,o-t/o,o. (8.2)
Значение можно найти, если к потенциальной энергии первичной Земли CZ/.д = - 23, 61-Ю38 эрг прибавить радиогенную и приливную энергии, выделившиеся в катархее за первые 600 млн лет существования Земли: £й = 1,09-1037 эрг и £, = 2,09-1037 эрг[121; 122]. В этом случае U^o ~ ~ 23,29-1038 эрг. Потенциальная энергия современной Земли и распределение температуры в ее недрах (рис. 8.7) были определены в работе [91]. По этим данным U()to = -24,75-1038 эрг. Следовательно, согласно (8.2), полная энергия гоавитационной дифференциации Земли Eg = 1,46-1038 эрг.
Выделяющаяся в недрах Земли энергия гравитационной дифференциации в большей своей части переходит сначала в кинетическую энергию конвективных течений мантийного вещества, а затем в тепло. Но заметная часть этой энергии расходуется на дополнительное сжатие земных недр, возникающее благодаря концентрации плотных фаз в центральных зонах Земли. Упругая энергия сжатия Земли перед самым началом выделения земного ядра (около 4-109 лет назад) должна была быть несколько меньшей, чем у первичной Земли, поскольку к тому времени ее недра уже успели несколько прогреться за счет выделения радиогенной и приливной энергий, а дифференциация земного вещества еще не началась.
В модели Сорохтина-Ушакова было найдено, что при давлении Р = 0 и температуре Т = Tq ~ 1250 °C, U(0, То Л о = -19,97-1038 эрг. С учетом и(р,Т)-ц) = -3,29-1038 эрг величина энергии сжатия молодой Земли на рубеже катархея и архея должна была быть близкой к ес-4,о = 3,32-1038 эрг.
Аналогично для современной Земли получено У(О,7ло)о,о = -21,2О-1О38эрг, тогда как t7(p,7o)t?,o =— 24,75 эрг, откуда энергия сжатия Земли равна £еО,о = 3,5-1023 эрг. Следовательно, в процессе выделения ядра на дополнительное сжатие земных недр ушло Д£е= 0,23-1038 эрг, а в форме тепла выделилось еЯ7 = 1,23-1038 эрг гравитационной энергии [121, 122].
На рис. 8.8. и 8.9. представлены графики выделения и скорости генерации тепловой компоненты гравитационной энергии, полученные в работах [121, 122].
Как видно из приведенных кривых, повышенная
Рис. 8.8. Зависимость от времени выделившейся энергии гравитационной дифференциации Земли (тепловая составляющая), по [122]
Рис. 8.9. Скорость выделения тепловой составляющей гравитационной энергии
Пунктирной линией отмечен момент образования у Земли плотного окисно-железного ядра, по [122]
скорость гравитационной энергии наблюдалась в самом раннем архее около 4-3,8 млрд лет назад. В то время выделялось в виде тепла примерно 8,5-1020 эрг/с гравитационной энергии или почти в 3 раза больше, чем сейчас (около 3-1020 эрг/с).
После некоторого снижения скорости выделения гравитационной энергии в среднем архее уже в позднем архее (после перехода процесса дифференциации от сепарации металлического железа к выделению эвтектических расплавов Fe-FeQ) вновь наблюдался весьма существенный всплеск выделения гравитационной энергии достигавший, в своем пике, около 3-109 лет назад, 33-102°эрг/с. Однако с максимальной скоростью эта энергия выделялась около 2,6-109 лет назад во время катастрофических
251
событий формирования у Земли плотного ядра и превышала современную скорость выделения гравитационной энергии более чем в 15 раз [120].
Обращает на себя внимание, что максимум скорости выделения гравитационной энергии приходится на уникальную эпоху позднего архея, когда, судя по геологическим данным, тектоническая активность Земли действительна была наибольшей [126].
После выделения земного ядра в самом конце архея скорость генерации гравитационной энергии в раннем протерозое (после 2,6 109лет назад) резко упала до значений 9-1020 эрг/с. Дальнейший процесс гравитационной дифференциации Земли протекал уже значительно спокойнее, постепенно снижаясь до современного уровня выделения энергии
Eg7’ = 3-1020 эрг/с.
Продолжится затухание этого процесса и в будущем [122].
Отметим еще, что изображенные на рис. 8.8 и 8.9 графики определяют собой только осредненные показатели энерговыделения. В реальных же условиях в связи с нестационарностыо процесса гравитационной дифференциации земного вещества график скорости энерговыделения ц , оказывается несколько более сложным - на него как бы накладывается колебательный процесс циклических перестроек, отвечающих тектоническим циклам. Однако возможная амплитуда таких модуляций, вероятно, не очень велика.
8.2.2. Радиогенная энергия.
Для определения содержания в мантии радиоактивных и других рассеянных элементов нельзя использовать данные по составам ксенолитов мантийных пород из кимберлитовых трубок взрыва или из продуктов вулканических извержений островных дуг. Связано это с тем, что ультраосновные и эклогитовые ксенолиты кимберлитовых трубок фактически представляют собой осколки древней, преимущественно раннепротерозойской океанский коры, затянутой по бывшим зонам субдукции глубоко под литосферные плиты архейских континентов [118], а вулканы островных дуг сами функционируют только за счет переплавления и глубокой переработки пододвигаемой под них океанской коры.
С большой осторожностью также следует подходить и к отбору для анализов ультраосновных ксенолитов из океанских вулканов гавайского типа, поскольку многие среди таких образцов имеют кумулятивное происхождение и возникают на уровнях существования промежуточных магматических очагов, в которых магматические расплавы также могут контаминироваться морскими водами, проникающими в горячую зону по напластованиям лавовых потоков стратовулканов.
В такой ситуации определение “наиболее вероятных” концентраций радиоактивных элементов в
Земле только по эмпирическим данным невозможно и приходится прибегать к помощи дополнительных гипотез. Один из таких косвенных способов определения содержания в мантии предложили независимо друг от друга П.В.Гаст [28] и П.Харли [298]. По их идее содержание в Земле радиоактивного изотопа калия 40К (а, следовательно, и всего калия) может быть найдено по концентрации в атмосфере радиогенного изотопа аргона 40Аг, попадающего в эту геосферу при переходе калия из мантии в земную кору. При этом подвижность калия они считали приблизительно такой же, как и у рубидия, а последнюю можно определить по стронциевым отношениям 87Sr/86Sr в коровых и мантийных породах.
Пользуясь этим методом, П.В.Гаст пришел к выводу, что концентрация калия в мантии исключительно низкая - около 0,0065%. В работах [117, 122] этот метод был несколько усовершенствован использованием эволюционной модели Земли и сравнением изотопных отношений радиогенных элементов в земных и лунных базальтах. В результате было определено, что вероятная концентрация калия в мантии приблизительно вдвое выше, чем получено Гастом, и достигает 0,012%. Применительно к рассматриваемой здесь модели глобальной эволюции Земли, таким путем можно оценить, что в мантии содержится 4,81-1023г К и 5,87'1019 г радиоактивного изотопа 40К, а всего в Земле 9,311023 г калия и 1,14-1О20 г 40К.
Напомним для сравнения, что по А.П.Виноградову [14] в мантийных породах содержится около 0,03% калия, по А.Рингвуду [105] - 0,03%, по С.Тейлору [126] - 0,015% и по П.Гасту [28] -менее 0,01%. Как видно, значение, полученное Со-рохтиным-Ушаковым оказывается близким к среднему из них.
Оценку содержания в мантии урана и тория можно выполнить только косвенными методами, например, исходя из следующих соображений. Обычно относительно тугоплавкие элементы (уран и торий) концентрируются в континентальной коре в заметно большей степени, чем щелочные металлы [28]. Поэтому следует ожидать, что в современной мантии калий-урановое и калий-ториевое отношения будут выше, чем в коре. Действительно, по А.П. Виноградову [14]. в мантийных породах K/U= 10s и К/Th» 6-104 (вместо коровых отношений 1,2-104 и З-Ю3). По-видимому, данные А.П. Виноградова могут быть заметно искажены метаморфогенными воздействиями процессов выведения мантийных пород на земную поверхность. Поэтому реальные отношения T/U и K/Th в мантии, скорее всего, имеют промежуточные значения. Учитывая это и многочисленные дополнительные материалы, было принято, что K/U»4,5-104 и К/Th» 1,7'104, откуда следует, что в мантии содержится около 1,Г1019 г урана и 2,9-1019 г тория. Вместе с калием эти элементы генерируют в мантии приблизительно 0,35-1020 эрг/с тепловой энер-
252
Таблица 8.2. Содержание радиоактивных элементов в Земле, по [121]
Континентальная земная кора Модель I Модель II Модель III Средняя модель
Мантия Земля Мантия Земля Мантия Земля Мантия Земля
М, г 2,25 -1025 4,08-1027 5,98-1027 4,08-1027 5,98-1027 4,08-1027 5,98-1027 4,08-1027 5,98-1027
К, г 4,50-1023 4,15-Ю23 8,65-1023 4,15-Ю23 8,65-1023 6,12-1023 10,62-1023 4,81-Ю23 9,31-Ю23
U, г 3,71-1019 3,751O1S 4,09-Ю19 1,14-Ю19 4,85-Ю19 1,69Т0|У 5,40-1019 1,07-1019 4,78-Ю19
Th, г 1,48-Ю20 2,18-Ю19 1,70-1020 2,59-Ю19 1,74-1020 3,83Т019 1,86-1020 2,87-Ю19 1,77-1020
К, % 2,0 0,0102 0,0145 0,0102 0,0145 0,0150 0,0178 0,0118 0,0156
и, % 1,65-10’4 9,19-10 6,84-10’7 2,7910 ‘7 8,П-10'7 4,14-10 ’2 9,03-10’7 2,62-10'7 7,99-Ю'7
Th, % 6,60-10 '4 5,34-10’7 2,84-10 6,35-10 -1 2,91-10 6 9,39-10 ' 3,11-Ю’6 7,03-10-1 2,9610 6
K/U 1,21-104 1,11-10* 2,11-104 3,63-104 1,78-104 3,62-104 1,97-104 4,50-Ю4 1,95-104
КЛЪ з,оз-ю3 1,90-104 5,09-Ю3 1,6-104 4,97-103 1,59-103 5,71-103 1,68-104 2,56-103
Th/U 3,97 5,81 4,16 2,27 3,59 2,27 3,44 2,68 3,70
эрг/с 0,91 0,24 1,15 0,33 1,23 0,48 1,39 0,35 1,26
гии. Всего же этом случае в Земле выделяется 1,26- 1О20 эрг/с радиогенной энергии [122].
Как видно из выполненных оценок, в настоящее время основная масса радиоактивных элементов сосредоточена в земной коре. Ранее это было четко показано П.В.Гастом [28]. Правда, необходимо помнить, что содержания радиоактивных элементов удается определить более или менее надежно только в континентальной коре, тогда как оценка их концентрации в мантии по имеющимся моделям остается весьма приближенной. Тем не менее основной вывод, что в мантии рассеивается значительно меньше радиогенного тепла, чем в земной коре, все-таки можно считать достаточно уверенным.
Радиоактивные элементы, выносимые из мантии в земную кору, в большей мере концентрируются в ее гранитном веществе. Поэтому генерируемое ими тепло относительно быстро теряется через земную поверхность и практически не участвует в разогреве глубинных недр Земли. Следовательно, при выявлении источников энергии, питающей тектоническую активность Земли, особый интерес представляет только та доля радиогенной энергии, которая выделяется в мантии. Судя по приведенным в этом разделе оценкам современного уровня генерации радиогенной энергии в Земле (1,26-1020 эрг/с), земной коре (0,9-1020 эрг/с) и мантии (0,35-1020 эрг/с), в настоящее время эта доля невелика и составляет всего лишь около 8% от суммарных теплопотерь Земли (4,3-1О20 эрг/с). Однако в прошлые геологические эпохи выделение радиогенной энергии в мантии могло быть существенно большим.
Для нахождения этой энергии необходимо учитывать, что концентрация радиоактивных элементов в мантии со временем уменьшалась не только за счет распада, но и благодаря их подвижности и переходу в континентальную кору.
На рис. 8.10 и 8.11 приведены графики скорости выделения и величины радиогенной энергии в Земле и мантии в разные геологические эпохи [122]. Как видно из этих графиков, интенсивность радиогенного энерговыделения в мантии резко падала, особенно в архее, и в настоящее время такое энерговыделение не превышает 0,35-1О20 эрг/с, т.е. составляет всего 5% от начального уровня и 8% от суммарных теплопотерь современной Земли. За все время в Земле выделилось около 4,27-1037 эрг радиогенной энергии, причем в катархее за первые 600 млн лет, т.е. до начала геологического развития Земли, выделилось приблизительно 1,13-1037 эрг. За весь архей с 4-Ю9 до 2,6-109лет назад в Земле выделилось примерно 1,65-1037эрг радиогенной энергии, из этого количества в мантии - 1,24-1037 эрг, и в коре - 0,41-1037 эрг. За остальное время геологического развития нашей планеты, то есть за 2,6-109 лет в земной мантии выделилось только 0,61-1037 эрг, или 14% радиогенной энергии (рис. 8.11).
Таким образом, приведенные выше оценки показывают, что вклад радиоактивных элементов в
254
энергетические источники, питающие собой тектоническую активность Земли, оказался значительно более скромным, но тем не менее все же заметным (см. табл. 8.2) [121].
Рис. 8.10. Скорость выделения радиогенной энергии дй г, Д« „
£С1 - в Земле; £т - в конвектирующеи мантии; - в континентальной коре, по [122]
Рис. 8.11. Выделение радиогенной энергии: 1 - в Земле; 2 - в мантии, по [122]
8.2.3. Энергетический баланс Земли
Распад радиоактивных элементов и приливные взаимодействия с Луной позволяют в рамках принятой модели непосредственно определить их вклад в энергетику Земли как по интегральной характеристике - суммарной выделившейся энергии, так и по скорости ее генерации в течение всей истории развития Земли. В отношении третьего наиболее мощного, источника эндогенной энергии -процесса гравитационной дифференциации земного вещества - оказывается возможным непосредст-
венно определить только его интегральную характеристику, т.е. суммарную тепловую энергию, выделившуюся за все время формирования современного земного ядра. Для нахождения дифференциальных характеристик этого процесса предварительно необходимо проанализировать энергетический баланс современной Земли.
Уравнение энергетического баланса Земли можно записать в виде [88]:
Ег = £к7-+ёл+£,-<2, (8.3)
где Ег - скорость изменения теплозапаса Земли; Е г - скорость теплогенерации за счет гравитационной дифференциации Земли; £д - скорость выделения радиогенной энергии; £,- скорость диссипации приливной энергии в “твердой” Земле; Q -суммарный тепловой поток через земную поверхность (скорость теплопотерь Земли). В случае теплового равновесия Ёг ~0, при разогреве Д.>0, а при ее остывании Д7.<0.
По геологическим данным, известно, что в конце архея из мантии перестали выплавляться высокотемпературные ультраосновные коматиитовые лавы и в последующие эпохи генерировались только базальты примерно современных типов [32]. Сравнительно узкий температурный диапазон выплавки однотипных базальтов (около100°С по Г.Йодеру и К.Тилли [61]) позволил сделать предположение, что с раннего протерозоя (примерно с возраста 2 млрд лет) и до наших дней температура мантии снизилась не более, чем на 100°, а сама Земля приблизилась к тепловому равновесию
Ёг~0.
Если на этом основании для современной Земли предположить
Ет~ 0, то
(8.4)
Поэтому прежде, чем находить скорость высвобождения гравитационной энергии и перехода ее в тепло, необходимо определить современные тепло-потери Земли q . К настоящему времени накопилось более 10 000 экспериментальных определений теплового потока, измеренных в разных точках земной поверхности. Однако выводить из них среднее значение потока и по нему определять суммарный поток q для всей Земли представляется некорректным.
Современные теплопотери Земли можно определить только полуэмпирическим - полутеорети-ческим метбдом, поскольку экспериментально определять конвективный вынос тепла из океанической коры циркулирующими в ней океаническими водами (а такой вынос может составлять до 30% от суммарных теплопотерь Земли) очень трудно [116, 134]. Сравнение экспериментальных измерений теплового потока на участках океанического дна, полностью засыпанных осадками (и, следователь
(8.5)
(8-6)
но, лишенных гидротермальной циркуляции), с их теоретическими значениями позволило получить зависимость удельного теплового потока q от возраста t океаническою дна [29]:
13,2
^41'
Здесь q выражено в 10 кал/см -с, a t - в млн лет. В этом случае средний удельный тепловой поток через океаническое дно равен:
_ 26,4
q =-г-ут
где т - средний возраст океанического дна по краям океанических впадин.
Для современных океанических литосферных плит их средний предельный возраст близок к т ~ 120 млн лет. В этом случае средний удельный тепловой поток через океаническое дно оказывается равным
q0KK~ 2,41-10"6 кал/см2-с.
Принимая суммарную площадь океанической коры (без учета площади шельфовых и окраинных морей с корой континентального или переходного типа) равной 3,06-10“'8 см2, получим, что суммарный тепловой поток через всю океаническую кору равен 20КК я7,37-1012кал/с = 3,09-102° эрг/с.
По эмпирическим данным, средний удельный тепловой поток через континенты приблизительно соответствует
qKK~ (1,4+1,43)-106 кал/см2-с [477].
Для площади континентальной коры, равной 2,04-1018 см2 (на этот раз с учетом площади шельфовых н окраинных морей с корой континентального типа), суммарный тепловой поток через континентальную кору составлял
бК1<» 2,9-1012 кал/с=1,21 1020 эрг/с.
Следовательно, общая потеря тепла современной Землей достигает
Qz~ 4,3-Ю20 эрг/с.
Принимая, что
£л =1,26-1020 эрг/с и £, я 0,04-1020 эрг/с,
из уравнения (8.4) получим, что генерация энергии гравитационной дифференциации в пересчете на тепло
ехГяЗ-1О20 эрг/с.
Следовательно, в любом варианте - равновесной или остывающей Земли - действующий ныне процесс ее гравитационной дифференциации. По-прежнему остается наиболее мощным из всех эндогенных энергетических процессов
(£{,Г>ЁЛ + Ё/), причем сама величина генерируемой гравитационной энергии находится в пределах
2,8-1020 < £gr <3,0-1020 эрг/с.
Графики скорости генерации тепловой энергии в недрах Земли, а также интегральные кривые вы-
255
Рис. 8.12. Скорость выделения энергии в Земле гравитационной (7); приливной (2); радиогенной (3); суммарной (4) энергии в Земле, по [122]
Пунктирной линией отмечен момент образования у Земли плотного ядра
Рис. 8.14. Энергетический баланс Земли
1 - суммарная скорость выделения энергии; 2 -скорость изменения теплового содержания Земли; 3 -излучаемый Землей тепловой поток
Рис. 8.13. Интегральная форма энергетического баланса Земли, по [122]
Кривые: I - теплосодержание (тепловой запас) Земли; 2 ~ суммарная энергия, выделившаяся в Земле; 3 - энергия, выделившаяся в мантии; 4 - суммарные теплопотери Земли; 5 - теплопотери мантии. - первичный тепловой запас Земли. Разность между кривыми 2 и 3 или 4 и 5 определяют величину радиогенной энергии, выделившейся в континентальной коре
9
Время.Ю лет
Рис. 8.15. Тектоническая активность Земли, равная суммарному тепловому потоку, идущему из мантии (т. е. теплопотерям мантии)
q .Ю^кал/см^с
-4 -3 -2 -1 0 1
9
Время.Ю лет
Рис. 8.16. Удельные тепловые потоки
1 - через океаническое дно; 2 ~ через континентальную кору; 3 - глубинный мантийный тепловой поток через континенты
256
деления этой энергии для всей истории развития нашей планеты были получены в работах [121, 122] и представлены на рис. 8.12. и 8.13 соответственно.
Как видно из приведенных графиков, на ранних этапах существования Земли в ее энергетике явно доминировала приливная энергия, а в архее и во все последующие эпохи - только гравитационная. Радиогенная энергия, особенно рассеиваемая в мантии, вопреки широко распространенному мнению практически никогда не определяла энергетический режим развития Земли. Это очень важный вывод теоретической геологии.
На основании расчетов скорости энерговыделения (см. рис. 8.12) и суммарной энергии в сопоставлении с изменениями теплозапаса Земли (рис. 8.14) были оценены величины тепловых потоков
Q(t} в геологической истории Земли. В первом приближении они оказались пропорциональными интенсивности конвективного массообмена в мантии (см. рис. 8.14; рис. 8.15).
Основываясь на теплогенерации сосредоточенных в континентальной коре радиоактивных элементов, поток q был разделен на две части: на потоки, пронизывающие океаническую g0KK и континентальную кору Q кк (рис. 8.16). Как видно из рис. 8.16, основная часть суммарных теплопотерь Земли всегда происходила через океаническую кору. За 4 млрд лет, т.е. за время геологического развития Земли, через океаническую кору было потеряно около 90% всего излученного Землей тепла - приблизительно 12,8-Ю77 эрг, тогда как через континенты только около 1,3-1037 эрг.
257
ГЛАВА 9. ОКЕАНИЧЕСКИЙ РИФТОГЕНЕЗ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
9.1. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ ПРИЛИВНОГО ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛУНЫ С ЗЕМЛЕЙ
Благодаря приливным деформациям Земли в ее недрах в катархее (за первые 600 млн. лет) выделилось около 2,Г1037 эрг тепловой энергии. Такая существенная добавка энергии привела к заметному дополнительному разогреву верхней мантии, а это, безусловно, значительно ускорило образование у молодой Земли астеносферы. Появление последней с ее быстрым расширением и перегревом (произошедшем под влиянием лунных приливов) обусловило возникновение главного процесса, управляющего глобальным развитием нашей планеты, -процесса гравитационной дифференциации земного вещества и, как следствие этого, - начало тектонической активности Земли.
Следовательно, лунно-земные приливные взаимодействия прежде всего сыграли роль “спускового” механизма тектонических процессов на Земле. Это очень важное и, по-видимому, главное следствие влияния Луны на нашу планету. Если бы Луны не существовало и предварительный разогрев нашей планеты происходил только за счет распада радиоактивных элементов, то Земля оставалась бы еще в течение 2-2,5 млрд лет тектонически пассивной планетой. Криптотектоническая (ка-тархейская) эпоха продолжалась бы не 600 млн лет, а 2,6-3,1 млрд лет подряд и первые тектонические движения земных недр проявились бы лишь около 2-1,5 млрд лет назад. Отсюда следует, что если бы у Земли не было ее крупного спутника, то сейчас на ней царили бы тектонические условия раннего протерозоя или даже позднего архея. Возможно, именно по этой причине тектоническое развитие Венеры, у которой не существовало массивного спутника, задержалось настолько, что сейчас она переживает только архейскую стадию тектонического развития (во всяком случае об этом свидетельствуют формы поверхностного рельефа “утренней” планеты).
Вторым важным следствием влияния Луны на развитие Земли стало исключительно быстрое “накачивание” приливной энергии в астеносферу в самом начале раннего архея в интервале времен от 4,0-109 до 3,8-109 лет назад. В результате за столь же короткое время произошло “включение” тектонической активности Земли, что и предопределило около 3,8-109 лет назад резкий переход от практически полного покоя к .конечной тектоно-магматической активности нашей планеты и, в частности, развитие океанического рифтогенеза.
Примечательно совпадение, на которое одним из первых обратил внимание В.Е.Хаин [140]: нача
ло тектонической активности Земли (4,0-Ю9-3,8-109 лет назад) очень неплохо соответствует эпохе интенсивного проявления базальтового магматизма на Луне (тоже 4,0-109- 3,8-109лет назад). В модели Сорохтина-Ушакова [120] образования Луны и эволюции системы Земля-Луна это получило объяснение: эпоха интенсивного базальтового магматизма на Луне была вызвана вторым импульсом ускоренного отодвигания Луны от Земли и “выметанием” ею других естественных спутников (микролун) из околоземного пространства. Такой импульс отодвигания Луны на рубеже катархея и архея возник только благодаря образованию в. то время у Земли ее астеносферного слоя, резко снизившего механическую добротность нашей планеты быстрым расплавлением и перегревом вещества верхней мантии, а также обусловившего начало процесса дифференциации земного вещества, мантийной конвекции, рифтогенеза и тектонических движений в литосферной оболочке Земли.
Таким образом, именно общей причиной (возникновением около 4,0-109 лет назад у Земли астеносферы) объясняется примечательное совпадение, казалось бы, совершенно разноплановых явлений: ударной тектоники на Луне, сопровождавшейся интенсивным базальтовым магматизмом, с началом тектонической активности Земли. Подчеркнем, что во время усиленной бомбардировки Луны крупными метеоритами и спутниками астероидных размеров сама Земля не подвергалась столь же существенной метеоритной обработке. На земную поверхность тогда могли выпадать лишь сравнительно мелкие осколки, освобождавшиеся при катастрофических столкновениях . спутников с Луной на околоземных орбитах.
Тектонический рубеж катархей-архей обусловил появление первых магматических излияний на Земле и ее дегазацию, происходивших первоначально по трещинам, возникшим в приповерхностных слоях, благодаря интенсивным приливным деформациям. При этом максимальное трещинообра-зование, как и наибольшее развитие астеносферы, в самом начале архея происходило в низких широтах, поэтому и максимальные базальтовые излияния, и дегазация мантии тогда сосредоточивались главным образом в приэкваториальном поясе.
Вероятно, из космоса эта дегазация представлялась бы внешне не очень бурной, поскольку объемы дегазируемой мантии еще оставались сравнительно незначительными. Над тропической зоной непрерывно “курились” слабые дымки, интенсивность выделения которых, однако, заметно повышалась в областях бегущих приливных выступов, так как максимальное раскрытие трещин всегда мигрировало вслед за Луной. Вскоре после возникновения астеносферы, по-видимому, около 3,9-109 лет назад начался рифтогенез и произошли и пер
258
вые базальтовые излияния, быстро охватившие всю экваториальную, а затем тропическую зоны Земли. В результате первозданная ультраосновная земная оболочка в этой зоне столь же быстро (вероятно, за 108 лет) сменилась тонкой базальтовой литосферой.
Первые порции воды, выделившиеся из мантии около 4 млрд лет назад, скорее всего были практически полностью поглощены рыхлым реголитом земного грунта и первозданной трещиноватой литосферой. Одновременно с водой активно сорбировались и другие дегазированные из мантии биологически активные элементы и их соединения. При этом высокая пористость и сорбционная способность реголита могли обеспечить наиболее благоприятные условия для формирования сложных органических соединений и зарождения жизни [119]. Связано это с тем, что первозданный реголит в изобилии содержал в себе в свободном состоянии хром, железо, кобальт, никель, свинец, платину и некоторые другие переходные металлы, обладающие наиболее активными каталитическими свойствами по отношению к синтезу органических соединений.
Следовательно, можно ожидать, что первозданный реголит, покрывавший поверхность молодой Земли, после начала ее дегазации стал именно тем природным объектом, в котором и зародилась тогда еще примитивная, но уже вполне дееспособная жизнь. Это стимулировалось и тем обстоятельством, что только в мелких порах реголита благодаря их большой сорбционной активности и повышенным капиллярным давлением концентрация элементоорганических соединений могла достигать уровня, необходимого для синтеза более сложных органических веществ (в морских бассейнах эти соединения оказались бы слишком разбавленными). Таким образом, есть основание полагать, что первая жизнь на Земле зародилась в пропитанном водой и элементоорганическими соединениями первозданном грунте на рубеже катархея и раннего архея, около (4,03,9)-109 лет назад, т.е. в период, определенный приливным взаимодействием Луны с Землей.
Под влиянием конвективных течений в перегретом веществе верхней мантии молодая и тонкая базальтовая литосфера вскоре оказалась разбитой на множество движущихся относительно друг друга мелких пластин. Следовательно, возможно, что около 3,8-109 лет назад уже появились первые пологие срединно-океанические хребты и рифтовые зоны, в которых начала формироваться базальтовая океаническая кора. В связи со сравнительной легкостью базальтовых пластин они не могли тогда глубоко погружаться (до уровня эклогитового перехода) в более плотную ультраосновную мантию, поэтому в архее зоны субдукции формировались в
исключительных случаях. Их роль тогда выполняли' зоны торошения базальтовых литосферных пластин, повторное переплавление которых в перегретой мантии способствовало образованию тоналитовых и трондьемитовых магм среднего и более кислого состава. Они вместе с остатками базальтовых пластин, вероятно, и сформировали в бывших зонах торошения архейские гранит-зелено-каменные пояса древнейших участков континентальной коры. Следовательно, момент начала формирования континентальной коры на Земле также был предопределен лунно-земными приливными связями.
После насыщения первозданного грунта водой она затем стала накапливаться и на поверхности Земли в лужах, мелких водоемах. Однако уже приблизительно через 200 млн лет после начала дегазации (т.е. около 3,8-109 лет назад) воды на земной поверхности скопилось столько, что стали возникать первые, правда, сравнительно мелководные морские бассейны. Эти молодые моря еще были изолированы друг от друга, но в них уже начали отлагаться древнейшие осадочные породы.
Одновременно с водой из мантии дегазировались "кислые дымы", содержащие хлор, фтор, бор, йод, серу, углекислый газ, окись углерода и другие химически активные компоненты. Попадая в атмосферу и гидросферу, эти элементы и соединения вступали в реакции с водонасыщенными вулканическими породами и, разрушая их, образовывали легкорастворимые соли и карбонаты, поступавшие затем в воды молодых морей. Поэтому вода раннеархейских морей уже должна была быть соленой, хотя ее химический состав мог заметно отличаться от современной океанической воды.
Таким образом, можно уверенно утверждать, что только в катархее и в начале раннего архея лунные приливы существенно влияли на тектоническое развитие Земли, начиная же с позднего архея и тем более протерозоя, воздействие Луны на тектоническое развитие Земли уже практически равнялось нулю.
Очень важно подчеркнуть, что возникновение на близкой околоземной орбите Луны существенно ускорило тектоническое развитие Земли. Если бы у нашей планеты не было массивного спутника, Земля, скорее всего, подобно Венере медленно вращалась бы в обратную сторону и так же задержалась бы в своем тектоническом развитии на 2,5-3 млрд лет. В таком варианте сейчас на Земле господствовали бы условия позднего архея с плотной углекислотной атмосферой (давлением до 3-4 атм.) и высокими температурами (до 90-100 °C), а вместо современной высокоорганизованной жизни Землю населяли бы только примитивные одноклеточные прокариоты.
259
9.2. ЭВОЛЮЦИЯ СТРУКТУРЫ МАНТИЙНОЙ КОНВЕКЦИИ И ПРОСТРАНСТВЕННОГО
РАСПОЛОЖЕНИЯ РИФТОВЫХ ЗОН
После появления тектоники литосферных плит стало ясно, что в настоящее время наращивание массы континентальной коры в основном происходит в зонах поддвига плит благодаря переплавлению в них океанической земной коры. На ранних этапах геологического развития Земли континентальная кора могла формироваться и благодаря процессу прямой дифференциации земного вещества, например, при частичном или полном его плавлении в условиях верхней мантии. Но в обоих вариантах выделение континентальной коры могло начаться только в том случае, когда в недрах Земли стали развиваться мощные энергетические процессы, приведшие к возбуждению тектоно-магматической активности нашей планеты.
Достоверно определенные наидревнейшие земные горные породы - фрагменты первичной и древнейшей земной коры в основном характеризуются возрастами, не превышающими 3,75-10-3,8-109 лет [90]. Обращает на себя внимание полный “провал памяти” в геологической летописи Земли от момента ее образования около 4,6-109 лет назад до упомянутого возраста 3,8-109 лет. Этот факт можно объяснить только тем, что молодая Земля первоначально, в течение около 600-800 млн лет, действительно была холодной, и в ее недрах тогда не развивались процессы дифференциации, приводящие к выплавлению легких коровых пород (базальтов, анортозитов или плагиогра-нитоидов).
После начала процесса выделения земного ядра, когда Земля прогрелась настолько, что в ее недрах появились первые расплавы, а возникшие конвективные течения сломали первозданную литосферную оболочку, на земной поверхности появились и первые изверженные коровые породы. При этом вся первозданная литосфера, по существу, являвшаяся аналогом примитивных океанических литосферных плит, должна была быстро и полностью погрузиться в мантию. Полному уничтожению ее следов на поверхности молодой Земли способствовало и то обстоятельство, что первозданная литосфера была сложена богатым железом и тяжелым (до 4 г/см3) первичным веществом, а плотность верхней мантии после начала процесса выделения ядра и ее дифференциации стала быстро снижаться (до 3,5-3,6 г/см3). Изверженные породы, в ту пору представлявшие собой крайние дифференциаты земного вещества основного состава, должны были быть значительно более легкими (с плотностью около 2,9-3,0 г/см3). Поэтому они сохранились, сформировав на поверхности Земли древнейшие участки земной коры.
Согласно модели Сорохтина-Ушакова, первая астеносфера на Земле могла возникнуть где-то в
низах верхней мантии только за счет частичного плавления силикатов. Но существовавшие тогда интенсивные приливные возмущения за счет концентрации приливной энергии в слоях пониженной добротности (2ц должны были поднять температуру в этом слое еще выше, вплоть до плавления свободного железа, возбудив тем самым в слое первичной астеносферы процесс плотностной дифференциации земного вещества.
Как только содержавшееся в веществе молодой Земли свободное железо, а его начальная концентрация достигала 13,1%, стало плавиться, процесс дальнейшей дифференциации земного вещества уже смог распространяться вверх, в глубь Земли самопроизвольно, только за счет высвобождения гравитационной энергии дифференциации земного вещества. Процесс этот устойчив и может поддерживать себя в незатухающем режиме действия [91]. Вероятно, для обеспечения самоподдерживающе-гося развития процесса необходимо было, чтобы выделявшаяся при этом энергия была достаточной для прогревания вещества нижележащей среды до уровня расплавления содержащегося в нем металлического железа.
Процесс дифференциации исходного земного вещества по механизму зонной сепарации расплава металлического железа от силикатов мантии хорошо объясняет исключительно важную и очень интересную особенность мантийного магматизма в архее - выплавление в то время перегретых коматиитовых лав.
В результате перехода процесса первичной дифференциации земного вещества от сепарации металлического железа к выделению его окислов и возникновению в мантии химико-плотностной конвекции должен был достаточно быстро снизиться перегрев мезосферы и верхней мантии с выравниванием температуры по адиабате в соответствии с температурой плавления “ядерного” вещества Ре2О на глубине развития процесса дифференциации в данный момент времени. Этот теоретический вывод неплохо соответствует эмпирическим данным о достаточно быстром исчезновении высокотемпературных коматиитов в конце архея.
Рассмотрим теперь некоторые глобальные характеристики развития процесса зонной дифференциации земного вещества. Обращает на себя внимание вывод, что образование в недрах Земли сферического слоя, заполненного плотной жидкостью и окружавшего собой менее плотную, но очень жесткую (из-за ее высокой температуры) центральную “сердцевину”, приводит к возникновению гравитационной неустойчивости всей планеты. При этом, простого стекания расплавов к центру планеты, как это предполагал В.Эльзассер [236], происходить не могло по двум причинам. Во-первых, потому что вязкость холодной “сердцевины” молодой Земли была исключительной высокой ц>> 102бч-1030 пуаз и, во-вторых, из-за того, что скорость продвижения вниз фронта дифференциации в механизме зонной сепарации и железа и, тем более, эвтектиче-
260
ских расплавов Fe-FeO заметно превышает скорость образования каплевидных структур. Кроме того, расплав металлического железа, как это следует из распределения температуры его плавления и геотермы перегретой мантии (рис. 9.1), ниже критического уровня 1900 км полностью кристаллизуется, превращаясь в твердое вещество. После начала действия механизма сепарации окислов железа и нормализации температуры мантии существование расплавленного железа в недрах Земли вообще полностью исключалось.
Рис. 9.1. Распределение температуры в Земле, по [121J
Кривые - температуры: 1 - в момент образования 4,6-109 лет назад; 2 - в момент начала тектонической активности 4,0-109 лет назад; 3, 4 - в раннем и позднем архее 3,4-109 и 2,8-109 лет назад; 5 - в настоящее время; 6, 7-температуры плавления эвтектических сплавов Fe-FeO и металлического железа (кружочками отмечены экспери-ментальные данные по [425]; 8 ~ температура плавления силикатов мантии
Каким же образом тогда разрешалась отмеченная выше ситуация гравитационной неустойчивости в Земле? Только единственным способом - путем выталкивания стекающим к центру “ядерным” веществом жесткой сердцевины Земли к ее поверхности, как это показано на рис. 9.2.
Однако постепенного выталкивания холодной сердцевины молодой Земли к ее поверхности по мере развития процессов дифференциации земного вещества происходить тогда не могло. Объясняется это существенной неравномерностью прогрева молодой Земли. К началу архея Земля в низких широтах оказалась разогретой в заметно большей мере, чем в приполярных секторах. Поэтому первая асте
носфера и связанная с ней зона сепарации железа должны были возникнуть именно под экваториальным поясом нашей планеты (см. рис. 9.2, а).
Отсюда следует, что в самом начале архея (около 4,0-3,8 млрд, лет назад) кольцевой слой плотных расплавов “ядерного” вещества мог существовать и окружать собой сравнительно холодную, жесткую и недифференцированную сердцевину молодой Земли только со стороны ее экваториального пояса, тогда как через полярные секторы планеты, сложенные также холодным и жестким первичным земным веществом, эта сердцевина оказывалась фиксированной в центре Земли. В дальнейшем, в течение почти всего архея, зонная дифференциация земного вещества уже питалась в основном только гравитационной энергией, но продолжала развиваться как бы по наследству, все в том же поясе Земли, хотя положение ее самой по отношению к оси вращения могло меняться в связи с изменениями распределения масс в теле планеты (см. рис. 9.2, б).
За время развития процесса зонной дифференциации земного вещества в архее ~109 лет Земля, возможно, могла повернуться так, что центры тяжести обоих ее бывших приполярных секторов, сложенных еще холодным и более плотным первичным земным веществом, попали на экваториальную плоскость планеты, а пояс зонной дифферен-
Рис. 9.2. Последовательные этапы развития (а-г) процесса зонной дифференциации земного вещества и формирования плотного ядра Земли, по [122]
7- расплавы железа и его окислов ; 2 - первичное земное вещество; 3 - континентальные массивы
261
циации земного вещества, перекрытый сверху более легким мантийным веществом, занял меридиональное положение, как это показано на рис. 9.2, б.
С течением времени благодаря распаду радиоактивных элементов происходил постепенный прогрев первичного вещества, что, безусловно, снижало его прочность и вязкость. Не исключено даже, что в оставшихся фрагментах этого вещества после такого прогрева на уровнях верхней мантии могли возникнуть и новые астеносферные слои. Кроме того, по мере углубления фронта зонной дифференциации земного вещества уменьшалась площадь сцепления сердцевины Земли с поддерживавшими ее равновесие двумя секторами первозданной мантии. Поэтому, только в конце архея, т.е. приблизительно через 1,8-2 млрд, лет после образования самой Земли, возникшая ранее гравитационная неустойчивость уже смогла разрешаться путем стекания тяжелого “ядерного” вещества в центральные части планеты и соответствующего выталкивания из центра бывшей земной сердцевины (рис. 9.2, в).
Представляется весьма вероятным, что именно таким путем около 2,9-2,8 млрд лет назад у Земли началось формирование плотного ядра. Причем, раз начавшись процесс должен был развиваться лавинообразно и достаточно быстро, поскольку разность плотности между “ядерным” и первичным земным веществом достигала 3-3,5 г/см3, а к концу архея в кольцевой зоне дифференциации уже скопилась большая масса тяжелых окисно-железных расплавов (до 15-17% от массы самой Земли). Скорость развития этого процесса тогда сдерживалась только высокой вязкостью первичного вещества бывшей земной сердцевины, растекавшегося по активному поясу верхней мантии под влиянием гигантских избыточных давлений, действовавших на эту сердцевину со стороны формировавшегося тогда ядра Земли. Тем не менее, вероятно, что весь процесс формирования земного ядра по описанному сценарию занял не более 100-200 млн лет.
Если описываемый процесс выделения земного ядра действительно происходил в конце архея, то он должен был сопровождаться выделением огромной дополнительной энергии около 1-1037 эрг (во многом пошедшей на прогрев первичного вещества бывшей земной сердцевины) и возникновением в мантийном поясе (над зоной дифференциации земного вещества) интенсивных конвективных течений, полностью перестроивших весь существовавший до того тектонический план литосферной оболочки Земли. Из геометрии описываемых движений ясно, что в позднем архее должна была возникнуть одноячеистая конвективная структура с одним восходящим потоком над местом всплытия бывшей сердцевины Земли и одним нисходящим потоком над участками стока “ядерного” вещества. Поэтому есть все основания полагать, что именно над этим нисходящим мантийным потоком на рубеже архея и протерозоя около 2,6-109 лет назад сформировался и первый в истории суперконти
нент, названный Моногеей [120, 121].
Учитывая сказанное, представляется весьма заманчивым связать описанную геодинамическую катастрофу с наиболее выдающейся эпохой кено-ранского тектоно-магматического диастрофизма, завершившего собой архейский этап развития Земли, в результате которого также возник и первый в ее истории суперконтинент Моногея. Смещением первозданной сердцевины Земли к периферии и заполнением центральных областей нашей планеты “ядерным” веществом завершилась первая и наиболее бурная стадия формирования земного ядра (см. рис. 9.2, в, г).
Итак, в архее выделяется два периода повышенной конвективной, а, следовательно, и тектонической активности Земли. Первый из них, связанный с зонной дифференциацией металлического железа, приходится на самое начало архея. Конвективный массообмен в то далекое время имел в основном тепловую природу и охватывал собой только верхнюю мантию и переходный слой Голицына, поскольку фронт дифференциации земного вещества за первые 500 млн лет геологического развития Земли успел погрузиться до глубин около 700 км. Поэтому первый всплеск конвективной (и тектонической) активности Земли возник не столько благодаря большой скорости выделения энергии дифференциации, сколько из-за того, что вся эта энергия тогда рассеивалась в малых объемах верхней мантии и переходного слоя. В связи с этим существовавшие в раннем архее конвективные структуры неизбежно должны были быть мелкими, не превышающими по своим размерам нескольких сотен километров. Причем развивалась конвекция тогда только под низкими широтами Земли (см. рис. 9.2).
Второй период резко повышенной конвективной и тектоно-магматической активности Земли был связан с процессом зонной дифференциации более легкоплавких эвтектических сплавов железа с его окислами. Второй всплеск активности продолжался приблизительно от 3,2 до 2,6 млрд лет назад, но на этот раз он стимулировался уже значительным повышением скорости выделения “ядерного” вещества и пропорциональным этому увеличением скорости генерации гравитационной энергии дифференциации. Размеры конвективных ячеек в то время должны были существенно возрасти, достигнув, может быть, первых тысяч километров, но все равно в течение большей части той эпохи одноячеистых структур еще формироваться не могло. К тому времени пояс конвекции уже расширился и занял меридиональное положение (рис. 9.2, в, г).
В самом конце позднего архея, около 2,7-2,6 млрд лет назад, в связи с возможным развитием в то время катастрофического процесса выжимания холодной и жесткой "сердцевины" молодой Земли из центральных областей планеты к ее поверхности, в мантии Земли должна была возникнуть мощная одноячеистая конвективная структура с исключительно интенсивным массообменом в ней. Ско
262
рее всего тогда образовался мощный восходящий поток в зоне выжимания бывшей сердцевины и один, не менее мощный нисходящий поток - с противоположной стороны Земли.
Если такое уникальное катастрофическое событие действительно происходило, его неизбежным следствием должно было быть формирование в самом конце архея (около 2,6-109 лет назад) первого в истории Земли суперконтинента. По аналогии с возникавшими в последующие геологические эпохи едиными материковыми массивами Мегагеей Штилле и Пангеей Вегенера этот первый суперконтинент назван О.Г.Сорохтиным и С.А.Ушаковым Моногеей (рис. 9.3). Другим следствием такого события должен был быть достаточно резкий переход от высокой тектонической активности Земли в позднем архее к более умеренной - в протерозое.
Рис. 9.3. Реконструкция первого в истории Земли суперконтинента - Моногея (2,6-2,4 млрд лет назад) в полярных координатах, по [122]
1 - тиллиты и тиллоиды гуронского возраста; 2 - направления ледниковой штриховки коренных пород ложа древних ледников; 3 - положение географического полюса
После окончания процесса выделения плотного земного ядра на рубеже архея и протерозоя Земля перешла к новому этапу проявления эндогенной активности - к главной последовательности тектонического развития нашей планеты. На этом этапе основным механизмом-двигателем глобальной эволюции Земли становится процесс бародиффузионной дифференциации мантийного вещества. Благодаря этому механизму в протерозое и фанерозое продолжался плавный рост окисно-железного ядра (его масса за это время увеличилась приблизительно на 37%), а в остаточной силикатной мантии раз
вивался процесс нестационарной химикоплотностной конвекции.
Процесс конвективного массообмена в мантии регулируется действием сильных положительных и отрицательных обратных связей в системе. Примером положительных связей может служить зависимость скорости конвекции от теплогенерации: с повышением температуры мантии экспоненциально уменьшается вязкость ее вещества и соответственно возрастает скорость химико-плотностной конвекции. Одновременно увеличивается скорость диффузии окислов железа из кристаллов силикатов в межгранулярные пространства и, следовательно, скорость перехода “ядерного” вещества в земное ядро, а это, в свою очередь, приводит к возрастанию плотностных неоднородностей в мантии и к новой активизации мантийного массообмена.
Сильная отрицательная обратная связь возникает за счет теплопотерь Земли. Так, с увеличением скорости конвективного массообмена возрастают тепловые потоки через океанское дно, увеличиваются общие потери тепла Землей, благодаря этому уменьшается температура мантии, повышается вязкость ее вещества, что, в свою очередь приводит к снижению конвективного массообмена в мантии. Другой механизм отрицательной обратной связи заложен в самом процессе бародиффузионной дифференциации мантийного вещества. Действительно, диффузия окислов железа из кристаллов силикатов в межгранулярные пространства происходит только в нижней мантии на глубинах превышающих 2000 км. Поэтому чем выше скорость конвекции, тем меньшее время мантийное вещество будет пребывать в деятельном слое нижней мантии, тем меньше за это время “ядерного” вещества успеет диффундировать из кристаллов силикатов и перетечь в земное ядро, а замедление процесса дифференциации неизбежно приведет к снижению скорости и самой конвекции.
Таким образом, тепловая машина Земли представляет собой открытую, нелинейную, диссипативную систему с обратными связями. Но в таких системах возможна самоорганизация геодинамических процессов с возникновением устойчивых ос-редненных состояний системы. Однако, химикоплотностная конвекция в мантии по своей природе -нестационарный процесс с постоянно видоизменяющейся структурой конвективных ячеек. Поэтому следует ожидать, что самоорганизация конвективных течений в мантии постоянно будет нарушаться нестационарностью процесса. Тем не менее такие равновесные состояния, соответствующие минимальным значениям рассеиваемой в мантии энергии (при заданной скорости генерации эндогенной энергии), время от времени все-таки должны возникать.
К таким квазиустойчивым состояниям относятся последовательно возникающие друг за другом одноячеистые и двухъячеистые конвективные структуры. Проведенное затем численное моделирование химико-плотностной конвекции подтвер
263
дило это предположение.
Согласно глобальной модели Сорохти-на-Ушакова следует также важный геодинамиче-ский закон: энергетический баланс Земли в среднем стабилизирует развитие- конвективных процессов в мантии, при этом периоды конвективных циклов пропорциональны массе мантии. Масса мантии после образования земного ядра в конце архея постепенно уменьшалась за счет выделения из нее “ядерного” вещества и роста самого ядра. Это обстоятельство могло приводить к постепенному сокращению со временем продолжительности конвективных, а, следовательно, и тектонических циклов. Как происходило в действительности и какой из факторов (остывание мантии или уменьшение ее массы) оказывался определяющим можно установить только по геологической летописи Земли. Так, моменты формирования суперконтинентов Моногея, Мегагея, Мезогея н Пангея можно сопоставлять с временами завершения кеноранской, све-кофеннской, гренвильской н герцинской тектонических эр (орогений), соответственно 2600 ±100; 1800 ±100; 1000 ±70 и 230 ±10 млн лет назад. Если это так, то периодичность формирования суперконтинентов в докембрии была равна 800 ±100, а на рубеже с палеозоем 770 ±70 млн лет. Как видно, периодичность мегациклов в послеархейское время с точностью до определения возрастов орогений сохранялась приблизительно постоянной.
Следовательно, эффект остывания мантии в реальных условиях почти полностью компенсировался уменьшением ее массы, стабилизируя тем самым периодичность тектонических событий на Земле. Однако в будущем благодаря истощению энергетических запасов Земли и замедлению процесса дифференциации мантийного вещества фактор остывания мантии начнет играть более важную роль, в результате чего существенно замедлится конвективный массообмен в мантии и значительно увеличатся периоды тектонических мегациклов.
С постепенным угасанием бародиффузионного механизма дифференциации мантийного вещества, за счет исчерпания запасов “ядерного” вещества в мантии должно происходить постепенное снижение интенсивности и мантийной конвекции. Согласно расчетам [121], активность конвективного массообмена, определяемая рассеиваемой в мантии энергией, в настоящее время по сравнению с пиком в раннем архее уменьшилась приблизительно в 12 раз, а по сравнению с позднеархейским пиком - в 7 раз. Начиная с раннего протерозоя, удельное значение рассеиваемой в мантии энергии уменьшилось еще приблизительно в 2,5-3 раза. Снижение скорости будет происходить и в дальнейшем.
Как уже отмечалось, архейская история завершилась формированием у Земди настоящего плотного ядра и возникновением в ее мантии мощнейшей одноячеистой конвективной структуры и, как следствие, единой рифтовой системы на дне молодого океана. Поэтому за начало отсчета послеар-хейской геологической истории, отвечающей глав
ной последовательности развития Земли, удобно принять именно этот естественный рубеж - момент окончательного формирования в недрах нашей планеты тяжелого ядра около 2,6-109 лет назад.
Путем сопоставления численных расчетов для архейского и послеархейского интервала времени можно оценить, что, начиная с 3, 8-109 до 2,6-109 лет назад в архейской мантии должно было существовать около 16 полных конвективных циклов. При этом периоды таких циклов тс, менялись от 20-50 млн лет в начале архея до 200 млн лет в конце архея.
Несмотря на приближенность оценок [122] общая закономерность изменения конвективных циклов nc(t) и продолжительности периодов полных конвективных циклов тс.(7), по-видимому, правильно передает картину развития конвекции в архее и послеархейское время. В частности, из этих оценок вытекает, что в раннем архее могли формироваться только мелкие конвективные ячейки с короткими циклами. При этом в связи с мелкомасштабностыо раннеархейской конвекции (порядка сотен километров) отдельные циклы во времени перекрывались друг с другом, создавая тем самым непрерывную череду пульсирующих, но не коррелируемых по отдельным ядрам растущих континентов процессов. Соответственно этому и многочисленные тектонические циклы раннего архея на древнейших ядрах разных континентов создали мозаичную картину проявлений отдельных и не синхронных друг с другом всплесков тектонической активности.
Первые глобально-синхронные тектонические циклы могли появиться только в позднем архее, когда фронт зонной дифференциации земного вещества уже погрузился на значительные глубины мантии и в связи с этим существенно возросли размеры конвективных ячеек - до нескольких тысяч километров. Однако наиболее ярко синхронность тектонических процессов должна была проявиться лишь в самом конце архея - в момент обособления земного ядра. Действительно, как видно из геологических данных, обобщенных К.Конди [67] и воспроизведенных на рис. 9.4, заметная глобальная корреляция тектонических событий формирования и деформаций гранит-зеленокаменных поясов архея различных щитов архейского возраста проявилась только около 2,9-109 лет назад, но наиболее четко она выявилась лишь на интервале возрастов 2,7-2,6 млрд, лет назад. При этом последний архейский конвективный цикл, совпадающий по времени с моментом выделения земного ядра, одновременно является и первым, наиболее сильным глобальным диастрофизмом кеноранской эпохи -самым грандиозным тектоно-магматическим событием в истории Земли.
Если кеноранский орогенез, завершивший собой тектонические события архейской эпохи, принять за начало отсчета всех последующих конвективных циклов, то оказывается, что при п0 ~ 6,36 (близко совпадающим с расчетным значением «о = 6,67) целочисленным значениям ле=0; 1; 2; 3; 4; 5; 6 в по-
264
Рис. 9.4. Корреляция тектонических событий формирования гранит-зеленокамеиных поясов архея, по [67] с изменениями
Прямые линии отмечают время возникновения пород зеленокаменных поясов; волнистые линии - время формирования складчатости
слеархейское время соответствуют возрасты: 2,6; 2,28; 1,93; 1,55; 1,14; 0,70 и 0,22 млрд лет назад, близко отвечающие возрастам главных тектониче-
Рис. 9.5. Зависимость числа конвективных циклов nc(t) от времени
ских событий протерозоя и фанерозоя (рис. 9.5). Кроме того, из приведенного ряда возрастов, отмечающих моменты смены конвективных циклов в мантии, следует, что их периодичность со временем постепенно возрастала от 320 до 480 млн лет, а это говорит о постепенном остывании Земли в по-слеархейское время (во всяком случае, по предполагаемой модели энергетического баланса Земли Сорохтина-Ушакова). В дальнейшем такое остывание нашей планеты усилится еще более.
Значению пс = 0 отвечает время формирования первого суперконтинента Моногея. Однако суперконтиненты - неустойчивые образования, и после своего образования они затем быстро раскалываются и дробятся на отдельные части. Одновременно с этим меняется структура конвективных течений в мантии и вмест нисходящего мантийного потока под бывшим суперконтинентом неизбежно возникает восходящий поток - непосредственная причина его разрушения и распада (рис. 9.6). Поэтому можно полагать, что при пс = 1 (к моменту времени 2,28-109 лет назад) в мантии установилась более сложная, возможно, двухъячеистая конвективная структура, а большинство материков того времени - осколков Моногеи - переместились от центра бывшего суперконтинента в низкие и умеренные широты.
Следующий суперконтинент - Мегагея Штилле -начал формироваться примерно около 1,9-109 лет назад, но окончательно образовался только 1,8-109 лет назад в результате грандиозной свекофеннской (карельской) орогении. Следовательно, в это же время, с которым можно сопоставить значение параметра пс = 2, в мантии должна была вновь функционировать одиоячеистая конвективная структура. При этом можно заключать, что второй суперконтинент Моногея сформировался на низких широтах. Об этом же свидетельствуют и геологические данные.
Существование Мегагеи также было непродолжительным: уже начало рифея ознаменовалось общим дроблением континентальной коры. Значение параметра ис = 3 по времени (1,55-109 лет назад) соответствует раннему рифею и близко совпадает со следующей выдающейся, тектонической эпохой великого обновления структурного плана Земли, проявившейся приблизительно в это же время, с которого иногда отсчитывают начало эпохи неогея (1,5-109 лет назад).
Значение щ. = 4 отвечает времени 1,15-109 лет назад, что близко соответствует столь же радикальной гренвильской эпохе тектоно-магматической активизации, в результате которой из осколков Мегагеи начал формироваться новый, третий по счету суперконтинент Мезогея. Новый суперконтинент, как и Мегагея, располагался вблизи экватора и просуществовал сравнительно недолго -всего около 100-200 млн лет, а одноячеистая конвекция в мантии Земли уже через 300-400 млн лет сменилась на двухъячеистую конвективную структуру с двумя нисходящими потоками вблизи полю-
265
Рис. 9.6. “Корни” нисходящих и восходящих конвективных потоков на поверхности земного ядра под суперконтинентами и объяснение относительно короткого времени существования таких континентов, по [122]
сов Земли и одним кольцевым восходящим потоком, образующим рифтовую систему в ее экваториальном поясе. Такой ситуации соответствовало значение параметра пс = 5 и время 0,7-109 лет назад. Однако уже около 600 млн лет назад под северным фрагментом Мезогеи - Лавразией возник вторичный восходящий мантийный поток, буквально разорвавший на части и этот суперматерик с образованием Праатлантического океана Япетус и Палео-уральского океана. Гондвана при этом испытала лишь частичную деструкцию, но уже в катангскую (панафриканскую) орогению она вновь спаялась в единый суперматерик.
Четвертый раз в Земле возникла одноячеистая конвекция, и вновь сформировался единый суперконтинент - вегенеровская Пангея в конце палеозоя около 300 млн лет назад. Этому событию близко отвечает значение параметра пс - 6 и расчетное время 0,22-109 лет назад, а также максимум тектонической активности в фанерозое. Пангея, как и все другие суперконтиненты, тоже долго не просуществовала и уже в самом начале мезозоя (около 200 млн лет назад) испытала первые импульсы деструкции, а приблизительно 190 млн лет назад возникли и первые трансматериковые расколы, переросшие затем в молодые океаны: Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый.
Приведенные оценки nc(t), безусловно, являются весьма приближенными, особенно если учесть существенную нестационарность мднтийной конвекции, но все-таки они, по-видимому, правильно отражают главную особенность развития тектонической активности Земли - ее цикличность. Причем, судя по приведенным оценкам, в послеархейской
геологической истории выделяется шесть полностью завершенных конвективных циклов: 2,6-2,28,-1,93-1,55-1,15-0,70-0,22 млрд лет назад с продолжительностью соответственно около 320; 350; 380; 410; 440 и 480 млн лет. Если эту закономерность продлить и далее, то оказывается, что следующий полный конвективный цикл завершится приблизительно еще через 550 млн лет при пс = 7. Не исключено, что и современный, седьмой, цикл закончится формированием двух суперконтинентов типа Лавразии и Гондваны. И, наконец, последний, четвертый, мегацикл с пс = 8 мог бы завершиться приблизительно через 1,8-109 лет в будущем. Однако в связи с постепенным затуханием процесса бародиффузионного механизма дифференциации земного вещества и соответствующим снижением конвективной активности мантии пока не ясно, хватит ли сил у слабеющей мантийной конвекции на формирование последнего суперконтинента - гипотетической Гипергеи.
9.3. ИЗМЕНЕНИЕ СРЕДНИХ СКОРОСТЕЙ СПРЕДИНГА И МОЩНОСТИ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
После появления теории тектоники литосферных плит стало ясно, что наглядной оценкой средней тектонической активности Земли как меры движения ансамбля литосферных плит, может служить скорость их относительного перемещения. Однако наиболее общей, удобной и физически обоснованной оценкой тектонической активности Земли, по-видимому, следует все же считать ее энергетическую меру, определяемую в конечном итоге идущим из мантии глубинным тепловым потоком Qm. Действительно, любые перемещения земных масс и магматические преобразования вещества, приводящие к тектонической активности нашей планеты, в конечном итоге преобразуются в тепло и теряются Землей с ее тепловым излучением. Именно поэтому такой глубинный тепловой поток Qm и может являться естественной мерой тектонической активности Земли.
Как отмечалось выше, основная часть идущего из мантии глубинного тепла теряется через океанические плиты. В настоящее время эта доля составляет 92%, а в прошлые геологические эпохи она была еще более высокой. Следовательно, можно считать, что после возникновения эндогенной тектонической активности Земли параметр Qm прежде всего и всегда характеризовал собой режимы формирования и разрушения океанических литосферных плит. Учитывая сказанное, можно считать Q ~ ^S„, где ?окк - средний удельный тепловой поток через океаническую кору, a s - площадь этой коры. Но после возникновения ансамбля движущихся океанических плит около 3,8* 109 лет назад удельный тепловой поток, пронизывающий океа-
266
ническое дно, мог быть выражен через среднюю продолжительность жизни тс таких плит
4окк ~iAK
или через среднюю скорость их относительного перемещения
<?окк~^/гг •
Отсюда видно, что, определяя осредненную тектоническую активность Земли через параметр Qm, можно найти среднюю скорость движения всего ансамбля литосферных плит [122]:
*,~Q2Jsm. («!)
Определение зависимости Qm(t) было приведено на рис. 8.15, а на рис. 9.7 изображен график удг), рассчитанный по выражению (9.1) в предположении, что современное значение vc ~ 5 см/год [122]. Как видно из этого графика, в позднем архее наблюдался резкий всплеск активности и скорость движения плит достигала 150-170 см/год, т.е. в 30-38 раз превышала современную скорость движения. В раннем архее скорость взаимного перемещения плит была заметно меньшей - около 40-50 см/год, но все же почти в 10 раз большей, чем сейчас. Начиная с раннего протерозоя, скорость движения плит последовательно снижалась с 40 см/год до ее современного значения около 5 см/год. Снижение средней скорости движения плит будет происходить и далее, вплоть до того момента, когда благодаря увеличению мощности океани-
Q Время, 10 лет
Рис. 9.7. Эволюция средней скорости движения океанических литосферных плит (пунктирной линией отмечен момент образования земного ядра), по [122]
нию океанической рифтовой системы. Однако произойдет это, по-видимому, еще только через 1-1,5 млрд лет в будущем.
Во всех приведенных построениях использовались лишь осредненные характеристики тектонической активности Земли и не учитывались ее периодические колебания. Такие колебания интенсивности конвективного массообмена в мантии и скоростей движения литосферных плит в реальных условиях, по-видимому, имели место. Так, например, по данным возрастной идентификации полосчатых магнитных аномалий на океаническом дне, получается, что средняя скорость движения Тихоокеанской плиты в позднем мелу была почти в 1,5 раза выше современной, а в миоцене, наоборот, она снижалась заметно ниже современного уровня [281].
Мантийная конвекция - нестационарный процесс и она все время сопровождается структурными перестройками. Теоретические выводы [116] и численные эксперименты подтверждают возникновение одноячеистых конвективных структур в мантии, которое сопровождалось некоторым усилением общего конвективного массообмена, а, следовательно, увеличением скорости движения плит [122]. Но при возникновении одноячеистых конвективных структур в мантии формируются единые суперконтиненты. Следовательно, можно предположить, что в моменты их формирования, т.е. приблизительно 2,6; 1,8; 1,1 и 0,3 млрд лет назад, наблюдались и соответствующие всплески тектонической активности Земли. Следующий такой всплеск, согласно расчетам, может произойти примерно через 550 млн лет.
Определение глубинного теплового потока (t) позволяет рассчитать еще и другие важные характеристики тектонической активности Земли, определяющие периодизацию ее основных этапов развития. Одной из таких характеристик является упоминавшаяся выше средняя продолжительность жизни океанических плит:
-S2ojQ2m. (9.2)
Другой характеристикой является средняя мощность Н, литосферных плит к моменту их деструкции - погружения в мантию по зонам субдукции. Учитывая известную зависимость,
Н, л/t получено:
Н!~$окк/й„. (9.3)
Так как мантийный тепловой поток Qm фактически характеризует собой тектоническую активность Земли, можно ввести еще и параметр, определяющий тектоническую активность Земли:
Z~QjM, (9.4)
где М - масса Земли. Параметр Z удобно нормировать так, чтобы z = 1 при х = 1. Тогда
ческих плит и их трению друг о друга это движение не прекратится вообще, что приведет к исчезнове-
z=ja,A/je.4< о о
(9.5)
267
(9.6)
(9-7)
и параметр Z становится безразмерным. В этом случае производная Z имеет размерность 11'1 I. Используя введенный параметр, было получено [122]:
-Sljz1
и
s, ~ s°Jz
Принимая, что современная средняя продолжительность жизни океанических плит приблизительно равна 120 млн лет, а их мощность
Я «7,57^? = 80 км
(здесь Ht выражено в км, а тс - в млн лет), то оказывается, что в позднем архее значение Ht снижалось до 14 км, а время жизни океанических плит было исключительно малым - всего 4 млн лет; незначительными были величины этих параметров и в раннем архее ~ 20-30 км и тс ~ 10-15 млн лет (рис. 9.8).
Однако в середине архея, около 3,3-3,1 млрд лет назад, наблюдалось некоторые ослабление тектонической активности Земли и образование более стабильных океанических плит с Hi ~ 60 км и тс ~ 50-60 млн лет. В то время скорость движения литосферных плит уменьшилась приблизительно до 10 см/год. Для сравне
ния отметим, что Г.Поллак [442], анализируя имеющиеся данные по геотермометрам, определил время жизни океанических плит в среднем по ар-хею приблизительно равным 10-20 млн лет, что весьма близко к приведенным оценкам.
Уменьшение тектонической активности в сере-
дине архея объясняется тем, что именно в это время фронт зонной дифференциации земного вещества подошел к тем глубинам (около 800-1000 км), где существенно возросла разность между температурой плавления металлического железа и геотермой Земли. В результате, начиная с этого времени (приблизительно с 3,4'109 лет назад) значительная часть гравитационной энергии, освобождавшейся при сепарации расплавов железа от силикатов, ста-
Рис. 9.8. Среднее время жизни тс и эволюция строения океанических литосферных плит Ht и значение критической мощности Н,кр. при которой еще возможна субдукция (если по [122]
1 - Н/ ; 2 - мощность базальтового слоя океанических плит; 3 -Н,кр; 4 - тс; I - эпоха приливной экзотектоники, II - эпоха тектоники тонких литосферных пластин; III - эпоха тектоники литосферных плит; IV - эпоха тектонической смерти Земли
ла расходоваться не только на возбуждение конвективных движений в верхней мантии (т.е. не только на тектоническую активность Земли), но и на прогрев нижележащей и еще сравнительно холодной первозданной сердцевины молодой Земли.
Из глобальной модели эволюции Земли вытекает
главное следствие - четкое деление тектонического развития Земли на четыре крупных принципиально различных этапа: 1 - пассивный катархейский; 2 -исключительно активный архейский; 3 - умеренно активный (спокойный) протерозойско-фанерозой-ский и 4 - будущий этап тектонической смерти Земли. При этом время жизни океанической рифтовой системы исчисляется начиная с 3,8-3,9 млрд лет назад и примерно до 1,5 млрд лет в будущем.
268
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
На основании обобщения и анализа обширной геолого-геофизической информации в работе проведена типизация и сравнительный анализ главных морфоструктур дна и глубинного строения рифтовых зон СОХ. По величинам линейных скоростей спрединга все СОХ можно разделить на четыре основных типа: хребты с медленной скоростью раздвижения (/спред <4 см/год), СО Средней (/СПред -4+8 см/год), быстрой (/пред = 8+12 см/год) и очень быстрой (/с,|ред >12 см/год). С увеличением скорости спрединга существенно изменяется характер рельефа дна рифтовых зон: от грабенообразной структуры, типичной для САХ, до горстообразного поднятия, характерного для большинства участков ВТП. Наряду с этим заметно уменьшается ширина аккреционной границы, а также ширина неовулканической и тектонической зон. Изменение морфологии дна и геофизических аномалий в рифтовых зонах при увеличении скорости спрединга связано с изменением их глубинной структуры.
Практически непрерывные вулканические излияния (с периодом десятки—первые сотни лет), характерные для быстро раздвигающихся хребтов, свидетельствуют об устойчивом (во времени) и неглубоком залегании осевой магматической камеры, глубина кровли которой, согласно сейсмическим данным, располагается на расстоянии 1-3 км от поверхности дна. В пределах СОХ с медленными скоростями спрединга активные вулканические импульсы также дискретны, но интервал между излияниями гораздо больше (порядка десятков тысяч лет) и устойчивая магматическая камера под осью хребта практически не выделяется.
Анализ структурно-вещественных неоднородностей и глубинного строения рифтовых зон СОХ позволяет выделить целостную иерархическую систему сегментации, включающую шесть масштабных уровней (от глобального до локального), и рассмотреть характерные для них типы границ сегментов: тройные соединения, крупные и малые трансформные разломы, нетрансформные смещения, большие и малые перекрытия центров спрединга.
Первый, наиболее крупный, уровень сегментации определяется геометрическими и кинематическими параметрами относительных движений литосферных плит и обусловлен восходящими потоками конвекции в мантии. Сегменты имеют длину в тысячи километров и ограничены зонами тройных соединений. Характерное время существования таких сегментов и их границ - десятки миллионов лет.
Сегменты второго уровня имеют длину в сотни километров и время развития в десятки миллионов лет. Они ограничены крупными трансформными разломами, которые смещают ось хребта на десятки и первые сотни километров, что приводит к раз
рыву и смещению (в плане) стационарной магматической камеры, представляющей самую верхнюю часть астеносферного слоя так, что формируются независимые спрединговые ячейки. В пределах каждого сегмента этого ранга глубина дна осевой зоны определяется уровнем подъема астеносферы и ее термическим состоянием.
Третий уровень сегментации рифтовой зоны связан с крупными перекрывающимися центрами спрединга (ПЦС) и небольшими трансформными разломами. Характерный размер сегментов здесь -десятки километров и время их существования и развития первые миллионы лет. Смещения оси в зонах крупных ПЦС (5-25 км) происходят в пределах рифтовой зоны СОХ. На крупных ПЦС может изменяться положение кровли стационарной магматической камеры и можно предполагать, что такая камера непрерывна. Главную роль в формировании и эволюции сегментов этого уровня играют коровая осевая магматическая камера - в случае быстро раздвигающихся СОХ, и сфокусированный мантийный апвеллинг - в случае медленно раздвигающихся СОХ.
Четвертый уровень сегментации - уровень осевого поднятия или внутренней долины. Длина сегментов варьирует от нескольких километров до первых десятков километров, а время их существования от десятков до первых сотен тысяч лет. Гра-ницами сегментов этого уровня служат зоны мелких ПЦС со смещениями оси 0,5-3 км на быстрых СОХ и небольшие нетрансформные нарушения с нулевыми или очень малыми смещениями оси на медленно раздвигающихся СОХ. Геодинамически этот уровень контролируется положением и термическим состоянием нестационарной во времени осевой магматической камеры, ответственной за тектоно-вулканические циклы конкретного сегмента.
Пятый уровень сегментации связан с нарушениями неовулканической зоны в виде мелких тектонических узлов, изгибов оси, седловин, небольших смещений без перекрытия и т.д. Величина латерального смещения оси здесь достигает нескольких сотен метров, причем осевые нарушения расположены, как правило, в районах локальных батиметрических понижений. Сегментация этого уровня связана с периодичностью тектоно-вулканического цикла, повторяющегося через 100-10 000 лет и включающего серию извержений, со сменой гидротермальной и тектонической фаз цикла, нарушающих морфотектонику осевой зоны. Глубинные процессы, определяющие этот уровень сегментации, обусловлены существованием расплавленной фракции базальта, концентрирующейся вблизи кровли осевой камеры (линза расплава) или в локальных магматических очагах.
Шестой уровень сегментации определяется кон
269
кретными извержениями в рамках единого вулканического цикла и выражается в различной морфологии излившихся лавовых потоков.
Таким образом, сегментация СОХ является разномасштабным глобальным и фундаментальным феноменом, отражающим зависящую от времени трехмерную природу аккреционных процессов на дивергентных границах плит. В целом морфотектоническая и магматическая структура каждого более мелкого масштабного уровня сегментации причинно обусловлена процессами на предыдущих, более крупных уровнях. Однако каждый масштабный уровень определяется лишь свойственными ему геодинамическими процессами, контролирующими его существование, особенности строения и эволюцию.
Анализ геодинамики и термической структуры рифтовых зон СОХ позволил сделать вывод о существенном различии глубинной структуры литосферы этих зон при медленных и быстрых скоростях спрединга. Это позволило предположить различие глубинных процессов мантийного апвеллинга, отделения, фракционирования и аккумуляции расплава и термомеханического состояния литосферы рифтовых зон, что, в свою очередь, определяет различие в рельефе дна, структурообразова-нии и характере аномальных геофизических полей. Численное моделирование термомеханического состояния рифтовых зон СОХ дает основание выявить эти различия. В конечном итоге, такие различия в глубинных процессах отражаются в особенностях аккреции океанической коры и, как следствие, в наличии двух типов коры, генерированной на медленноспрединговых и быстроспре-динговых хребтах. Численное моделирование термомеханического состояния рифтовых зон СОХ позволило выявить природу осевых магматических очагов и пространственно-временной масштаб вариаций их формы и термического состояния. На основе анализа результатов моделирования можно сделать следующие выводы:
1. Формирование осевого очага магмы связано с дискретным характером внедрений интрузий и излияний лавовых потоков в условиях непрерывного растяжения литосферы осевых зон спрединга.
2. Существует тесная связь формы осевой магматической камеры (ОМК) и глубины залегания ее кровли с интенсивностью гидротермального теплообмена в коре.
3. Скорость спрединга, а вместе с ней и частота внедрений наряду с гидротермальным теплообменом в коре имеют определяющее значение для образования и существования устойчивого корового очага магмы и эволюции его формы. В частности, при полускоростях спрединга, меньших 1,5 см/год и редких внедрениях интрузий существование устойчивого очага магмы в осевой области океанической коры маловероятно. При изменении скорости спрединга (частоты внедрения интрузий) будет изменяться и форма магматической камеры, и рельеф осевой зоны.
4. Перерыв между внедрениями в 100 тыс. лет и более приводит к исчезновению магматической камеры.
5. Наличие линзы расплавленного базальта в верхней части магматической камеры, обновление ее состава в промежутках между основными внедрениями магмы существенно влияют на форму кровли камеры, обусловливая появление плоского участка кровли камеры шириной от 2 до 5 км в бы-строразвивающихся хребтах и от 1 до 2 км в хребтах со средними скоростями спрединга.
6. Рельеф дна океана в рифтовых зонах в условиях формирования магматической камеры в значительной степени повторяет форму кровли камеры и в сечении изменяется от треугольной до трапецеидальной. Максимальные амплитуды рельефа здесь варьируют от 50 до 150 м. Для установившейся формы магматической камеры характерна трапецеидальная форма рельефа с плоской поверхностью шириной от 0,5 до 2 км; аналогичная форма рельефа типична и для последующего режима остывания камеры. Для начальной стадии формирования камеры или при пониженных температурах вещества линзы характерна треугольная форма рельефа.
Интенсивная гидротермальная деятельность, свойственная рифтовым зонам СОХ, является глобальным процессом переноса энергии и массы вещества в пределах земной коры путем циркуляции воды. Гидротермальные системы широко распространены в океанической коре рифтовых зон в самых разнообразных тектонических обстановках, но выходы горячих вод на поверхность имеются лишь в термически активизированных областях.
Причинами возникновения конвекции морской воды в океанической коре могут быть большие вертикальные тепловые градиенты, резкие неровности рельефа, различие в содержании солей, динамические градиенты давления и т.д. Самым распространенным классом гидротермальных систем являются те, которые возбуждаются тепловым воздействием, обусловленным внедрением в подосевую камеру новых порций магмы. Наиболее активные и высокотемпературные проявления гидротермальной деятельности установлены в осевой области СОХ над кровлей магматического очага. Именно к этим зонам приурочено большинство месторождений глубоководных полиметаллических сульфидных руд.
Геодинамический анализ гидротермальной циркуляции в осевых зонах СОХ показал, что изменение физических свойств (плотности, коэффициента расширения и др.) воды в зависимости от температуры, давления и солености оказывает существенное влияние на тип конвективных движений, продолжительность активной жизни и интенсивность гидроконвекции. Однофазовая и двухфазовая гидротермальные конвекции сменяют друг друга в зависимости от расстояний над кровлей магматической камеры и от ее боковых стенок. Интенсивность такой конвекции, и, в частности, скорость
270
движения морской воды в струйном канале, зависящие от распределения трещиноватости и Р-Т условий, имеют существенное влияние на процессы осаждения минералов и образования сульфидных месторождений. Процессы конвективного перемешивания магмы в подосевом очаге и концентрация расплава в верхней части магматического резервуара в значительной степени сказываются на временах остывания подосевых магматических- очагов и продолжительности гидротермальной деятельности на различных участках осевых зон СОХ.
Геолого-геофизические данные по наиболее изученным районам рифтовых зон СОХ с разными скоростями спрединга свидетельствуют о наличии геодинамических связей между распределением гидротермальных сульфидных полей с главными морфотектоническими структурами рифтовых зон и трансформных разломов, а также с термическим состоянием магматической камеры. Единая тектоно-магматическая цикличность характерна для СОХ с разными скоростями спрединга - как с медленными (САХ), так и с быстрыми (ВТП). Различия (и существенные) наблюдаются не в последовательности фаз цикла, а в его геологических следствиях, связанных, прежде всего со спецификой вулканической и тектонической фаз и частотой их повторяемости. В СОХ с медленными скоростями спрединга средняя повторяемость вулканических излияний (порядка 10 тыс. лет) не допускает формирования стационарной осевой магматической камеры со всеми вытекающими из этого следствиями (рельеф, структура коры, глубина кровли и форма камеры, геохимия и т. д.), и в этом случае существенно преобладает по продолжительности тектоническая фаза. В СОХ с быстрыми скоростями спрединга периодичность вулканической фазы (сотни лет) достаточна для формирования устойчивой ОМК. При быстром спрединге частая сменяемость тектонической и вулканической фаз приводит, как правило, и к формированию гидротермальных сульфидных месторождений.
При уменьшении скорости и прекращении спрединга происходит отмирание спрединговых хребтов. В этом случае строение литосферы палеоспрединговых хребтов и их выраженность в рельефе дна и аномальных геофизических полях существенно изменяются и зависят от времени развития хребта, а-точнее, от трех основных факторов: от длительности периода активного спрединга; от характера изменения скорости спрединга, особенно на заключительных этапах активного функционирования спредингового хребта и, главное, -от времени, прошедшего после прекращения спрединга.
В эволюции термической структуры литосферы, рельефа дна и геофизических аномалий при “отмирании” спредингового хребта можно выделить три этапа. Первый - активный этап, связан с замедлением скорости раздвижения, вплоть до полного прекращения спрединга. Уменьшение скорости спрединга и периодичности магматических излияний в тектоно-магматическом цикле сопро
вождается значительными изменениями структуры рифтовой зоны и ее геофизических характеристик. Морфотектоника и глубинная структура рифтовой зоны быстро раздвигающихся хребтов на этом этапе в значительной степени зависят от эволюции коровой магматической камеры, ответственной за конкретные извержения в тектоно-магматическом цикле. Чем меньше скорость спрединга, тем менее выраженной будет осевая магматическая камера и тем более контрастным будет рельеф осевой зоны и тем толще будет хрупкий слой литосферы.
Второй -- переходный этап - предполагает прекращение спрединга и характеризуется растяжением литосферы, но уже без формирования новой коры. Анализ термической структуры литосферы и интерпретация гравитационных аномалий свидетельствуют о том, что процесс серпентинизации перидотитов на этих двух этапах развития может влиять на формирование рельефа дна и глубинную структуру палеоспрединговых хребтов.
Третий - пассивный этап эволюции палеоспрединговых хребтов - характеризуется прекращением растягивающих напряжений, изменением температурного поля в литосфере и заглублением кровли астеносферы под рифтовой зоной отмершего хребта. Следствием остывания литосферы является увеличение ее толщины, понижение уровня рельефа фундамента, скрываемого под толщей осадков, уменьшение величины теплового потока и амплитуды гравитационных аномалий палеоспре-дингового хребта. Чем больше времени проходит после прекращения активного спрединга, тем более существенными будут эти изменения.
В целом процессы океанического спрединга играют существенную роль при формировании палеодивергентных границ плит (шовных зон) разных геодинамических типов. Такие палеограницы широко распространены в пределах океанической литосферы. Они представляют собой зоны контакта различных в прошлом литосферных плит и, следовательно, разделяют блоки литосферы, имеющие, как правило, разное строение, возраст и эволюцию. Палеодивергентные границы представляют шовные зоны контакта: а) континентального и океанического блоков литосферы в областях современных рифтогенных пассивных континентальных окраин; б) двух разновозрастных блоков океанической литосферы, сформированных в результате перескока оси спрединга в процессе продвижения рифта в пределы старой океанической литосферы, или в процессе эволюции зон тройных соединений; в) двух одновозрастных блоков литосферы в зонах палеоспрединговых хребтов.
Структура палеодивергентных границ плит различных типов, а также разные этапы их эволюции определяют многообразие морфоструктур дна океана, имеющих различную геодинамическую природу. В то же время морфотектонические структуры палеограниц плит и связанные с ними геофизические поля (гравитационное, магнитное, тепловое) несут информацию не только о совре
271
менном строении их литосферы, но также и о глубинных процессах, происходящих на активной стадии развития границы плиты. Выделение и анализ такой информации позволяет проследить эволюцию строения литосферы от стадии зарождения границы плиты и ее активного развития вплоть до стадии ее отмирания и сейсмически пассивного существования.
Развитие процесса спрединга в геологической истории Земли необходимо рассматривать в контексте ее общей энергетической эволюции. Согласно модели эволюции Земли Сорохтина-Ушакова, к наиболее мощным энергетическим процессам, развивающимся в недрах нашей планеты, можно отнести три: процесс гравитационной дифференциации земного вещества по плотности, приводящий к расслоению Земли на плотное ядро и остаточную силикатную мантию; процесс распада радиоактивных элементов и процесс приливного взаимодействия с Луной.
Лунно-земные приливные взаимодействия прежде всего сыграли роль “спускового” механизма, запустившего тектонические процессы на Земле. Можно считать, что только в катархее и в начале раннего архея лунные приливы существенно влияли на тектоническое развитие Земли; начиная с позднего архея и тем более протерозоя, воздействие Луны на тектоническое развитие Земли уже практически равнялось нулю.
Вклад радиоактивной энергии в тектоническое развитие много меньше, чем предполагалось ранее, и составляет всего несколько процентов в энергетическом балансе Земли.
На протяжении всей геологической истории Земли самым мощным источником эндогенной энергии можно считать процесс гравитационной дифференциации земного вещества. Максимум скорости выделения энергии гравитационной дифференциации приходится на уникальную эпоху позднего архея, когда, судя по геологическим данным, тектоническая активность Земли действительно была наибольшей. После выделения земного ядра в самом конце архея-прртерозоя скорость генерации гравитационной энергии резко упала. Дальнейший процесс гравитационной дифференциации Земли протекал уже значительно спокойнее, постепенно снижаясь до современного уровня выделения энергии. Продолжится затухание этого процесса и в будущем.
Основная часть идущего из мантии глубинного тепла теряется через океанические плиты. В настоящее время эта доля тепла близка к 90%, а в прошлые геологические эпохи она была еще более
высокой. Можно считать, что после возникновения эндогенной тектонической активности Земли тепловой поток характеризовал собой ритмы формирования и разрушения океанических плит. После возникновения ансамбля перемещающихся литосферных плит удельный тепловой поток, пронизывающий океаническое дно, являлся мерой средней продолжительности жизни океанических плит и средних скоростей их горизонтальных перемещений. Определяя осредненную тектоническую активность Земли через параметр теплового потока можно найти среднюю скорость движения всего ансамбля плит в ее геологической истории.
В позднем архее наблюдался резкий всплеск тектонической активности и скорость движения плит достигала 150-170 см/год, т.е. в 30-35 раз превышала современную. В раннем архее средняя скорость взаимного перемещения плит была заметно меньшей - около 40-50 см/год, но все же почти в 10 раз больше, чем сейчас. Начиная с раннего протерозоя, скорость движения плит постепенно снижалась с 40 см/год до ее современного значения около 5 см/год. Снижение средней скорости движения плит будет происходить и далее, вплоть до того момента, когда благодаря увеличению мощности океанических плит и их трению друг о друга оно прекратиться вообще. Произойдет это, по-видимому, только через 1-1,5 млрд лет в будущем.
Естественно, что каждое обобщение - это промежуточный итог изучения, позволяющий наметить дальнейшие перспективы целенаправленных научных исследований и разработать более совершенные геодинамические модели. Эта книга не исключение. Изложенные в ней современные геодинамические процессы океанического рифтогенеза позволили авторам подойти к проблеме пространственно-временного развития рифтовых зон как современных, так и палеоокеанов, т.е. к проблеме эволюционного и геоисторического анализа строения и динамики океанической литосферы практически на протяжении всей геологической истории Земли. В этой связи дальнейшие исследования следует направить на изучение особенностей эволюции геодинамических процессов рифтогеиеза и спрединга, формирования внутриплитного морфоструктурного плана дна Мирового океана, а также размещения месторождений полезных ископаемых, как в современных океанах, так и в палеоокеанах.
272
ЛИТЕРАТУРА
1. Атонов С.В., Попов Э.А. Пространственно-временная нестабильность спрединга и ее отражение в аномальном магнитном поле И Физика Земли. 1991. N 6. С. 21-29.
2. Атонов С.В., Трунин А.А. Миграция локальной нестабильности спрединга вдоль оси дивергентной границы: Срединно-Атлантический хребет между трансформными разломами Марафон и Кейн // Там же. 1995. N 9. С. 24-34.
3. Атонов С.В., Бочарова Н.Ю., Попов Э.А. Детальная гидромагнитная съемка Срединно-Атлантического хребта между 23° и 2б°с.ш. И Океанология. 1990. Т. 30. вып. 3. С. 469-477.
4. Артюшков Е.В. Геодинамика. М.:Недра, 1979. 279 с.
5. Артюшков Е.В. Гравитационная конвекция в недрах Земли И Изв. АН СССР. Физика Земли. 1968. N9. С. 3-18.
6. Астафурова Е.Г., Городницкий А.М., Мащенков С.П. Пространственно-временной анализ амплитуд магнитных аномалий между разломами Кейн и Атлантис, Центральная Атлантика // Физика Земли. 1997. N 8. С. 76-80.
7. Богданов Ю.А. Гидротермальная сульфидная минерализация в океанских рифтах // Океанология. 1996. Т. 36. N 2. С. 277-287.
8. Богданов Ю.А., Рона П.А., Гуревич Е.Г. и др. Реликтовые сульфидные постройки гидротермального поля ТАГ, Срединно-Атлантический хребет (26°с.ш., 45°з.д.) И Океанология. 1994. Т. 34. N 4. С. 590-599.
9. Бонатти Э., Булычев А.А., Гилод Л.А. и др. Детальные геомагнитные исследования точки тройственного сочленения литосферных плит в регионе острова Буве // Там же. 1997. Т. 37. N 6. С. 897-909.
10. Булычев А.А. Совместное использование альти-метрических, набортных гравиметрических и магнитных данных при изучении тектоносферы Южного океана. Автореф. дис. д-ра геол,-минерал.наук ... 2000.49 с.
11. Булычев А.А., Гайнапов А.Г., Гилод Л.А. и др. Строение литосферы Южной Атлантики по данным магнитных и гравитационных исследований И Океанология. 1997. Т. 37, N 4. С. 588-601.
12. Булычев А.А., Гилод Л.А., Куликов Е.Ю., Шрейдер А.А. Спрединг восточной части Африкано-Антарктического хребта по данным детальных геомагнитных исследований в районе острова Буве // Там же. 1998. Т. 38. N 3. С. 445-452.
13. Вегенер А. Происхождение материков и океанов // Современные проблемы естествознания. Госиздат. 1925. Кн. 24. 145 с.
14. Виноградов А.П. Среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных горных
273
пород земной коры И Геохимия. 1962. N 7. С. 555-571.
15. Вулканы и тектоника литосферных плит И Под ред.С.А.Ушакова. М.:МГУ, 1996. 273 с.
16. Гайнапов А.Г. Гравиметрические исследования земной коры океанов И М.: Изд-во МГУ, 1980. 240 с.
17. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Модель теплообмена блоков океанической литосферы в активных и пассивных участках трансформных разломов // Жизнь Земли. М.: Изд-во МГУ, 1986. С. 86-90.
18. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Неоднородности глубинной структуры литосферы осевых зон быстро раздвигающихся хребтов и их отражение в геофизических полях И Жизнь Земли. Эволюция Земли и планет. М.: Изд-во МГУ, 1990а. С. 91-96.
19. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Термическая эволюция литосферы и осадочной толщи бассейнов окраины Антарктиды (Австралийский сектор) И Океанология. 19906. Н 1. С. 86-92.
20. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Эволюция рельефа дна и термического режима литосферы при перескоке оси спрединга И Тихоокеан. геология. 1991. N 6. С. 123-138.
21. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Термический режим литосферы при перескоке оси спрединга хребта Математиков // Физика Земли. 1992. N 9. С. 59-69.
22. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Модель образования и развития магматической камеры рифтовых зон срединно-океаничеких хребтов // Докл. РАН. 1993. Т. 332. N 46. С. 497-500.
23. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Магматическая камера рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Термическая модель формирования и эволюции И Вулканология и сейсмология. 1994. N 4-5. С .90-98.
24. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Прозоров Ю.И., Ушаков С.А. Строение и развитие литосферы переходных зон южного океана // Физика земли. М: ВИНИТИ, 1991. Т. 11. 188 С.
25. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Шеменда А. И. Термическая структура осевой зоны срединноокеанических хребтов // Физика Земли. 1994. N 5. С. 11-26.
26. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Шеменда А.П. Термическая эволюция магматической камеры осевой зоны срединно-океанических хребтов // Жизнь Земли. Строение и эволюция литосферы. М.: Изд-во МГУ, 1996. Вып. 29. С. 138-163.
27. Гаркаленко И.А., Пустильников М.Р., Свистунов Ю.И. Особенности строения западной экваториальной части Атлантического океана (по геофизическим данным) // Морская геология, седиментология, осадочная петрография и геология океа
на. Л.: Недра, 1980. С. 208-215.
28. Гаст П.В. Химический состав Земли, Луны и хондритовых метеоритов // Природа твердой Земли. М.: Мир, 1975. С. 23-41.
29. Геодинамика. Геофизика океана / Под ред. О. Г. Сорохтина. М.: Наука, 1979. Т. 2. 416 С.
30. Гидротермальные сульфидные руды и металлоносные осадки океана / Под ред. И.С. Грамберга, А.И. Айнемера. СПб.: Недра, 1992. 278 с.
31. Глико А.О., Петрунин А.Г. Моделирование эволюции тепломассопереноса в системе “черный курильщик - магматическая камера” // Физика Земли. 1998. N 7. с. 3-10.
32. Гликсон А. Стратиграфия и эволюция первичных и вторичных зеленокаменных комплексов; данные по щитам южного полушария // Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С. 264-285.
33. Глубинное строение и эволюция литосферы Центральной Атлантики (Результаты исследований на Канаро-Багамском геотраверсе)/ Под ред. С.П. Мащенкова, Ю.Е. Погребицкого. СПб.: ВНИИО-кеанология, 1998. 299 с.
34. Гордин В.М., Назарова Е.А., Попов КВ. Обобщенная петромагнитная модель океанской литосферы // Океанология. 1993. Т. 33. N 1. С. 139-143.
35. Городницкий А.М., Сорохтин О.Г. Карта расчетных значений теплового потока через дно океанов // Проблемы теоретической геодинамики и тектоники литосферных плит. М.: Наука, 1981. С. 122-128.
36. Городницкий А.М., Шишкина Н.А. Обобщенная петромагнитная модель океанической литосферы / Природа магнитных аномалий и строение океанической коры. Под ред. А.М.Городницкого. М.: ВНИРО, 1996. С. 243-252.
37. Городницкий А.М., Зоненшайн Л.П., Мирлин С.Г. Реконструкция положения материков в фанерозое //М.: Наука, 1978. 121 с.
38. Гравитационное поле и рельеф дна океана / Под ред. С.А.Ушакова. Л.: Недра, 1979. 295 с.
39. Грамберг И.С., Краснов С.Г, Айнемер И.М. и др. Гидротермальное сульфидное оруденение в океане//Сов. геология. 1990. N 12. С. 81-90.
40. Гричук Д.В. О факторах, влияющих на металло-носность гидротерм океана И Вести. МГУ. Сер. 4, Геология. 1997. N 1. С. 3-10.
41. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Сегментация рифтовых трещин срединно-океанических хребтов по результатам физического моделирования // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. М.: ГЕОС, 1998. С. 152-154.
42. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Кинематические и морфометрические закономерности строения зон перекрытий осей спрединга срединноокеанических хребтов // Тихоокеан. геология. 1999. Т. 18. N 4. С. 3-15.
43. Гуревич Н.И. Связь океанического аномального магнитного поля с геолого-тектоническими особенностями дна // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1988. Т. 63. С. 31-37.
44. Деменицкая Р.М. Кора и мантия Земли. М.: Недра, 1975.256 с.
45. Дмитриев Л.В. Петрохимия коренных пород и некоторые черты их геохимии и петрологии И Исследования по проблеме рифтовых зон Мирового океана. М.: Наука, 1972. Т. 1. С. 115-123.
46. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Мир, 1983. 300 С.
47. Дубинин Е.П. Трансформные разломы океанической литосферы М.: Изд-во МГУ, 1987. 182 С.
48. Дубинин Е.П. Палеограницы плит океанической литосферы //Тихоокеан. геология. 1994. N 3. С. 3-20.
49. Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Палеограницы плит -шовные зоны литосферы И Сов. геология. 1989. N 12. С. 49-53.
50. Дубинин Е.П., Галушкин Ю.И. Геодинамические провинции и термический режим литосферы при перескоке оси спрединга Галапагосского поднятия // Жизнь Земли. Строение и эволюция литосферы. М.:Изд-во МГУ, 1996. С. 163-176.
51. Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Геодинамическая эволюция литосферы в палеорифтовых, палеотраис-формных и палеосубдукционных переходных зонах // Там же. С. 68-95.
52. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л. Геодинамическая природа самоорганизации структурной сегментации рифтовых зон срединно-океанических хребтов И Синергетика. Т.2. М.: Изд-во МГУ, 1999. С. 137-152.
53. Дубинин Е.П., Свешников А.А. Эволюция литосферы палеоспрединговых хребтов // Геотектоника. 2000. N 3. С. 72-90.
54. Дубинин Е.П., Прозоров Ю.И., Белая Н.И. Геодинамическая природа сегментации срединноокеанических хребтов И Жизнь Земли. Геодинамика и экология. М.: Изд-во МГУ, 1992. С. 46-55.
55. Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет //М.: Наука, 1983.415 с.
56. Жарков В.Н., Трубицын В.П. Физика планетных недр // М.: Наука, 1980. 448 с.
57. Живаго А.В., Буданова Л.Я., Литвин В.М., Руденко М.В. Морфоструктура южной части Императорского разлома на севере Тихого океана // Тр. Ин-та Океанологии АН СССР. 1985. Т. 121. С. 46-53.
58. Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А Введение в геодинамику // М.: Недра, 1979. 309
59. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Лисицын А.П. и др. Тектоника рифтовой долины Срединно-Атлантического хребта между 26 и 24° с.ш.: свидетельства вертикальных перемещений И Геотектоника. 1989а. N 4. С. 99-112.
60. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Богданов Д.А. и др. Геология хребта Хуан де Фука в районе г. Осевой // Тихоокеанская геология. 19896. N 1. С. 11-23.
61. Йодер Г.С., Тилли К.Э. Происхождение базальтовых магм // М.: Мир, 1965. 248 с.
62. Карасик А.М. Евразийский бассейн Северного Ледовитого океана с позиций тектоники плит //
274
Проблемы геологии полярных областей Земли. Л., 1974. С. 23-31.
63. Карслоу Г., Егер Д. Теплопроводность твердых тел // М.: Наука, 1964. 487 с.
64. Кеонджян В.П. Модель химико-плотностной конвекции в мантии Земли И Изв. АН СССР. Физика Земли. 1980. N 8. С. 3-21.
65. Керчман В.И., Лобковский Л.И. Модель эволюции континентальных окраин для реологически расслоенной литосферы И Докл. АН СССР. 1990. T.312.N3.C. 571-576.
66. Коган Л.И., Зоненшайн Л.П., Сорохтин О.Г. Особенности тектонического строения некоторых глубинных разломов Атлантики и Тихого океана (по данным ГСП-MOB) // Геотектоника. 1985. N2. С. 104-119.
67. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса И М.: Мир, 1983.390 с.
68. Краснов С.Г., Крейтер И.И,, Порошина И.М. Распределение гидротермальных источников на В0ос-точно-Тихоокеанском поднятии (21 20'- 22 40' ю.ш.) по данным изучения ореолов рассеяния гидротерм И Океанология. 1992. Т. 32. N 3. С. 557-566.
69. Ле Пшион К, Франшто Ж., Боннин Ж. Тектоника плит. М.: Мир, 1977. 287 с.
70. Леонтьев О.К., Удинцева О.Г. Площади основных морфоструктурных элементов дна океана И Вестн. МГУ. Сер. 5. География. 1962. N 2. С. 47-51.
71. Лисицын А.П. Мощность осадочной толщи на дне океана И Докл. АН СССР. 1974. Т. 217. N 4. С. 820-823
72. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермальные образования рифтовых зон океана. М.: Наука, 1990.256 с.
73. Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга, субдукций и двухъярусная тектоника плит. М.: Наука, 1988. 251 с.
74. Лобковский Л.И., Николаевский В.Н., Каракин А.В. Геолого-геофизические следствия серпентинизации океанической литосферы // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1986. Т. 61. вый. 4. С. 3-11.
75. Лойцянский Л.Г. Механика жидкости и газа. М.: Наука, 1973. 847 с.
76. Любимова Е.А. Термика Земли и Луны.- М.: Наука, 1968. 280 с.
77. Магнитное поле океана / Под ред. А.М. Городницкого. М.: Наука, 1993. 300 с.
78. Мазарович А.О. Тектоническая конвергенция трансформных разломов в Приэкваториальной Атлантике // Докл. РАН . 1994. Т. 335. N 1. С. 70-73.
79. Мазарович А. О., Турко Н.Н. Разнообразие в морфологии нодальных впадин Атлантического океана // Докл. РАН. 1994. Т. 337. N 5. С. 642-645.
80. Макдональд Г. Дж. Ф. Приливное трение. Приливы и резонансы в Солнечной системе // М.: Мир, 1975. С. 9-96.
81. Мальковский В.И., Пэк А.А. Влияние высокопроницаемого разлома на структуру тепловой кон
275
векции растворов в зонах спрединга океанского дна//Докл. РАН. 1997. Т. 354. N 6. С. 787-789.
82. Мащенков С.П., Погребицкий Ю.Е. Симметрия и асимметрия САХ по материалам комплексных геофизических исследований на атлантических геотраверсах // Геология и минеральные ресурсы Мирового океана .СПб: ВНИИОкеанология, 1995. С. 64-79.
83. Мейсон Б. Основы геохимии И М.: Недра, 1971. 312 с.
84. Меркурьев С.А., Сочеванова НА. Аномальное магнитное поле и эволюция коры медленно-спрединговых хребтов // Природа магнитных аномалий и строение океанической коры / Под ред. А.М. Городницкого. М.: ВНИРО, 1996. С. 133-170.
85. Мирлин Е.Г., Синева Е.М. Зональность сегментации срединно-океанических хребтов и ее геоди-намическое значение // Докл. АН СССР. 1990. Т. 313. N 3. С. 665-670.
86. Мирлин Е.Г, Сущевская Н.М. Тектономагматиче-ская сегментация срединно-океанских хребтов, мантийный апвеллинг, асимметрия Земли // Геотектоника. 1992. N 2. С. 3-22.
87. Миронов Ю.В., Елъянова Е.А., Зорина Ю.Г., Мирлин Е.Г. Вулканизм и океанское колчеданообра-зование // М.: Научный мир , 1999. 175 с.
88. Монин А.С, Сорохтин О.Г. Тепловая эволюция Земли при объемном механизме дифференциации её недр И Докл. АН СССР. 1982. Т. 266. N 1. С. 63-67.
89. Монин А.С., Сеидов ДГ, Сорохтин О.Г, Сорохтин Ю.О. Численное моделирование мантийной конвекции // Там же. 1987. Т. 294. N 1. С. 58-63.
90. Мурбат С. Граничные условия эволюции архейской коры по возрастным и изотопным данным И Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С. 356-366.
91. НаймаркЛ.М. Зонная плавка как механизм гравитационной дифференциации И Докл. АН СССР. 1984. Т. 278, N3, с. 580-584.
92. Николаевский В.П. Граница Мохоровичича как предельная глубина хрупко-дилатансионного состояния горных пород // Там же. 1979. Т. 249, N 4. С. 817-821.
93. Пейве А.А., Бонатти Э. Перидотиты разлома Чейн (Экваториальная Атлантика) // Докл. РАН. 1993. Т. 329. N 5. С. 625-627.
94. Пейве А.А., Перфильев А.С., Пущаровский Ю.М. и др. Строение района южного окончания Срединно-Атлантического хребта (тройное сочленение Буве) // Геотектоника. 1995. N 1.С. 40-57.
95. Пейве А.В. Геология раздела Мохоровичича.- В сб.: Проблемы тектоники земной коры. М.: Наука, 1981. С. 7-13.
96. Перфильев А.С., Коптева В.В., Куренков С.А. Особенности развития зон спрединга в современных и палеоокеанических структурах И Геотектоника. 1985. N 5. С. 19-33.
97. Печерский Д.М., Диденко А.Н., Лыков А.В., Тихонов Л. В. Петромагнетизм океанской литосферы // Физика Земли. 1993. N 12. С. 29-45.
98. Пилипенко А.И., Богомягков А.П., Попов В.Д, Сивуха Н.П. О некоторых результатах геофизических исследований в Западно-Австралийской котловине И Океанология. 1991. Т. 31, вып. 6. С. 1043-1050.
99. Попов К. В. Анализ магнитных характеристик серпентинитов океанической коры И Автореф. дис. ... канд.геол-минерал. наук. 1997. 33 с.
УМ. Порошина И.М., Краснов С.Г. Тектонический контроль гидротермальной активности Срединно-Атлантического хребта// Докл. РАН. 1996. Т. 351. N 2. С. 235-239.
101 . Природа магнитных аномалий и строение океанической коры / Под ред. А.М.Городницкого. М.: ВНИРО, 1996.282 с.
102 . Пущаровский Ю.М. Тектоника и геодинамика спрединговых хребтов Южной Атлантики // Геотектоника. 1998. N 4. С. 41-52.
103 .Пущаровский Ю.М., Пейве А.А. Тройные сочленения Буве (Атлантический океан) и Родригес (Индийский океан). Сравнительные аспекты // Докл. РАН. 1996. Т. 346. N 1. С. 82-86.
104 . Пущаровский Ю.М., Пейве А.А., Разницын Ю.Н., Базилевская Е.С. Разломные зоны Центральной Атлантики И М.: ГЕОС, 1995. 164 с. (Тр.ГИН; вып.495).
1О5 .Рингвуд А.Е. Происхождение Земли и Луны // М.: Недра, 1982. 293 с.
106 .Ронов А.Б., Брошевский А.А. Химический состав земной коры и ее оболочек // Тектоносфера Земли. М.: Наука, 1978. С. 376-402.
107 .Русаков О.М., Карабович С.В., Козленко Ю.В. и др. Структура коры гвинейского краевого плато по геофизическим данным // Геофиз.журн. 1991 Т. 13. N ЕС. 20-30.
108 . Ру скол Е.Л. Происхождение Луны. М.: Наука, 1975. 188 с.
109 .Сафронов В.С. Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет. М.: Наука, 1969. 244 с.
110 .Сафронов В.С. Современное состояние теории происхождения Земли // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1982. N 6. С. 5-24.
111 .Силантьев С.А. Метаморфизм в современных океанических бассейнах // Петрология. 1995. Т. 3. NEC. 24-36.
112 .Силантьев С.А. Условия формирования плутонического комплекса Срединно-Атлантического хребта, 13°-17° с.ш. // Там же. 1998. Т. 6. N 4. С. 381-421.
113 .Симакин А.Г., Трубицын В.П. Эволюция структуры остывающей магматической камеры // Физика Земли. 1995. N 2. С. 40-52.
114 .Соболев П.О., Рундквист Д.В. Зависимость сейсмичности срединно-океанических хребтов от скорости спрединга и соотношения длин рифтовых и трансформных участков // Докл. РАН. 1996. Т. 350. N 6. С. 807-811.
115 .Сорохтин О.Г. Зависимость топографии срединно-океанических хребтов от скорости раздвиже
ния дна океана // Докл. АН СССР. 1973. Т. 208. N6. С. 1338-1341.
116 .Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли // М.: Наука, 1974. 184 с.
117 .Сорохтин О.Г. Возможная природа базальтового магматизма океанических плит И Тектоника литосферных плит (источники энергии тектонических процессов и динамика плит). М. ИО АН СССР, 1977. С. 114-122.
1 13.Сорохтин О.Г. Тектоника литосферных плит и происхождение алмазоносных кимберлитов (Общая и региональная геология). М.: ВИНИТИ, 1985.47 с.
119 .Сорохтин О.Г, Ушаков С.А. О корреляции глобальных тектонических рубежей с развитием жизни на Земле // Жизнь Земли. М.:Изд-во МГУ, 1988. С. 52-62.
120 .Сорохтин О.Г, Ушаков С.А. Происхождение Луны и ее влияние на глобальную эволюцию Земли. М.: Изд-во-МГУ, 1989. 111 с.
121 .Сорохтин О.Г, Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М.: Изд-во МГУ, 1991.446 с.
122 .Сорохтин О.Г, Ушаков С.А. Природа тектонической активности Земли. М.: ВИНИТИ, 1993. Т. 12. 291 с. (Итоги науки и техники. Физика Земли)
123 .Сущевская Н.М., Цехоня Т.П. Особенности формирования базальтового магматизма в приэкваториальной зоне Срединно-Атлантического хребта // Геохимия. 1994. N 5. С. 691-707.
124 .Сущевская Н.М., Цехоня Т.П., Пейве А.А. Специфика магматизма Срединно-Атлантического, Африкано-Антарктического хребтов в районе их сочленения //Геохимия. 1998. N 3. С. 250-263.
125 . Тейлор Р.Д. Происхождение химических элементов//М.: Мир, 1975.232 с.
126 .Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция // М.: Мир, 1988. 384 с.
127 .Теркот Д, Шуберт Дж. Геодинамика. М.: Мир, 1985. Т. 1,2, 730 с.
123 .Трубицын В.П., Харыбин Е.В. Термоседиментационная конвективная неустойчивость двухкомпонентной вязкой жидкости // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1991. N 2. С. 3-17.
129 .Уйннг/ев Г.Б., Береснев А.Ф., Вержбицкий Е.В. и др. Геолого-геофизические исследования в VI рейсе научно-исследовательского судна “Академик Курчатов” в Северной Атлантике И Строение земной коры и верхней мантии морей и океанов. М.: Наука, 1973. С. 3-17.
130 .Удинцев Г.Б., Литвинов В.М., Марова Н.А., Руденко М.В. Новые данные о морфоструктуре центральной части Срединно-Атлантического хребта // Океанология. 1977. Т. 17, вып.5, С. 829-836.
131 . Ушаков С.А. Вязкость и динамические процессы в коре и верхней мантии И Вести. МГУ. Сер.4. Геология. 1968. N 1. С. 62-75.
132 . Ушаков С. А. Строение и развитие Земли. М.:ВИНИТИ, 1974. 269 с. (Итоги науки и техни
276
ки. Физика Земли; Т.1).
133 .Ушаков С.А., Красс М.С. Сила тяжести и вопросы механики недр земли. М.: Наука, 1972. 158 с.
134 . Ушаков С. А., Федынский В.В. Рифтогенез как механизм регулирования теплопотерь Земли И Докл. АН СССР. 1973. Т. 209, N 5. С. 1182-1185.
135 . Ушаков С.А., Галушкин Ю.И. Кинематика плит и океаническая литосфера. М.: ВИНИТИ, 1978. 272 с.(Итоги ауки и техники. Физика Земли; Т.З).
136 .Ушаков С.А., Галушкин Ю.И. Литосфера Земли. Геофизический анализ палеотектоники литосферы Земли И М.: ВИНИТИ, 1983. 225 с. (Итоги науки и техники. Физика Земли; Т.7).
131 .Ушаков С.А., Ясаманов Н.А. Дрейф материков и климаты Земли. М.: Мысль, 1984. 206 с.
138 . Ушаков С.А., Федынский В.В., Шабалин Н.А. Геофизические данные о природе рифтовых зон // Вести. МГУ, Сер.4. Геология. 1972. N 3. С. 3-19.
139 .Федотов С.А., Багдасарова А.М., Кузин И.П. Землетрясения и глубинное строение юга Курильской островной дуги. М.: Наука, 1969. 245 с.
140 .Хайн В.Е. Особенности тектонического развития земной коры в раннем докембрии - действительные и мнимые // Проблемы Теологии раннего докембрия. Л.: Наука, 1977. С. 5-12.
141 .Хайн В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд-во МГУ, 1995. 476 с.
142 .Шарапов В.Н., Агапова Г.В., Бондаренко П.М. и др. Модель локальных деформаций земной коры гребневой зоны Центрального сектора Срединно-Атлантического хребта // Геология и геофизика. 1993. Т. 34. N 9. С. 3-18.
143 .Шеменда А.И. Критерии подобия при механическом моделировании тектонических процессов // Там же. 1983. N 10. С. 10-19.
144 .Шеменда А.И., Грохольский А.Л. Моделирование образования и развития перекрытия осей спрединга// Тихоокеан. геология. 1988. N 5. С. 97-10.
145 .Шрейдер А.А. Магнетизм океанической литосферы и линейные палеомагнитные аномалии // Физика Земли. 1992. N 6. С. 59-69.
\46 .Abbott D.L., Stein С.А, Diachok О. Topographic relief and sediment thickness: Their effects on the thermal evolution of the oceanic crust // Geophys. Res. Lett. 1992. Vol. 19. P. 1975-1978.
147 .4/t J.C., Lonsdale P., Haymon R. et al. Hydrothermal sulfide and oxide deposits on seamounts near 21°N, East Pacific Rise // Geol. Soc. Amer. Bull. 1987. Vol. 98. P. 157-168.
14%.Anderson R.N., Noltimier H.C. A Model for the Horst and Graben Structure of Midocean Ridge, Crests based upon Spreading Velocity and Basalt Delivery to the Oceanic Crust // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1973. Vol. 34, P. 137-147.
149 .Apotria G., Gray N.H. The of the Bouvet triple junction: implications of its absolute motion // Tectonophysics. 1988. Vol. 148. P. 177-193.
150 .Appelgate B. Modes of axial reorganization on a slow-spreading ridge: The structural evolution of
Kolbensey Ridge since 10 Ma // Geology. 1997. Vol. 25, N 5. P. 431-434.
151 .Appelgate B., Shor A.N. The northern Mid-Atlantic and Reykjanes Ridges: spreading center morphology between 55°5O' N and 63°00’ N // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B9. P. 17935-17956.
I52 .ARCYANA. Transform Fault and Rift Valley from Bathyscaph and Diving Sancer // Science. 1975. Vol. 190. P. 108-112.
153 .Arkani-Hamed J. Magnetization of the Oceanic Crust beneath the Labrador Sea // J.Geoph.Res. 1990. Vol. 95, NB5.P. 7101-7110.
154 .Atwater T.M. Constraints from the Famous area concerning the structure of the oceanic section.- Deep Driling Results in the Atlantic Ocean: Ocean crust /Eds. M. Talwani, G. Harrison, D.E. Hayes. 1979. Vol. 2. P. 33-42.
155 .Backer H., Lange J., Marchig Vol. Hydrothermal activity and sulphide formation in axial valleys of the East Pacific Rise crust between 18° and 22°S // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 72. P. 9-22.
156 .Bader R.G. et al. Initial reports of the Deep Sea Drilling Project. Wash. (D.C.), 1970. Vol. 4. P. 77-84.
157 .Baker E.T., Hammond S.R. Hydrothermal venting and the Apparent Magmatic Budget of the' Juan de Fuca Ridge // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97, N B3. P. 3443-3456.
158 .Ballard R. D., Francheteau J, The relationship between active sulfide deposition and the axial processes of the mid-ocean ridge // Mar. Technol. Soc. J. 1982. Vol. 16. P. 8-22.
159 .Ballard R.D., Francheteau J., Juteau T. et al. East Pacific Rise at 21°N: the volcanic, tectonic and hydrothermal processes of the central axis // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. Vol. 55. P. 1-10.
160 . Ballard RD., Van Andel Т.Н. Morphology and tectonic of the inner rift valley at lat 36°50'N on the Mid-Atlantic Ridge // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88, N4. P. 507-530.
161 .Barazangi M., Dorman J. World seismicity map of ESSA coast and geodetic survey epicenters data for 1961-1967 // Bull. Seismol. Soc. Am. 1968. Vol. 59. P. 369-379.
162 .Barnouin-Jha K., Parmentier E.M., Phipps Morgan J, The role of mantle-depletion and melt-retention buoyancy in spreading-center segmentation // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. Vol. 125. P. 221-234.
163 .Вarnouin-Jha K., Parmentier E.M., Sparks D.W. Buoyant mantle upwelling and crustal production at oceanic spreading centers: on-axis segmentation and off-axis melting // J. Geophys. Res. 1997 Vol. 102, NB6. P. 11979-11989.
IM.Barth G.A., Mutter J.C. Variability in oceanic crustal thickness and structure: Multichannel seismic reflection results from the northern East Pacific Rise // Ibid. 1996. Vol. 101, NB8. P. 17951-17975.
165 .Barth G.A., Klienrock M.C., Heiz R.T. The magma body at Kilauea Iki lava lake: Potential insights into
277
mid-ocean ridge magma chambers // Ibid. 1994. Vol. 99, NB4. P. 7199-7217.
\66.Batiza R., Niu Y. Petrology and magma chamber processes at the East Pacific Rise- 9°30'N // Ibid. 1992. Vol. 97. P. 6779-6797.
167.Batiza R., Vanko D.A. Petrologic evolution of large failed rifts in the eastern Pacific: Petrology of volcanic and plutonic rocks from the Mathematician Ridge area and the Guadalupe Trough // J. Petrol. 1985. Vol. 26. P. 564-602.
168.Becker K., Von Herzen R.P. Heat transfer through the sediments of the mounds hydrothermal area, Galapagos spresding center at 86°W // J. Geophys. Res. 1983. Vol. 88. P. 995-1008.
169.Bergman E„ Solomon S. Transform fault earthquakes in the north Atlantic: Source mechanisms and depth of faulting//Ibid. 1988. Vol. 93. P. 9027-9057.
П0.Birch F.S. The Barracuda Fault Zone in the western North Atlantic: geological and geophysical studies // Deep Sea Res. 1970. Vol. 17. P. 847-859.
171.Bischoff J.L., Rosenbauer R.J. The critical point and two-phase boundary of seawater, 200-500°C // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 68. P. 172-180.
П2.В1оотег S„ Meyer P. Slimline magma chambers // Nature. 1992. Vol. 357. P. 117-118.
ПЗ.ВопаШ E. Serpentinite protrusions in the oceanic crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. Vol. 132. P. 107-113.
HA.Bonatti E. Vertical tectonism in oceanic fracture zones // Ibid. 1978. Vol. 137. P. 369-379.
Пб.ВопаШ E„ Chermak A. Formery emerging crustal blocks in the equatorial Atlantic H Tectonophysics. 1981. Vol. 72. P. 165-180.
Пб-Bonatti E., Peyve A., Kepezhinskas P. et al. Upper Mantle Heterogeneity Below the Mid-Atlantic Ridge, 0°-15°N H J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97, N B4. P. 4461-4476.
m.Boudier F„ Nicolas A. Ophiolites of Oman // Tectonophysics. 1988. Vol. 151. P. 27-56.
178.5owm C, Milligan J. Negative gravity anomaly over spreading rift valleys: Mid-Atlantic Ridge at 26 N // Ibid. 1985. Vol. 113. P. 233-256.
П9.Bowin J., White R.S. Variation with spreading rate of oceanic crustal thickness and geochemistry // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. Vol. 121. P. 435-449.
180.Brikowski T., Norton D. Influence of magma chamber geometry on hydrothermal activity at mid-ocean ridges // Ibid. 1989. Vol. 93. P. 241-255.
W.B., Humphis S.E., Thompson G., Casey J.E. Comparative MARK area // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B2. P. 2973-2984.
182.5шт N.C., Solomon S.C. The Relationship of Source Parameters of Oceanic Transform Earthquakes to Plate Velocity and Transform Length // Ibid. 1978. Vol. 83,NB3.P. 1193.
183.Calcagno P., Cazenava A. Present and past regional ridge segmentation evidence in geoid data // Geophys. Res. Lett. 1993. Vol. 20, N18. P. 1895-1998.
184. Campbell A.C., Turner J.S. The influence of viscosity on fonntains in magma chambers // J. Petrol. 1986. Vol. 276. P. 1-30.
H5.Canales J.P., Detrick R.S., Lin J. Et al. Crustal and upper mantle seismic structure beneath the rift mountains and across a nontransform offset at the Mid-Atlantic Ridge (35°N) // J. Geophys. Res. 2000. Vol. 105, N B2. P. 2699.
10>6. Cande S.C., Herron E.M., Hall B.R. The early Cenozoic tectonic history of the southeast Pasific // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. Vol. 57. P. 63-74.
187.Спил J.N., Strens M.R., Rice A.. A simple magma driven thermal balance model for the formation of volcanogenic massive sulphides // Ibid. 1985/86. Vol. 76. P. 123-134.
ISS.Cannat M., Lecuyer C. Ephemeral magma chambers in the Trinity peridotite, northern California // Tectonophysics. 1991. Vol. 186. P. 313-328.
1%9. Cannat M. Haw thick is the crust at slow spreading oceanic ridges? //J. Geophys. Res. 1996. Vol. 101, N B2. P. 2847-2857.
lOO.Carbotte S.M., Macdonald K.C. Causes of Variation in Fault-Facing direction on the ocean floor// Geology. 1990. Vol. 18. P. 749-752.
191 .Carbotte S.M., Macdonald K.C. East Pacific Rise 8°-10°30'N: Evolution of Ridge Segments and Discontinuities from SeMARC 11 and Three-Dimensional Magnetic Studies // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97, N B5. P. 6959-6982.
192 . Carbotte S.M., Solomon A., Ponce-Correa G. Evaluation of morphological indicators of magma supply and segmentation from a seismic reflection study of the East Pacific Rise 11 Ibid. 2000. Vol. 105, N B2. P. 2737.
193 . Car dery M.J., Morgan J. Convection and melting at mid-ocean ridges // Ibid. 1993. Vol. 98, N Bll. P. 19477-19503.
194 .Caress D. W., Burnett M.S., Orcutt J.A. Tomographic image of the axial low-velocity zone at 12°50'N on the East Pacific Rise. // Ibid. 1992. Vol. 97, N B6. P. 9243-9263.
195 .Carrigan C.R. A two-phase hydrothermal cooling model for shallow intrusions // J.VolcanoL and Geotherm. Res. 1986. Vol. 28. P. 175-192.
196 .Casey J., Karson J.A. Magma chamber profiles from the Bay of Island ophiolite complex // Nature. 1981. Vol. 292. P. 295-301.
lOl.Casey J.F. et al. Reconstruction of the geometry of accretion during formation of the Bay of Islands ophiolite complex // Tectonics. 1983. N 2. P. 509-528.
19%.Cathles L.M. An analysis of the hydrothermal system responsible for massive sulphide deposition in the Hokuroku basin of Japan // The Kuroko and related volcanogenic massive sulphide deposits. 1983. P. 439-487. ( Econom. Geol. Monogr.; Vol.5).
199 .Chen Y., Morgan W.J. A nonlinear rheology model for mid-oceanic ridge axis topography // J. Geophys. Res. 1990. Vol. 95. P. 17583-17604.
200 .Chen Y.J., Phipps Morgan J. The effect of spreading rate, the magma budget, and the geometry of magma emplacement on the axial heat flux at mid-oceanic ridges // Ibid. 1996. Vol. 101, N B5. P. 11475-11482.
278
201 .Chian D„ Keen C.E., Reid I., Louden K.E. Evolution of nonvolcanic rifted margins: New results from the conjugate margins of the Labrador Sea // Geology. 1995. Vol. 23, N 7. P. 589-592.
2(12.Christensen N.I. The abundance of serpentinites in the oceanic crust // J. Geol. 1972. Vol. 80. P. 709-719.
203 .Christeson G.L., Kent G.M., Purdy G.M., Detrick. R.S. Extrusive thickness variability at the East Pacific Rise, 9°-10°N: Constraints from seismic techniques // J. Geophys. Res. 1996. Vol. 101, N B2. P. 2859-2873.
204 . Cochran J.R. Gravity and magnetic investigations in the Guiana Basin, Western Equatorial Atlantic // Geol. Soc. Amer. Bull. 1973. Vol. 84. P. 3249-3268.
205 .Cochran J.R. Analysis of isostasy in the world ocean. 2.Mid-ocean ridge crests // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 84. P. 4713-4729.
206 .Cochran J.R. Somali basin, and origin of the northern Somali basin gravity and geoid low // Ibid, 1988. Vol. 93. P. 1985-1208.
207 . Cochran J.R., Goff J.A., Malinverno A. et al. Morphology of a “superfast” mid-ocean ridge crest and flanks: the East Pacific Rise, 7-9°S // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 15. P. 65-75.
2№.Collier J.S., Sinha M.C. Seismic mapping of a magma chamber beneath the Valu Fa Ridge, Lau Basin // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. P. 14031-14053.
209.Combamous M. Natural convection in porous media and geothermal systems // Int. Heat Transfer Conf. 6-th. 1978. P. 45-59.
210.Constable S., Sinha M„ MacGregor L. et al. RAMESSES Finds a magma chamber beneath a slow spreading ridge H InterRidge News. 1997. Vol. 6, N l.P. 18-22.
21 X.Cordery M.J., Phipps Morgan J. Melting and mantle flow beneath a mid-oceanic spreading center // Earth Planet. Sci. Lett. 1992. Vol. 111. P. 493-516.
212 . Cordery M.J., Phipps Morgan J. Convection and melting at mid-oceanic ridges // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98, N Bl l.P. 19477-19503.
213 .Cormier М.-H., .Detrick R.S., G.M.Purdy. Anomaly thin crust in oceanic fracture zones: New seismic contreints from the Kane fracture zone H Ibid. 1984. Vol. 89, N B12. P. 10249-10266.
214 .Crane K. Structural Evolution of the East Pacific Rise Axis from 13°10'N to 10°35'N: Interpretations from SeaMARC 1 data // Tectonophysics. 1987. Vol. 136. P. 65-124.
215 .Cronin Vol.S. Types and kinematic stability of triple junctions // Ibid. 1992. Vol. 207. P. 287-301.
216 .CYAMEX Team. First manned submergible dives on the East Pacific Rise at 21°N (Project RITA): General results // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 4. P. 345-379.
217 .CYGOR II Group. Intraoceanic tectonism on the Gorringe Bank: observations by submersible. -Ophiolites and Oceanic Lithosphere / Eds. LG. Gass, S.J. Lippard, A.W. Shelton. L.: Blackwell. 1984. P. 113-120.
2\KDavis E.E. et al. Heat-flow variations correlated with buried basement topography on the Juan de Fuca Ridge Flank//Nature. 1989. Vol. 342. P. 533-537.
219 .Davis E.E. et al. An experiment to study the nature of hydrothermal circulation in young oceanic crust // Canad. J. Earth Sci. 1992. Vol. 29. P. 925-952.
220 .De Mets C., Gordon R.G., Argus D.F., Stein S. Current plate motions// Geophys. J. Int. 1990. Vol. 101.
22\.Delaney J.R., Cosens B.A. Boiling and metal deposition in submarine hydrothermal systems // Mar. Technoi. Soc. J. 1982. Vol. 16. P. 62-66.
222 .Delaney J.R., Robigou Vol., McDuff R.E., Tivey M.K. Geology of a vigorous hydrothermal system on the Endeavor segment, Juan de Fuca Ridge // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. P. 19663-19682.
223 , Detrick R.S., Purdy G.M. The crustal structure of the Kane Fracture Zone from seismic refraction studies // Ibid. 1980. Vol. 85. P. 3759-3777.
224 .Detrick R.S., Cormier R.A., Prince R.A., Forsyth D.W. Seismic constractions on the crustal structure within the Verna Fracture Zone // Ibid. 1982. Vol. 87. P. 10599-10612.
225 .Detrick R. S., Buhl P., Vera E. et al. Multichannel seismic imaging of an axial magma chamber along the East Pacific Rise between 9°N and 13°N // Nature. 1987. Vol. 326. P. 35-41.
226 .Detrick R.S., Mutter J.C., Buhl P.. Kim 1.1. No evidence from multichannel reflection data for a crustal magma chamber in the MARK area on the MidAtlantic Ridge // Ibid. 1990. Vol. 34. P. 61-63.
227 .Detrick R.S., Needham H.D., Renard Vol.. Gravity anomalies and crustal thickness variations along the Mid-Atlantic Ridge between 33°N and 40°N // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100, N B3. P. 3767-3787.
228 .Detrick R., Collins J., Kent G. et al. Mid-Atlantic ridge Bull’s-eye experiment: A seismic investigation of segment-Scale crustal heterogeneity at a slow-spreading ridge // InterRidge News. 1997. Vol. 6, Nl. P. 27-32.
229 .Dyment J., Arkani-Hamed J., Ghods A. Contribution of serpentinized ultramafics to marine magnetic anomalies at slow and intermediate spreading centres: insights from the shape of the anomalies // Geophys. J. Int. 1997. Vol. 129. P. 691-701.
230 .Dziewonski A.M., Woodhouse J.K. An experiment in systematic study of global seismicity: centroidmoment tensor solution for 201 moderate and large earthquakes of 1981 // J. Geophys. Res. 1983. Vol. 88. P. 3247-3271.
231 .Eberhart G.L., Rona P.A., Honnorez J. Geologic Controls of Hydrothermal Activity in the MidAtlantic Ridge Rift Valley: Tectonics and Volcanics // Mar. Geophys. Res. 1988. Vol. 10. P. 233-259.
2У2.ЕЬег1е M.A., Forsyth D. IV. An alternative, dynamic model of the axial topographic high at fast spreading ridges // J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103, N B6. P. 12309-12320.
233 .Edmond J.M„ Measures C., McDuff R.E. et al. Ridge crest hydrothermal activity and the balances of the major and minor elements inthe ocean: The Galapa
279
gos data H Earth Planet Sci. Lett. 1979. Vol. 46. P. 1-18.
234 .Egloff F., Rihm R., Makris J. et al. Contrasting structural styles of the eastern and western margins of the southern Red Sea: the 988 SONNE experiment H Tectonophysics. 1991.Vol. 198. P. 329-353.
235 .Eittreim S., Ewing J. Vems fracture zone transform fault//Geology. 1978. P. 555-558.
236 .E/snsser W.M. Early history of the Earth // Earth Science and Meteoritics. Amsterdam: North-Holland. 1963. P. 1-30.
237 .Embiey R.W., Chadwick W.W.Jr. Volcanic and hydrothermal processes associated with a recent phase of seafloor spreading at the northern Cleft segment: Juan de Fuca Ridge // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, NB3. P. 4741-4760.
238 .Engel C.G., Fisher R.L. Granitic to ultramafic rock complex of the Indian Ocean // Geol. Soc. Amer. Bull. 1975. Vol. 86. P. 1553-1578.
239 . Engeln J.F., Wiens D.A., Stein S. Mechanisms and Depths of Atlantic Transform Earthquakes // J. Geophys. Res. 1986. Vol. 91, N Bl. P. 548-577.
2AWEscartin J., Cannat M. Ultramafic exposures and the gravity signature of the lithosphere near the Fefteen-Twenty Fracture Zone (Mid-Atlantic Ridge, 14°-16.5°N) // Earth Planet. Sci. Lett. 1999. Vol. 171. P. 411-424.
241 .Ewing J.I., Meyer P. Rivera ocean seismic experiment (ROSE) overview//J.Geophys. Res. 1982. Vol. 87. P. 8345-8358.
242 .Fehn U„ Green K.E., Von Herzen R.P., Cathles L.M.. Numerical models for the hydrothermal field at the Galapagos spreading center // Ibid. 1983. Vol. 88. P. 1033-1048.
243 .Fisher A.T., Becker K. Correlation between seafloor heat flow and basement relief: Observational and numerical examples and implications for uper crustal permeability // Ibid. 1995. Vol. 100, N B7. P. 12641-12657.
244 . Fisher A. T, Narasimhan T.N. Numerical simulations of hydrothermal circulation resulting from basalt intrusions in a buried spreading center // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 103. P. 100-115.
245 .Fornari D.J, Haymon R.M., Perfit M.R. et al. Axial summit trough of the East Pacific Rise 9°-10°N: Geological characteristics and evolution of the axial zone on fast spreading mid-ocean ridges // J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103, N B5. P. 9827-9855.
246 .Forsyth D.W., Press F. Geophysical tests of petrological models of the spreading lithosphere // J. Geophys. Res. 1971. Vol. 76. P. 7963-7979.
242 .Forsyth D., Uyeda S. On the relative importance of the driving forces of plate motion // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1975. Vol. 43. P. 163-200.
24% .Fouquet Y., Wafik a.,Catnbon P. et al. Tectonic Setting and Mineralogical and Geochemical Zonation in the Snake Pit Sulfide Deposit (Mid-Atlantic Ridge at 23°N) // Econom. Geol. 1993. Vol. 88. P. 2018-2036.
249 .Fouquet Y., Knott R„ Cambon P. et al. Formation of large sulfide mineral deposits along fast spreading
ridges. Example from off-axial deposits at 12°43’N on the East Paicfic Rise H Earth Planet. Sci. Lett. 1996. Vol. 144, N 1-2. P. 147-162.
25Q.Fowler C.M.R. Crustal structure of the Mid-Atlantic ridge crest at 37°N // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1976. Vol. 47. P. 459-491.
251 .Fovvler C.M.R. The Mid-Atlantic Ridge: structure at 45 N // J. Geophys. Res. 1978. Vol. 54. P. 167-183.
252 .Fox P.J., Gallo D.J. A tectonic model for ridge-transform-ridge plate boundaries: implications for the structure of oceanic lithosphere // Tectonophysics. 1984. Vol. 104. P. 205-242.
253 .Francheteau J. et al. Oceanic fracture zones do not provide deep sections in the crust // Canad. J. Earth Sci. 1976. Vol. 13. P. 1223-1235.
254 .Francheteau J., Choukroune., Hekinian R. et al. Massive deep-sea sulphide ore deposits discovered on the East Pacific Rise // Nature. 1979. Vol. 277. P. 523-528.
255 .Francis T.J.G. Serpentinization faults and their role in the tectonics of slow spreading ridges // J. Geophys. Res. 1981. Vol. 86,NB12. P. 11616-11622.
256 .Froudevaux C. Energy dissipation and geometric structure at spreading plate boundaries // Earth Planet. Sci. Lett. 1973. Vol. 20. P. 419-424.
257 .Fullerton L.G., Sager W.W., Hands chum acher D.W. Late Jurassic-Early cretaceous evolutiion of the Eastern Imdian ocean adjacent to northwest Australia // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94, N B3. P. 2937-2953.
258 .Gahagan L.M., Scotese C.R. et al. Tectonic fabric map of the ocean basins satellite altimetry data // Tectonophysics. 1988. Vol. 155. P. 1-26.
259 .Gente P., Mevel C., Auzende J.M. et al. An example accretion on the Mid-Atlantic Ridge^ the Snake Pit neovolcanic ridge (MARK area 23 22' N) // Ibid. 1991. Vol. 190. P. 1-29.
26G .Gente P., Pockalny R.A., Durand C. et al. Characteristics and evolution of the segmentation of the MidAtlantic Ridge between 20°N and 24°N during the last 10 million years // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. Vol. 129. P. 55-71.
261 .Golonka J., Ross M.I., Scotese C.R. Phanerozoic paleogeographic and paleoclimatic modelling maps // Pangea - Global Environments and Resources. Canada. 1994. N 17. P. 1-47.
262 .Goodfellow W.D., Franklin M. Geology, mineralogy, and geochemistry of sediment-hosted classic massive sulfides in shallow cores, Middle Valley, northern Juan de Fuca Ridge // Econom. Geol. 1993. Vol. 88. P. 2037-2068.
263 .Goslin J., Triatnord Scientific Party. Extend of Azores plume influence of the Mid-Atlantic Ridge north of the hotspot // Geology. 1999. Vol. 27, N 11. P. 991-994.
264 .Gracia E., Bideau D., Hekinian R„ Logabrielle Y. Detailed geological mapping of the contrasting second-order segments of the Mid-Atlantic Ridge between Oceanographer and Hayes fracture zones (33° 30N - 35°N) // J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104, N B10. P.22903.
280
265 .Green K.E., Von Herzen R.P. The Galapagos Spreading Center at 86° W: A Detailed Geothermal Field Study // Ibid. 1981. Vol. 86, N B2. P. 979-986.
266 .Grindl ay N.R., Fox P.J., Macdonald K.C. Second-order ridge axis discontinuities in the South Atlantic: morphology, structure end evolution // Mar. Geophys. Res. 1991. Vol. 13. P. 21-49.
267 .Grindlay N.R., Madsen J.A., Rommevaux C. et al. Southwest Indian Ridge 15°E - 35°E: A geophysical Investigation of an ultra slow spreading Mid-ocean ridge system // InterRidge News. 1996. Vol. 5, N 2. P. 7-12.
268 .Gronlie G., Talwani M. The free air gravity field of the Norwegian-Greenland Sea and adjacent areas // Earth Evol. Sci. 1982. Vol. 2. P. 79-103.
269 .Grow J.A., Bowin C.O., Hutchinson D.R The gravity field of the U.S. Atlantic continental margin // Tectonophysics. 1979. Vol. 59. P. 27-52.
2T6.Hall J.M. Major problems regarding the magnetization of oceanic crustal layer // J.Geophys. Res. 1976. Vol. 81. P. 4223-4230.
271 .Hall J.M., Robinson P.T. Deep crustal drilling in the North Atlantic Ocean // Science. 1979. Vol. 204. P. 573-586.
272 .Hale L.D., Morton C.J., Sleep N.H. Reinterpretation of seismic data over the East Pacific Rise // J. Geophys. Res. 1982. Vol. 87. P. 7707-7717.
273 .Hall S.A., Casey J. R, Elthon D.L. A possible explanation of gravity anomalies over mid-ocean ridges H Ibid. 1986. Vol. 91, N B3. P. 3724-3738.
27 d Hammond. S.R. Relationships between Lava Types, Seafloor Morphology and the occurence of hydrothermal venting in the ASHES vent field of Axial Volcano // Ibid. 1990. Vol. 95, N B8. P. 12875-12893.
275 .Hannington M.D., Peter J.M., Scott S.D. Gold in seafloor polymetallic sulfide deposits // Econom.Geol. 1986. Vol. 81. P. 1967-1883.
276 .Hardee HC. Permeable convection above magma bodies//Tectonophysics. 1982. Vol. 84. P. 179-195.
277 .Harding A.J., Orcutt J.A., Kappus M.E. et al. Structure of young oceanic crust at 13° N on the East Pacific Rise from expanding spread profiles // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94, N B9. P. 12163- 12196.
2T& .Harding A.J., Kent G.M., Orcutt J.A. A multichannel seismic investigation of upper crustal structure at 9°N on the East Pacific Rise: implications for crustal accretion // Ibid. 1993. Vol. 98, N B8. P.13925-13944.
279. Hardy N.C. Tectonic evolution of the easternmost Panama Basin: Some new data and inferences // J. South Amer. Earth Sci. 1991. Vol. 4, N 3. P. 261-269.
2SQ.Haxby W.F. Map of the gravity field of the world’s oceans H Nat. Oceanic Atmos. Adm. Rep. 1987; MGG-3.
281 .Hayes J.D., Pitman W.C. Lithospheric plate motion, sea level changes and climatic and ecological consequences // Nature. 1973. Vol. 246, N 5427. P. 234-245.
282 .Haymon R.M., Koski R.A., Abrams M.J. Hydrothermal descharge zones beneath massive sulfide depos
its mapped in the Oman ophiolote // Geology. 1989. Vol. 17. P.531-535.
283 .Haymon RM., Fornari D.J., Edwards M.H. et al. Hydrothermal vent distribution along the East Pacific Rise crest (9°09'-54'N) and its relationship to magmatic and tectonic processes on fast-spreading midocean ridges // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 104. P. 513-534.
284 .7/eezew B.C., Tharp M., Ewing M. The floors of the oceans. Vol. 1. The North Atlantic. Wash (D.C.), 1959. 122 P. (Geol. Soc. Amer. Spec. Pap.; Vol. 65).
2%5.Heezen B.C., Bunce E.T., Hersey J.B., Tharp M. Chain and Romanch fracture zones // Deep Sea Res. 1964. Vol. 11. P. 11-33.
286 .Hekinian R., Renard Vol., Cheminie J.L. Hydrothermal deposits on the East Pacific Rise near 13 N: geological setting and distribution of active sulfide chimneys // Hydrothermal processes at sea floor spreading centers / Eds. P.A. Rona, K. Bostrom, L. Laubier, K.L. Smith. N.Y.: Plenum press, 1984. P. 571-594.
287 .Hekinian R„ Fouquet Y. Volcanism and metallogene-sis of axial and off-axial structures on the East Pacific Rise near 13°N // Econom. Geol. 1985. Vol. 80, N 2. P. 221-249.
288 .Henstock T.J., Woods A. W., White R.S. The accretion of oceanic crust by episodic sill intrusion // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98, N B3. P. 4143-4161.
289 . Herron T.J., Staff a P.L., Buel P. Magma chamber and mantle reflection: east pacific rise H Geophys. Res. Lett. 1980. Vol. 7. P. 989-992.
290 . Hess H.H. History of ocean basins // Petrologic Studies: A Volume in Honor of A.F. Buddington. N.Y.: Geol. Soc. Amer., 1962. P. 599-620.
291 . Hey R.N. A new class of pseudo faults and their bearing on plate tectonics: a propagating rift model // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. Vol. 37. P. 321-325.
292 .Hey R.N., Sinton J.M., Kleinrock M.C. et al. Alvin investigation of an active propagating rift system, Galapagos 95,5° W // Mar. Geophys. Res. 1992. Vol. 14. P. 207-226.
293 .Holmes M.L., Johnson H.P. Upper crustal densisies derived from sea floor gravity measurements: northern Juan de Fuca Ridge H Geophys. Res. Lett. 1993. Vol. 20, N17. P.1871-1874.
294 . Hoof? E.E., Detrick R.S., Kent G.M. Seismic structure and indicators of magma budget along the Southern East Pacific Rise // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102, NB12.P. 27319-27340.
295 .Houtz R.E., Ewing J. Upper crustal structure as a function of plate age // Geophys. Res. 1976. Vol. 81. P. 2490-2498.
296 .Huang P.Y., Solomon S.C. Centroid depths and mechanisms of Mid-Ocean ridge earthquakes in the Indian Ocean. Gulf of Aden, and Red Sea // J. Geophys. Res. 1987. Vol. 92, N B2. P. 1361-1382.
297 .Huang P.Y., Solomon S.C., Bergman E.A., Nabelek J.L. Focal depths and mechanisms of Mid-Atlantic ridge Earthquakes from body waveform inversion // Ibid. 1986. Vol. 91, N Bl. P. 579-598.
281
298 .Hurley P.M. Absolute abundance and distribution of Rb, К and Sr in the Earth // Geochim.Cosmochim. Acta. 1968. Vol. 32, N 3. P.223-238.
299 . Hutchinson D.R., Grow J.A., Klitgord K.D.,Swift B. A.Deep structure and evolution of the Carolina trough // Studies of Continental Margin Geology / Eds. J.L. Watkins, C.L. Drake // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem. 1983. N 34. P. 129-152.
300 . Johnes E.J.W., Mgbatogu C.C. The structure and evolution of the West African continental margin off Guine Bissau, Guinee, and Sierra Leone // The Oceanic Floor / Eds. R.A. Scrutton, M. Talwani Wiley. London. 1982. P. 165-202.
301 . Johnson G.L., Heezen B.C. Morphology and evolution of the Norwegian-Greenland Sea // Deep Sea Res. 1967. Vol. 14. P. 755-771.
302 .Johnson G.L., Hey R.N., Lowrie A. Marine geology in the environs of Bouvet island and the south Atlantic triple junction // Mar. Geophys. Res. 1973. Vol. 2. P. 23-36.
303 .Jonas J, Hall S., Casey J.F. Gravity Anomalies over extinct spreading centers: a test of gravity models of active enters // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N B7. P. 11759-11777.
304 .Jwig W. -K, Vogt P.R. A gravity and magnetic anomaly study of the extinct Aegir Ridge, Norwegian Sea // Ibid. 1997. Vol. 102, N B3. P. 5065-5089.
305 .Kamp P.J.J. Late cretaceous-cenozoic tectonic development of the southwest Pacific region // Tectonophysics. 1986. Vol.121. P. 225-251.
306 .Kanamori H., Stewart G. Mode of the Strain release along the Gibbs fracture zone: Mid-Atlantic ridge // Phys. Earth Planet. Inter. 1976. N 11. P. 312 - 332.
307 .Капе K.A., Hayes D.E. Tectonic Coridors in the South Atlantic: Evidence for Long-Lived Mid-Ocean Ridge Segmentation // J. Geophys. Res. 1992. Vol . 92, N B12. P.17317-17330.
308 . Kappel E.S., Franklin J.M. Relationships between Geologic Development of Ridge Crests and Sulfide Deposits in the Northeast Pacific Ocean // Econom. Geol. 1989. Vol. 84, N 3. P. 485-505.
309 . Karson J.A., Dick H.J.B. Tectonics of ridge - transform intersection at the Kane fracture zone // Mar. Geophys. Res. 1983. Vol. 6. P. 51-98.
310 .Karson J.A., Brown J.R. Geologic setting of the Snake Pit hydrothermal site: an active vent field on the Mid-Atlantic ridge И Ibid. 1988. Vol. 10. P. 91-107.
311 .Karson J.A., Rona P.A. Block-tilting, transfer faults, and structural control of magmatic and hydrothermal // Geol. Soc. Amer. Bull. 1990. Vol. 102. P. 1635-1645.
312 .Karsten J.L., Hammond S.R., Davis E.E., Currie R.G. Detailed geomorphology and neotectonics of the Endeavour segment, Juan de Fuca Ridge // Ibid. 1986. Vol. 97. P. 213-221.
313 .Karsten J.L., Delaney J.R., Rhodes J.M., Liias R.A. Spatial and Temporal Evolution of Magmatic Systems Beneath the Endeavour Segment, Juan de Fuca Ridge: Tectonic and Petrilogic Constraints // J. Geophys. Res. 1990. Vol. 95, N В12. P. 19235-19256.
314 .Aayfe/iy K.A., Ryan W.B.F., Fox P.J. Structural and volcanic expression of a fast slipping-ridge-transform-ridge-plate boundary: Sea MARC I and photographic surveys at the Clipperton transform fault//Ibid. 1986. Vol. 91. P. 3469-3488.
315 .Kaula W.M. Global gravity and mantle convection // Tectonophysics. 1972. Vol.13. P. 341 - 359.
316 .Xent D.V., Gradstein F.M. A Jurasic to recent chronology // The western North Atlantic region / Eds.: P.R.Vogt., B.E. Tucholke. Boulder. (Colo). Geol. Soc. Amer., 1986. P. 379-404.
317 .Kent G.M., Harding A.J., Orcutt J. Evidence for a small magma chamber beneath the East Pacific Rise at 9°30' N // Nature. 1990. Vol. 344. P. 650-652.
318 .Kent G.M., Harding A. J., Orcutt J.A. Distribution of magma beneath the East Pacific Rise near the 9°03' N overlapping spreading center from forward modeling of common depth point data // J. Geophys. Res. 1993a. Vol. 98, N B8. P. 13971-13995.
319 .Kent G.M., Harding A. J, Orcutt J.A. Distribution of magma beneath the East Pacific Rise between the Clipperton transform and the 9°17'N deval from forward modeling of common depth point data // Ibid. 1993b. Vol. 98, N B8. P. 13945-13696.
320 .Kent G.M., Harding A.J., Orcutt J.A. et al. Uniform accretion of oceanic crust south of the Garrett transform at 14°15'S on the East Pacific Rise // Ibid. 1994. Vol. 99, N B5.P. 9097-9116.
321 .Kim K.R., Welhan J.A., Graig H. The hydrothermal vent fluids at 13°N and 11°N on the East Pacific Rise: Alvin 1984 resulte // EOS. 1984. Vol. 65. P.973.
322 .Kleinrock M.C., Phipps Morgan J. Triple Junction Reorganization // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 93, N B4. P. 2981-2996.
323 . Klitgord K.D., Mudie J. D. The Galapagos spreading center: a near-bottom geophysical survey // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1974. Vol. 38. P. 563-586.
324 .Klitgord K.D., Mammerickx J. Northern East Pacific Rise: Magnetic anomaly and bathymetric framework // J. Geophys. Res. 1982. Vol. 87. P. 6725-6750.
325 .Klitgord K.D., Huestis S.P., Parker R.L., Mudie J.D. An Analysis of near-bottom magnetic anomalies: Seafloor spreading, the magnetized layer, and the geomagnetic time scale H Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1975. Vol. 43. P. 387-424.
326 .Kong L.S.L., Detrick R.S., Fox P.J. et al. The morphology and tectonics of the MARK area from Sea-Beam and SeaMark I observations (Mid-Atlantic Ridge 23° N.) // Mar. Geophys. Res. 1988. Vol. 10. P. 59-90.
327 .Kong L.S., Solomon S.C., Purdy G.M. Microearthquake Characteristics of a Mid-Ocean Ridge Along-Axis High // J. Geoph. Res. 1992. Vol. 92, N B2. P. 1659-1685.
328 . Koski R.A. et al., Hydrothermal processes and massive sulfide deposits on the Juan de Fuca Ridge and other northeast Pacific spreading axes. Circum-Pacific Counsil for Energy and Mineral Resources // Earth Sci. Ser. 1987. Vol.6. P. 621-638.
329 .Koski R.A., Jonasson I.R., Kadko D.C. et al. Compositions, growth mechanisms, and temporal relations
282
of hydrothermal sulfide-sulfate-silica chimneys at the northern Cleft segment, Juan de Fuca Ridge // J. Geophys. Res. 1994. Vol.99, N. B3. P. 4813-4832.
330 .Kostoglodov Vol.V., Kogan M.G., Magnitskay E.I. Isostasy of the Southern Mid-Atlantic Ridge: Long-Wavelength and Short-Wavelength Effects // Ibid. 1981. Vol. 86, N B9, P. 7825-7841.
33\.Kristoffersen J., Taiwan! M. Extinct triple junction south of Greenland and the Tertiary motion of Greenland relative to North America // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88. P. 1037-1049.
332 . Kuo B.-J, Forsyth D.W. Gravity anomalies of ridgetransform system in the South Atlantic between 31 and 34,5°S. Upwelling centers and variations in crustal thickness // Mar. Geophys. Res. 1988. Vol. 10. P. 205-232.
333 .Lachenbruch A.H., Thompson G.A. Oceanic ridges and transform faults: Their intersection angles and resistance to plate motion // Earth Planet. Sci. Lett. 1972. Vol.15. P. 116-122.
334 .Lachenbruch A.H. Dynamics of a Passive Spreading Center//J. Geoph. Res. 1976. Vol. 81, Nil.
335 .Lagabrielle Y., Mamaloukas-Frangoulis Vol., Cannat M. et al. Verna Fracture Zone (Central Atlantic): Tectonic and Magmatic Evolution of the Median Ridge and the Eastern Ridge-Transform Intersection Domain // Ibid. 1992. Vol.97, N B12. P. 17331-17351.
336-Lalou C., Brichet E. Age and implication of East Pacific Rise sulfide deposits at 21°N // Nature. 1982. Vol. 300. P.169-171.
337 .Lalou C., Brichert E„ Hekinian R. Age dating of sulfide deposits from axial and off axial structures on the East Pacific Rise near 12°50'N // Earth Planet. Sci. Lett.. 1985. Vol.75. P. 59-71.
33% .Lalou C., Reyss J-L., Brichel E. et al. New age data for Mid-Atlantic Ridge hydrothermal sites: TAG and Snakepit chronology revisited // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98, N B6. P. 9705-9713.
339 .Lalou C., Reyss J-L., Brichel E. et al. Hydrothermal activity on a 105-year scale at a slow-spreading ridge, TAG hydrothermal field, Mid-Atlantic Ridge 26° N // Ibid. 1995. Vol. 100,NB9.P. 17855-17862.
340 .Lambeck К. Gravity anomalies over ocean ridges // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1972. Vol. 30. P. 37-53.
34\ .Langmuir C.H., Bender J.F., Batiza R. Petrologic and tectonic segmentation of the East Pacific Rise, 5°30'N - 14 30' N // Nature. 1986. Vol. 322. P. 422-429.
342 .Langseht M.G., Hobart M.A. Interpretation of heat flow measurements in the Verna fracture zone // Geophys. Res. Lett. 1976. Vol. 3, N 5.
343 . Larson R.L., Pitman W.C., Golovchenko, Cande S.C. The Bedrock Geology of the World. N. Y.: Freeman, 1985.235 р.
344 .Larson S.L. Near-Geologic studies of the East Pacific rise crest // Geol. Soc. Amer. Bull. 1971. Vol. 82. P. 823-842.
345 . Larter R.D., Barker P.F. Effects of Ridge Crest-Trench Interaction on Antarctic-Phoenix Spreading:
Forces on a Young Subducting Plate // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96. P. 19583-19607.
346 . Lewis B.T.R. Isostasy, magma chambers and plate driving forces on the East Pacific Rise // Ibid. 1981. Vol. 86. P. 4868-4880.
347 . Lewis B.T.R. Constraints on the structure of the East Pacific Rise from gravity // 1982. Vol. 87. P. 8491-8500.
34%.Lin J., Parmentier E.M. Mechanisms of lithosphere extension at mid-oceanic ridges // Geophys. J. 1989. Vol. 96. P. 1-22.
349 .Lin J., Phipps Morgan J. The spreading rate dependence of three-dimensional mid-ocean ridge gravity structure // Geophys. Res. Lett. 1992. Vol. 19, Nl. P. 13-16.
350 . Lis ter C.R.B. On the thermal balance of a mid-ocean ridge // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1972. Vol. 26. P. 515-535.
351 .Lister C.R.B. Qualitative models of spreading-center processes including hydrothermal penetration // Tectonophysics. 1977. Vol. 37. P. 203-218.
352 .Lister C.R.B. The basic physics of water penetration into hot rock // Hydrothermal Processes at Seafloor Spreading Centers / Eds. P.A. Rona et al. N. Y.: Plenum press, 1983. P. 141-168.
353 .Livermore R., Cunningham A., Vanneste L., Larter R. Subduction influence on magma supply at the East Scotia Ridge // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. Vol. 150, N 3-4. P. 261-275.
354 .Lonsdale P. Regional shape and tectonics of the Equatorial East-Pacific Rise // Marine Geophys. Res. 1977. Vol. 3. P. 295-315.
355,Lonsdale P. Overlapping rift zones at the 5.5°S offset of the East Pacific Rise // J. Geophys. Res. 1983. Vol. 88. P. 9393-9406.
356 .Lonsdale P. Linear volcanoes along the Pacific-Cocos plate boundary, 9°N to the Galapagos triple junction // Tectonophysics. 1985a. Vol. 116. P. 255-279.
357 .Lonsdale P. Non transform offsets of the Pacific-Cocos plate boundary and their trace on the rise flank //Geol. Soc. Amer. Bull. 19856. Vol. 96. P. 313-327.
35%.Lonsdale P. Segmentation of the Pacific-Nazca spreading center, l°N-20°S //J. Geophys. Res. 1989a. Vol. 94. P. 12197-12225.
359.Lonsdale P. The rise flank trails left by migrating offsets of the equatorial East Pasific Rise axis // Ibid. 19896. Vol. 94. P. 713-743.
360.Lonsdale P. Geomorphology and structural segmentation of the crest of the southern (Pacific - Antarctic) East Pacific Rise 11 Ibid. 1994. Vol.99, N B3. P. 4683-4702.
3 fA.Louden K.E., Osler J.C., Srivastava S.P., Keen C.E. Formation of oceanic crust at slow spreading rates: New constraints from an extinct spreading center in the Labrador Sea // Geology. 1996. Vol.24, N 9. P. 771-774.
362 .Lowell R.P. Circulation in fractures, hot springs, and convective heat transport on mid-ocean ridge crests // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1975. Vol. 40. P. 351-365.
283
363 .Lowell R.P. Modeling continental and submarine hydrothermal systems // Rev. Geophys. 1991. Vol. 29. P. 457-476.
364 . Lowe// R.P., Rona P.A. Hydrothemal models for the generation of massive sulfide ore deposits H J. Geophys. Res. 1985. Vol. 90. P. 8769-8783.
365 .Lowell R.P., Burnell D.K. Mathematical modeling of conductive heat transfer from a freezing, convecting magma chamber to a single-pass hydrothermal system: Implications for seafloor black smokers // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 104. P. 59-69.
366 .Lowell R.P., Germanovich L.N. On the temporal evolution of high-temperature hydrothermal system at ocean ridge crest // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 91, NB1.P. 565-575.
367 .Lowell R.P., Rona P.A., Von Herzen R.P. Seafloor hydrothermal systems // Ibid. 1995. Vol. 100, N Bl. P. 327-352.
368 .Ludwig W.J., Rabinovitz P.D. Structure of Verna Fracture Zone // Mar. Geol. 1980. Vol. 35. P. 99-110.
369 .Luyendyk B.P. On-bott^m gravity profile across the East Pacific crest at 21 N // J. Geophys. Res. 1984. Vol. 49. P. 2166-2177.
316 .Luyendyk B.P., Macdonald K.C. Physiography and structure of the inner floor of the FAMOUS rift valley: observations with a deeply towed instrument package // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88. P. 648-663.
31 {.Luyendyk B.P., Macdonald K.C. A geological transect across the crest of the East Pacific Rise at 21°N latitude made from the deep submersible Alvin // Mar. Geophys. Res. 1985. Vol. 7. P. 467-488.
311.Macdonald K.C. Mid-ocean ridges: fine scale tectonic, volcanic and hydrothermal processes within the plate boundary zone // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 1982. N 10. P. 155-190.
373.Macdonald К C. Crustal processes at spreading centers // Rev. Geophys. Space Phys. 1983. Vol. 21, N 6. P. 1441-1454.
37^.MacdonaldK.C., Luyendyk B.P. Deep-tow studies of the structure of the Mid-Atlantic Ridge crest near lat. 37°N // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88. P. 621-636.
375 .Macdonald K.C:, Fox P.J. Overlapping-spreading centers: New accretion geometry on the East Pacific Rise//Nature. 1983. Vol. 302. P. 55-58.
376 .Macdonald КС., Luyendyk B.P. Investigation of Faulting and Abyssal Hill Formation on the Flanks of the East Paciic Rise (21°N) Using Alvin // Mar. Geophys. Res. 1985. Vol. 7. P. 515-535.
377 .Macdonald К. C, Fox P. J. The axial summit graben and crosssectional shape of the East Pacific Rise as indicators of axial magma chambers and recent volcanic eruptions // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. Vol. 88. P. 119-131.
318 .Macdonald КС, Becker K., Spiess F.N., Ballard R.D. Hydrothermal heat flux of the “black smoker” vents on the East Pacific Rise // Ibid. 1980. Vol. 48. P. 1-7.
379 .Macdonald K.C., Sempere J.-C, Fox P.J. East Pacific Rise from Siqueiros to Orozco fracture zones: along-strike continuity of axial neovolcanic zone and structure and evolution of overlapping spreading centers // J. Geophys. Res. 1984. Vol. 89. P. 6049-6060.
380 .Macdonald K.C, Sempere J.-C., Fox P.J., Tyce R. Tectonic evolution of ridge-axis discontinuies by the meeting, linking, or self-decapitation of neighboring ridge segments//J. Geol. 1987. Vol. 15. P. 993-997.
381 .Macdonald K.C., Hayman R.M., Miller S.P. et al. Deep tow and Sea Beam studies of dueling propagating ridges on the East Pacific Rise near 20°40' S // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 93. P. 2875-2898.
382 .Macdonald K.C., Fox P.J, Miller S. et al. The East Pacific Rise and its flanks 8-18°N: History of segmentation, Propagation and spreading direction based on Sea MARC II and Sea Beam Studies // Marine Geoph. Res. 1992. Vol. 14. P. 299-344.
383 .A/atZsen J.A., Detrick R.C., Mutter J.C. et al. A two-and three-dimensional analysis of gravity anomalies associated with the East Pacific Rise at 9°N and 13°N // J. Geophys. Res. 1990. Vol. 95. P. 4967-4987.
384 . Madsen J.A., Forsyth D.W., Detrick R.S. A new isostatic model for the East Pacific Rise crest // Ibid. 1984. Vol. 89, N B12. P. 9997-10015.
3 85. Magde L.S., Sparks D.W. Three-dimensional mantle upwelling, melt generation, and melt migration beneath segment slow spreading ridges // Ibid. 1997. Vol. 102, N 9. P. 20571-20583.
386 .Maia M., Gente P. Three-dimensional gravity and bathymetry analysis of the Mid-Atlantic Ridge between 20°N and 24°N: Flow geometry and temporal evolution of the segmentation // Ibid. 1998. Vol. 103, NB1.P. 951-974.
387 .Mammerickx J., Sandwell D. Rifting of old Oceanic Lithosphere // Ibid. 1986. Vol. 1, N B7. P. 1975-1988.
388 .Mammerickx J, Sharman G.F. Tectonic evolution of the North Pacific during the Cretaceous quiet period //Ibid. 1988. Vol. 93. P. 3050-3063.
389.Mammerickx J, Naar D.F., Tyce R.L. The Mathematician Paleoplate // Ibid. 1988. Vol. 93. P. 3025-3040.
39Q.Manghnani M.H., Sato H, Rai C.S. Ultrasonic velocity and attenuation measurements on basalt melts to 1500°C: Role of composition and structure in the viscoelasic H Ibid. 1986. Vol. 91. P. 9333-9342.
39\.Marchig V, Puchelt H, Rosch H, Blum N. Massive Sulfides from Ultra-fast Spreading Ridge, East Pacific Rise at 18-21°S: A Geochemical Stock Report // Mar. Mining. 1990. Vol. 9. P. 459-493.
392 .Marsh B.D. Magma chambers // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 1989. Vol. 17. P. 439-474.
393 .Me Nutt M. Compensation of oceanic topography: An application of the response function technique to the Surveyor area // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 84, P. 7589-7598.
394 .McAdoo D.C., Marks KM. Gravity fields of the Southern Ocean from Geosat data // Ibid. 1992. Vol. 97, NB3.P. 3247-3260.
284
395 .McConnell R. Isostatic adjustment in layered Earth // Ibid. 1965. Vol. 70. P. 5171-5188.
396 .McKenzie D. P. Some remarks on heat-flow and gravity anomalies // Ibid. 1967. Vol. 72, N 24.
397 .McKenzie D.P. Some remarks on the development of sedimentary basins // Earth Planet. Sci. Lett. 1978. Vol. 40. P. 243-248.
398 .McKenzie D.P., Morgan W.J. Evolution of Triple Junctions//Nature. 1969. Vol. 224. P. 125 -133.
399 . McKenzie D., Richter F. Convection currents in the Earth's mantle H Sci. Amer. 1976. Vol. 235, N 5. P. 72-89.
466 .McKenzie D.P., Sclater J.G. The evolution of the Indian Ocean since the date Cretaceous // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1971, N 25. P. 437-528.
401 .Menard H.W., Chase T.E. Fracture zones // The sea: New concepts of sea-floor evolution. N.Y. etc.: Wiley-Interscience, 1970. Part 1: General observations / Ed. A.E. Maxwell. P. 421-443.
4O2 .Meve/ C., Cannat M., Genie P. et al. Emplacement of deep crustal and mantle rocks on the west medial valley wall of the MARK area (MAR, 23° N) // Tectonophysics. 1991. Vol. 190. P. 31-53.
403 .Minster J.B., Jordan Т.Н. Present day plate motions // J. Geophys. Res. 1978. Vol. 83. P. 5333-5354.
404 .Minster J.B., Jordan Т.Н., Molnar P. Numerical Modelling of Instantaneous Plate Tectonics // Geophys. J. Roy. Astr. Soc. 1974. N 36. P. 541.
405 .Mitchell N.C. An evolving ridge system around the Indian Ocean triple junction // Mar. Geophys. Res. 1991. Vol. 96. P. 337-374.
406 .Mitchell N.C., Parson L.M. The Tectonic Evolution of the Ocean Triple Junction, Anomaly 6 to Present // J. Geophys.Res. 1993. Vol. 98, N B2. P. 1793-1812.
407 .Mitchell N.C., Livermore R.A. The present configuration of the Bouvet triple junction H Geology. 1998. Vol. 26, N3. P. 267-270.
408 .Miyashiro A. Metamorphism and related magmatism in plate tectonic // Amer. J. Sci. 1972. Vol. 272. P. 629-656.
409 .Morelli A., Dziewonski A. Topography of the core -mantle boundary and lateral homogenety of the liquid core // Nature. 1987. Vol. 325, N 6106. P. 678-683.
410 .Morgan W. J. Convection plumes in the lower mantle //Ibid. 1971. Vol. 230, P. 42-43.
411 .Morton J.L., Sleep N.H. A mid-oceanic ridge thermal model constraints on the volume of axial hydrothermal heat flux 11 J. Geophys. Res. 1985. Vol. 90, N B13.P. 11345-1 1353.
4\2 .Morion J.L., Sleep N.H., Normark W.R., Tompkins D.H. Structure of the southern Juan de Fuca ridge from seismic reflection records // Ibid. 1987. Vol. 92. P. 11315-11326.
4\3 . Mrozowski C.L.,Hayes D.E. The evolution of Parece Vela basin, Eastern Philippine sea // Earth Planet. Sci. Lett. 1979. Vol. 4. P. 49-67.
4\4 .Muller M.R., Minshull T.A., White R.S. Segmentation and melt supply at the southwest Indian Ridge // Geology. 1999. Vol. 27.N10.P. 867-870.
415 .Man.sc/iy M., Schlich R. The Rodriguez Triple Junction (Indian Ocean): Structure and Evolution for the
Past one Million Years. Mar // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 11. P. 1-14.
4\6.Nehlig P. Interactions between magma chambers and hydrothermal systems: oceanic end ophiolitic constraints // Ibid. 1993. Vol. 98, N Bll. P. 19621-19633.
Ml .Neumann G.A., Forsuth D.W. The Paradox of the Axial Profile: Isostatic Compensation Along the Axis of the Mid-Atlantic Ridge // Ibid. 1993. Vol. 98, N B10. P.17891-17910.
418 .Nicolas A., Violette J.F. Mantle Flow at ocean spreading centers modeles derived from ophiolites // Tectonophys. 1982. Vol. 81. P. 319-339.
419 . Nicol as A., Reuber I., Вет K. A new magma chamber model based on structural studies in the Oman ophiolite // Ibid. 1988. Vol. 151. P. 87-105.
420 .Nicolas A., Boudier F, Ildefonce B. Evidence from the Oman ophiolite for active mantle upwelling beneath a fast - spreading ridge // Nature. 1994. Vol. 370. P. 51-53.
42\.Niu Y., Hekinian R. Basaltic liquids and harzburgitic residues in the Garrett Transform: a case study at fast-spreading ridges // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. Vol. 146. P. 243-258.
422.Norton D.L. Theory of hydrothermal systems // Annu. Rev. Earth. Planet. Sci. 1984. Vol.12. P.155-177.
423.Oldenburg D. W. A physical model for the creation of the lithosphere // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1975. Vol .43. P. 425.
424.Oldenburg D.W., Brune J.N. An explanation for the orthogonality of ocean ridges and transform faults // J. Geophys. Res. 1975. Vol. 80. P. 2575-2585.
425.Ohtani E., Ringwood A., Hibberson W. Composition of the core 11. Effect of high pressure on solubility of FeO in molteh iron // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 71,Nl. P. 94-103.
426.Osler J.C., Louden K.E. Extinct spreading center in the Labrador Sea: Crustal structure from a two-dimensional seismic refraction velocity model // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100. P. 2261-2278.
427.OTTER scientific Team. The Geology of the Oceanographer transform: the ridge-transform intersection // Mar. Geophys. Res. 1984, N 6. P. 109-141.
MIKPallister J.S., Hopson C.A. Samail ophiolite plutonic suite: Field relations, phase variation, cryptic variations and layering, and a model of a spreading ridge magma chamber//J. Geophys. Res. 1981. Vol. 86. P. 2593-2644.
429.Palmason G., Saemundsson K. Iceland in relation to the Mid-Atiantic Ridge // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 1974. Vol. 2. P. 25-50.
43Q.Pannella G. Paleontological evidences on the earth's rotational history since early Precambrian // Astro-phys. Space Sci. 1972. Vol. 16. P. 212-237.
43\.Park C~H, Tamaki K, Kobayashi K. Age-depth correlation of the Philippine Sea back-arc basins and other marginal basins in the world // Tectonophysics. 1990. Vol. 181. P. 351-37L
432.Parker R.L., Oldenburg D. Thermal model of ocean ridges // Nature Phys. Sci. 1973. Vol. 242, N 122. P.
285
137-139.
433 . Parsons В., Sclater J. An analysis of variation of ocean floor bathymetry and heat flow with age // J. Geophys. Res. 1977. Vol. 82. P. 803.
434 .Patriat P., Courtillot Vol. On the stability of triple junctions and its relation to episodicity in spreading // Tectonics. 1984. Vol.3, N 3. P. 317-332.
435 .Patriat P., Parson L.M. A survey of the junction trace within the Antarctic plate: Implications for the junction evolution since 15 Ma // Mar. Geophys. Res. 1989. Vol. 11. P. 89-100.
436 .Pautot G., Rangin C., Brias A. et al. The axial ridge of the South China Sea: a Seabeam and geophysical survey// Oceanol. acta. 1990. Vol. 13, N 2. P. 129-143.
437 .Phipps Morgan J. Mid-Ocean Ridge Dynamics: Observations and Theory // Rev. Geophys. 1991. Suppl.: U.S. National Report to IUGG, 1987-1990. P. 807-822.
43^.Phipps Morgan J., Chen Y.J. The genesis of oceanic crust: magma injection, hydrothermal circulation, and crustal flow // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98, N B4. P. 6283-6297.
439.Phipps Morgan J., Parmentier E.M., Lin J. Mechanisms for the origin of mid-ocean ridge axial topography: Implications for the thermal and mechanical structure of accreting plate boundaries // Ibid. 1987. Vol. 92. P. 12823-12836.
440.Pitman III W.C. Passive continental margins: a review// Rev. Geophys. Space Phys. 1983. Vol. 21. P. 1520-1527.
44\.Pitman W.C., Larson R.L., Herron E. M. The age of the ocean basins // Geol. Soc. Amer. Bull. 1974. Vol. 83. P. 619.
442.Pollack H.N. The heat flow from the Earth a reviews // Mechanisms of Continental Drift and Plate Tectonics. Acad, press, 1980. P. 183.
443 .Potts C.G., White R.S., Louden K.E. Crustal structure of Atlantic fracture zones - II. The Vema fracture zone and transverse ridge // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1986. Vol. 86. P. 491-513.
444 .Prince R.A., Forsyth D.W. Horizontal extent of anomalously thin crust near the Vema fracture zone from the three-dimensional analysis of gravity anomalies // J. Geophys. Res., 1988. Vol. 93, N B7. P. 8051-8063.
445 .Prothero W.A., Reid I.D. Microearthquakes on the East Pacific Rise and Rivera fracture zone // Ibid. 1982. Vol. 87. P. 8509-8519.
446 .Purdy G.M. The Eastern and the Asores-Gibraltar plate boundary // Geophys. J. Roy Astron. Soc. 1975. Vol. 43. P. 973-1000.
447 . Purdy G.M., Detrick R.S. Crustal structure of the Mid-Atlantic Ridge at 23 °N from seismic refraction studies// J. Geophys. Res. 1986. Vol. 91. P. 3739-3762.
448 .Purdy G.M., Sempere J.-C., Schouten H. et al. Bathymetry of the Mid-Atlantic Ridge, 24°-31°N: A Map Series // Mar. Geophys. Res. 1990. Vol. 12. P. 247-252.
449 .Purdy G.M., Kong L.S.L., Chiteson G.L., Solomon S.C. Relationship between spreading rate and the seismic structure of mid-ocean ridges H Nature. 1992. Vol. 355. P. 815-817.
450 .Rabinowitz P.D., La Brecque J. The Mesozoic South Atlantic ocean and evolution of its continental margins // J. Geophys. Res. 1979. Vol.84. P. 5973-6002.
45\.Ramberg L, Grey D., Raynolds R. Tectonic evolution of the FAMOUS area of the Mid-Atlantic Ridge, lat 35°50' to 37°20'N // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88. P. 609-620.
452 .Ravilly M. et al. Axial magnetic anomaly amplitude along the Mid-Atlantic Ridge between 20°N and 24° N // J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103, N B10. P. 24210-24221.
453 .Rea D.K., Dixon J.M. Late Cretaceous and Paleogene tectonic evolution of the North Pacific ocean И Earth Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 65. P. 145-166.
454 .Reid I. Effects of lithospheric flow on the formation and evolution of a transform margin // Earth Plan. Sci. Lett. 1989. Vol. 95. P. 38-52.
455 .Renard Vol., Hekinian R., Franchetean J. et al. Submersible observations at the axis of the ultra-fast-spreading East Pacific rise // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 75. P. 339-353.
456 .Richardson C.J., Cann J.R., Richards H.G., Cowan J.G.. Metal-depleted root zones of the Troodos ore-forming hydrothermal systems, Cyprus // Ibid. 1987. Vol. 84. P. 243-253.
457 .RISE Team. East Pacific rise: Hot spreading and geophysical experiment// Science. 1980. Vol. 137. P. 385-402.
45i .Robb J.M., Kane M.F. Structure of the Vema fracture zone from gravity and magmatic intensity prophiles // J. Geophys.Res. 1975. Vol. 80, N 32. P. 4441-4449.
459 .Robigou Vol., Delaney J.R., Stakes D.S. Large massive sulfide deposits in a newly discovered active hydrothermal system, the High-Rise Field, Endeavour segment, Juan De Fuca Ridge // Geophys. Res. Lett. 1993. Vol. 20, N 17. P. 1887-1890.
460 . Roest W., Collette B. The Fifteen Twenty Fracture Zone and the North American-South American plate boundary // J. Geophys. Soc. 1986. Vol. 143. P. 833-943.
461 .Roest W.R., Srivastava S.P. Sea-floor spreading in the Labrador Sea: A new reconstruction // Geology. 1989. Vol. 17. P. 1000-1003.
462 .Rohr K.M.M., Mikereit B., Yorath C.J. Asymmetric deep crustal structure across the Juan de Fuca ridge // Ibid. 1988. Vol. 16. P. 533-537.
463 .Rona P.A. Hydrothermal mineralizatin at seafloor spreading centers // Earth Sci. Rev. 1984. Vol. 20. P. 1-104.
464 .Rona P.A. Hydrothermal mineralization at oceanic ridges// Canad. Miner. 1988. Vol. 26. P. 431-465.
465 .Rona P.A., Speer K.G. An Atlantic hydrothermal plume: Trans-Atlantic Geotraverse (TAG) area, MidAtlantic Ridge crest near 26° N // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94. P. 13879-1893.
466 ./?ояа P.A., Scott S.D. A Special Issue on Sea-Floor Hydrothermal Mineralization: New Perspectives.
286
Preface // Econom. Geol. 1993. Vol. 88, N. 8. P. 1935-1965.
467 .Rona P.A., Bogdanov Y.A., Gurvich E.G. et al. Relict hydrothermal zones in the TAG hydrothermal field, Mid-Atlantic Ridge 26°N, 45° W // J. Geophys. Res. 1993a. Vol.98, N B6. P. 9715-9730.
468 .Rona P.A., Hannington M.D., Raman C.V. et al. Active and relict Sea-Floor Hydrothermal Mineralization at the TAG Hydrothermal Field, Mid-Atlantic Ridge // Econom. Geol. 1993b. Vol. 88. P. 1989-2017.
469 .Roots W.D., Srivastsva S.P. Origin of the marine magnetic quiet zones in the Labrador and Greenland seas // Mar. Geophys. Res. 1984. Vol. 6. P. 395-408.
470 . Rosenberg N.D., Spera F.J., Haymon R.M. The relationship between flow and permeability in seafloor hydrothermal systems // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. Vol. 116. P. 135-153.
471 . Rundle J. B., Jackson D.D. A viscoelastic relaxation model for post-seismic deformation from the San-Francisco earthquake of 1906 // Pageophis. 1977. Vol. 115. P. 401-405.
4T2 .Sandwell D.T., Ruiz M.B. AIong-Track Gravity Anomalies from Geosat and Seasat Altimetry: GE-BCO Overlays // Mar. Geophys. Res. 1992. Vol. 14. P. 165-205.
473 .Scheirer D.S., Macdonald K.C. Variation in cross -sectional area of the axial ridge along the East Pacific Rise: Evidence for the magmatic budget of a fast spreading center // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98, N B5.P. 7871-7885.
474 .Schouten H, Klitgord K. D., Whitehead J. A. Segmentation of mid-oceanic ridges // Nature 1985. Vol. 317. P. 225-229.
475 .Schouten H., White R.S. Zero-offset fracture zones // Geology. 1980. Vol.8. P. 175-179.
416 .Schubert G., Froidevaux C., Yuen D.A. Oceanic lithosphere and astenosphere: thermal and mechanical structure H J. Geophys. Res. 1975. Vol. 81. P. 3525.
477 .Sclater J., Parsons B., Jaupart C. Ocean and continents: similarities and differences in the mechanism of heat transport // Ibid. 1981. Vol. 86. P. 11535-11552.
Wli.Sclater J.G., Bowin C., Hey R. et al. The Bouvet Triple Junction // Ibid. 1976. Vol. 81, Nil. P. 1857-1869.
479 .Scott S.D. Seafloor polymetallic sulfides: Scientific curiosities or mines of the future? - In: Marine Minerals: Advances in Resesrch and Resource Assesment / Eds. P.G. Teleki et al., Norwell (Mass.) D: Reidel, 1987. P. 277-300.
480 .Scrutton R.A. Crustal Structure at the Continental Margin South of South Africa // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1976. Vol. 44. P. 601-623.
4%\.Searle R. The active part of Charlie-Gibbs fracture zone: A study using sonar and other geophysical techniques // J. Geophys. Res. 1980. Vol. 86, N Bl. P. 243-262.
482 .Searle R.C. Location and Segmentation of the Cocos-Nazca Spreading Cente West of 95° W // Mar. Geophys. Res. 1989. Vol. 11. P. 15-26.
483 .Searle R.C., Laughton A.S. Sonar studies of the MidAtlantic ridge and Kurchatov fracture zone // J. Geophys. Res. 1977. Vol. 82. P. 5313-5328.
484 .Sempere J.C., Macdonald K.C. Marine Tectonics: Processes at Mid-Ocean Ridges // Rev. Geophys. 1987. Vol. 25, N 6. P. 1313-1347.
485 .Sempere J.C., Kristjansson L., Shouten H., Heirtzler J.R. A detailed magnetic study of the Reykjanes Ridge between 63’00'N and 63°40' N // Mar. Geophys. Res. 1990a. Vol. 12. P. 215-234.
486 . Sempere J. C., Purde G.V., Schouten H. The segmentation of the Mid-Atlantic Ridge between 24°N and 30’40'N//Nature. 19906. Vol. 344. P. 427-431.
487 .Sempere J.-C., Lin J., Brown H.S. et al. Segmentation and morphotectonic variations along a slow spreading center the Mid-Atlantic Ridge // Mar. Geophys. Res. 1993. Vol. 15. P. 153-200.
488 . Sempere J.-C., Blonde! P„ Brias A. et al. The Mid-Atalntic Ridge between 29° N and 31°30' N in the last 10 Ma// Earth Planet. Sci. Lett. 1995. Vol. 130. P.45-55.
489 .Severinghaus J.P., Macdonald K.C. High inside corners at ridge-transform intersections // Mar. Geophys. Res. 1988. Vol.9. P. 353-367.
49O .Shemenda A.I., Grokholsky A.L. A formation and evolution of overlapping spreading centers (constrained on the basis of physical modelling) // Tectonophysics. 1991. Vol. 199. P. 389-404.
491 . Shen Y., Forsyth D.W., Scheirer D.S., Macdonald K.C. Two Forms of Volcanism; Implications for Mantle Flow and Off-Axis Crustal Production on the West Flank of the Southern East Pacific Rise // J. Geophys. Res. 1993 Vol. 98, NB10. P. 17875-17889.
492 .Sinha M.C., Louden K.E. The Oceanographer fracture zone.- Crustal structure from seismic refraction studies // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1983. Vol. 75. P. 713-736.
493 . Sinton J.M., Detrick R.S. Mid-Oceanic Ridge magma chambers //J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. P. 197-216.
494 .Sleep N.H. Formation of ocean crust: some thermal constraints// Ibid. 1975. Vol. 80. P. 4037-4042.
495 .Sleep N.H. Hydrothermal circulation, anhydrite precipitation, and thermal structure at ridge axes // Ibid. 1991. Vol. 96. P. 2375-2387.
496 .Sleep N.H., Wolery T.J. Egress of hot water from mid-oceanic ridge hydrothermal system: some thermal constraints // Ibid. 1978. Vol. 83, N BI2. P. 5913-5922.
497 .Sleep N.H., Rosendahl B.R. Topography and tectonic of mid-ocean ridge axes // Ibid. 1979. Vol. 85. P. 6831-6839.
498 .Sleep N.H, Morton J.L., Burns L.E., Wolery T.J. Geophysical constraints of the volume of hydrothermal flow at ridge axes // Hydrothermal processes at sea floor spreading centers / Eds. R.A. Rona et al. N.Y., 1983. P. 53-68. (Nato Conf. Ser.4 Y: Mar. sci.; Vol. 12).
287
499.Small C., Sandwell D.T. An Analysis of Ridge Axis Gravity Roughness and Spreading Rate // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97, N B3. P. 3235-3245.
500.Smith A.G., Briden J.C. Mesozoic and Cenozoic paleocontinental maps. L. ets.i Cambridge Univ, press, 1977.
50 \. Smith D.K., Tivey M.A. Schouten H., Cann J. R. Locating the spreading axis along 80 km of the MidAtlantic Ridge south of the Atlantis Transform // J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104. P. 7599-7612.
502.Sobszak L.W., Mayr U., Sweeney J. F. Crustal section across the polar continent-ocean transition in Canada // Canad. J. Earth Sci. 1986. Vol. 23. P. 608-621.
503.Sotin C, Parmenttier E.M. Dynamical consequences of compositional and thermal density stratification beneath spreading centers // Geophys. Res. Lett. 1989. Vol. 16, N 8. P. 835-838.
504.Sparks D.W., Parmentier E.M. Melt extraction from the mantle beneath spreading centers // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 105. P. 368-377.
5O5.Sparks D. W., Parmentier E.M. The structure of three-dimensional convection beneath oceanic spreading centers H Geophys. J. Int. 1993. Vol. 112. P. 81-91.
506.Sparks D.J'V. Parmentier E.M., Phipps Morgan J. Three-dimensional mantle convection beneath a segmented spreading center: implications for along-axis variations in crustal thickness and gravity // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98, N B12. P. 21977-21995.
507.Spiegelman M., McKenzie D. Simple 2-D models for melt extraction at mid-ocean ridges and island arcs H Earth Planet. Sci. Lett. 1987. Vol. 83. P.137-152.
50H>.Spitzak S., De Mets C. Constraints on present-day plate motions south of 30 S from sattelite altimetry // Tectonophysics. 1996. Vol. 253. P. 167-208
509.Srivastava S.P., Arthur M.A. Tectonic evolution of the Labrador Sea and Baffin Bay: Constraints imposed by regional geophysics and drilling results from Leg 105 // Proc. Ocean Drilling Program. Sci. Res. 1989. Vol. 105. P. 989-1008.
5\0.Srivastava S.P., Keen C.E. A deep seismic reflection profile across the extinct mid-Labrador Sea spreading center//Tectonics. 1995. Vol. 14. P. 372-389.
511 .Srivastava S.P., Falconer R.K.H., Maclean B. Labrador Sea, Davis Strait, Baffin Bay: geology and geophysics - a review // Geology of the North Atlantic Borderlands / Eds. J.W. Kerr, A.J. Fergusson, L.D. Machan. Calgary, 1981. P. 333-398. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; Vol.7).
512. Stakes D., Moore W.S. Evolution of the hydrothermal activity on the Juan de Fuca Ridge: Observations, Mineral Ages, and Ra Isotope Ratios // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N B13. P. 21739-21752.
513.Stefansson Vol. Physical aspects of hydrothermal systems in-continental and oceanic rifts // Oceanic and continental rifts. Wash. (D.C.): AGU, 1982. P.123-145. (Geoyinam. ser.; Vol.8).
514.Stem C.A., Stein S. A model for the global variation in oceanic depth and heat flow with lithospheric age //Nature. 1992. Vol. 359. P. 123.
515.Stein C.A., SteinS. Constraints on hydrothermal heat flux through the oceanic lithosphere from global heat
288
flow // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B2. P. 3081-3095.
516.Stein S. Space Geodesy and Plate Motions. Contribution of Space Geodesy to Geodynamis // Crustal dynamics. Wash. (D.C.), 1993. P. 38-52. (Geodynam. Ser.; Vol. 23).
5\T .Stevenson J.M., Hildebrad J.A., Zumberge M.A., Fox C. G. An ocean bottom gravity study of the southern Juan de Fuca Ridge H J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B3. P. 4875-4888.
518.Stocker R.Z. Gordon R.B. Velocity and internal friction in partial melts // Ibid. 1975. Vol. 80. P. 4828.
519.Syte L.R. Focal mechanism solutions for earthquakes along the world rift system H Bull. Seismol. Soc. Amer. 1970. Vol. 60. P. 1749-1752.
520. Talwani M., Heirtzler J. Computation of magnetic anomalies caused by two-dimensional bodies of arbitrary shape // Computers in mineral industries I Eds. G.A. Parks. Polo Alto (Calif.): Stanford Univ, press, 1964. Vol. 9. P. 464-480.
52 \ .Talwani M., Eldholm O. Evolution of the Norwegian-Greenland Sea // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88. P. 969-999.
522. Talwani M., et.al. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. Wash. (D.C.): U.S. Gov. Print. Off., 1976. Vol. 38, 938 p.
523. Tamaki K, Joshima M., Larson R.L. Remnant early Cretaceous spreading center in the Central Pacific Basin // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 84. P. 4501-4510.
524. Tamayo Scientific Team. Tectonics at the intersection of the East Pacific Rise with Tamayo transform fault//Mar. Geophys. Res. 1984. Vol. 6. P. 159-185.
525. Tapponnier P., Francheteau J. Necking of the lithosphere and the mechanics of slowly accreting plate boundaries И J. Geophys. Res. 1978. Vol. 83. P. 3955-3970.
526. Tapscott C.R, Patriot P., Fisher P.L. et al. The Indian Ocean triple junction // Ibid. 1980. Vol. 85. P. 4723-4739.
527. Taylor B., Hays D.E. Origin and History of the Chine Sea Basin // Geophys. Monogr. Ser. 1982. Vol. 27. P. 23-56.
528. ThibaudR., Gente P., Maia M. A systematic analysis of the Mid-Atlantic Ridge morphology and gravity between 15°N and 40°N: Constraints of the thermal structure // J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103, N B10. P. 24223-24243.
529. Thompson G., Bryan W.B., Ballard R. et al. Axial processes along a segment of the East Pacific Rise, 10-12 // Nature. 1985. Vol. 318. P. 429-433.
530. Tisseau I., Patriot Ph. Identification des anomalies magnetiques sur les dorsales a faible taux d'expansion: Methode des taux fictifs // Ibid. 1981. Vol. 52, N 2. P. 381-396.
531. 77vey K.M., Delaney J.R. Growth of large sulfide structures on the Endeavour segment of the Juan de Fuca Ridge // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. Vol. 77. P. 303-317.
532. Tolstoy M.A., Harding A.J., Orcutt J.A. Crustal thickness on the Mid-Atlantic Ridge: Bull’s eye
gravity anomalies and focused accretion // Science. 1993. N 262. P. 726-729.
533. Toomey D.R., Solomon S.C., Purdy G.M. Tomographic imaging of the shallow crustal structure of the East Pacific Rise at 9°30’ N // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B12. P. 24135-24157.
534. Touloukijan H. Physical properties of rocks and minerals. N.Y.: McCraw-Hill, 1981. 548 p.
535. Travis B.J., Janecky D.R., Rosenberg N.D. Three-dimensional simulation of hydrothermal systems at mid-ocean ridges // Geophys. Res. Lett. 1991. Vol. 18. P.1441-1444.
536. Tucholke B.E., Lin J. A geological model for the structure of ridge segments in slow spreading ocean crust // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B6. P. 1 1937-11958.
531 .Turcotte D.Z. Are transform faults thermal contraction crack // Ibid. 1974. Vol. 79. P. 2573-2577.
53STurner 1.М., Peirce C., Sinha M.C. Seismic imaging of the axial region of the Valu Fa Ridge, Lau Basin -the accretionary processes of an intermediate back-arc spreading ridge // Geophys. J. Int. 1999. Vol.138. P. 495-519.
539. Turner J.S., Campbell I.H. Convection and mixing in magma chambers // Earth Sci. Rev. 1986. Vol. 23. P. 255-352.
540. Uenzelmann-Neben G., Jokat W., Miller H., Steinmetz S. The Aegir Ridge: Structure of an Extinct Spreading Axis//J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97, N B6. P. 9203-9218.
541. Urey H.C., Craig H. The composition of the stone meteorites and the igin of meteorites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1953. Vol. 4. P. 36-82.
542. Ushupi E., Emery K.O. Pangeaean divergent margins: historical perspective // Mar. Geol. 1991. Vol. 102. P. 1-28.
543. Usselman T.M., Hodge D.S. Thermal control of low-pressure of reactionation processes // J. Volcano!, and geotherm. Res. 1978. Vol. 4. P. 265-281.
544. Van Andel Т.Н., von Herzen R.P., Phillips l.D. The Verna fracture zone and the tectonics of transverse sher zones in oceanic crustal plates // Mar. Geophys. Res. 1971. Vol. 1,N3.P. 78-97.
545. Fan Andel, Ballard R.D. Galapagos Rift at 86°W. 2. Volcanism, structure and evolution of the rift valley // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 84. P. 5390-5406.
546. Vera E.E., Mutter J.C., Buhl P. et al. The structure of 0 - to 0,2 m.y. - old oceanic crust at 9°N on the East Pacific Rise from expanded spread profiles // Ibid. 1990. Vol. 95, N B10. P. 15529-15556.
547. Vogt P.R., Osteno N.A., Kristjansson L. Magnetic and bathymetic data bearing on seafloor spreading north of Iceland // Ibid. 1970. Vol.75. P. 903-920.
548. Vogt P., Johnson L. Transform faults and longitudinal flow below the midoceanic ridge // Ibid. 1975. Vol. 80, N 11. P. 1899-1975.
549. Wang K., He J., Davis E.E. Influence of basement to-pograhy on hydrothermal circulation in sediment-buried igneous oceanic crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. Vol. 146. P. 151-164.
550. WangX., Cochran J.R. Gravity Anomalies, Isostasy, and
551. Mantle Flow at the East Pacific Rise Crest // J. Geophys. Res. 1993.Vol.98, N.B11.P. 19505-19531.
552. Wang X, Cochran J.R. Along-axis gravity gradients at mid-ocean ridges: Implications for mantle flow and axial moiphology // Geology. 1995. Vol. 23, N 1. P. 29-32.
553. Watts A.B. Gravity anomalies over oceanic rifts // Oceanic and continental rifts. Wash. (D.C.): AGU, 1982. P. 99-106. (Geodynam. Ser.; Vol. 8).
554. Weissel J.K., Watts A.B. Tectonic Evolution of the Coral Sea Basin // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 84, N B9. P, 4572-4582.
555. Wells J.W. Coral growth and geochronometry H Nature. 1963. Vol. 197. P. 948-950.
556. West B.P., Fujimoto H., Honsho C. et al. A three-dimensional gravity study of the Rodrigues Triple Junction and South-east Indian Ridge // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. Vol. 133. P.175-184.
557. Whitmarsh R.B., Weigel W., Miller H, Kvedik E. “Zero Age” drilling on an extinct spreading axis: The Aegir Ridge, Norwegian Sea // German Proposals for ODP Beyond 1993, Atlantic Ocean and Mediterranean Sea. I Eds. H. Beiersdorf, C. Hemleben and M. Wiedecke-Hambach. Hanover: Dtsch. Forsch., 1989. P. 63-76,
55%.Wiens D., Stein S. Age dependence or oceanic intraplate seismicity and implications for lithospheric evolution // J. Geophys. Res. 1983. Vol. 88. P. 6455-6468.
559. Wilcock W.S.D. Cellular convection models of midocean ridge hydrothermal circulation and the temperatures of black smoker fluids// Ibid. 1998. Vol. 103, NB2. P. 2585-2596.
560. Williams C.A., Louden K.E., Tanner S. The western intersection of Oceanographer fracrure zone with Mid-Atlantic Ridge // Mar. Geophys. Res. 1984. Vol.6. P. 143-158.
561. Williams D.L., Green K., Van Andel Т.Н. et al. The Hydrothermal mounds of the Galapagos rift: Observations with DSRV Alvin and detailed heat flow studies // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 84. P. 7467-7484.
562. Wilson D.S., Clague D.A., Sleep N.H., Morton J.L. Implications of magma convection for the size and temperature of magma chambers at fast spreading ridges // Ibid. 1988. Vol. 93. P. 11974.
563. Wilson J.T. A possible origin of the Hawaiian islands // Canad. J. Phys. 1963. Vol. 41. P. 863-870.
564. Wright D.J., Hayman R.M., Fornari D.J. Crustal fissuring and its relationship to magmatic and hydrothermal processes on the East Pacific Rise crest (9°12' to 54’N) И J. Geoph. Res. 1995. Vol. 100, N B4. P. 6097-6120.
565. Wyllie P.J. Mantle fluid compositions buffered in peridotite CO-H2O by carbonates, amphibole and phlogopite// J. Geol. 1978. Vol. 86. P. 687-713.
566. York D. Evolution of triple junctions // Canad. J. Earth Sci. 1975. Vol. 12. P. 516-519.
567. Yoshii T. Regionally of group velosities of Rayleigh waves in the Pacific and thickening of the plate // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. Vol. 25, N 3. P. 305-312.
289
CONTENTS
INTRODUCTION .................................................................9
CHAPTER 1. OCEAN LITHOSPHERE............................................... 11
1.1. MORPHOLOGY OF AN OCEAN FLOOR AND GRAVITY FIELD OF WORLD OCEAN......... 11
1.1.1. Gravity anomalies and ocean floor relief............................................ 13
1.1.2. Morphotectonic structures of an ocean floor from geoid height data.................. 15
1.2. OCEAN CRUST, LITHOSPHERE AND ASTHENOSPHERE .............................................. 18
1.3. PLATE TECTONICS, KINEMATICS OF PLATES AND AGE OF AN OCEAN FLOOR....... 23
1.4. STRUCTURE AND THICKNESS OF AN OCEAN LITHOSPHERE, NATURE OF MID-OCEAN RIDGES ................................................................... 36
1.5. MECHANISMS OF LITHOSPHERIC PLATES MOVEMENT............................................... 40
CHAPTER 2. MORPHOSTRUCTURE AND DEEP STRUCTURE OF RIFT ZONES ... 49
2.1. A MORPHOSTRUCTURE, TECTONICS AND VOLCANISM OF RIFT ZONES .................................49
2.1.1. Neovolcanic zone ................................................................... 54
2.1.2. Tectonic activity in MOR rift zones and distribution of faults, cracks and fissures. 55
2.2. GEOPHYSICAL RESEARCHES OF RIFT ZONES .................................................... 58
2.2.1. Gravity anomalies and gravity models of rift zones.................................. 58
2.2.2. Magnetic anomalies.................................................................. 66
2.2.3. Heat flow........................................................................... 69
2.2.4. Seismicity of rift zones and transform faults....................................... 74
CHAPTER 3. STRUCTURAL DISCONTINUITIES AND SEGMENTATION OF RIFT ZONES........................................................................78
3.1. GEODYNAMIC NATURE OF SEGMENTATION OF MOR RIFT ZONES...................................... 78
3.2. TRIPLE JUNCTIONS......................................................................... 90
3.2.1. Types and kinematic stability of triple junctions................................... 90
3.2.2. Bouvet triple junction.............................................................. 93
3.2.3. Rodriguez triple junction........................................................... 94
3.3. TRANSFORM FAULTS......................................................................... 97
3.3.1. Geodynamic types of transform faults ............................................... 99
3.3.2. Ridge-transform intersection....................................................... Ill
3.4. OVERLAPS AND NON-TRANSFORM OFFSETS OF SPREADING AXIS.................................... 120
3.4.1. Overlapping spreading centers ..................................................... 120
3.4.2. Non-transform offsets of spreading axis............................................ 129
290
CHAPTER 4. DEEP STRUCTURE OF LITHOSPHERE OF RIFT ZONES AND GEODYNAMIC NATURE OF THE MAGMA CHAMBER.......................................140
4.1. THE GEOLOGICAL AND GEOPHYSICAL CHARACTERISTIC OF THE AXIAL MAGMA CHAMBER .............................................................140
4.2. THE EVIDENCES OF PRESENCE OF THE AXIAL MAGMA CHAMBER RECEIVED ON THE BASIS OF OPHIOLITE STUDIES..........................................148
4.3. REFLECTION OF THE MAGMATIC CHAMBER IN BY GRAVITY ANOMALIES................................150
4.4. THERMO-MECHANICAL MODELS OF GEODYNAMIC PROCESSES IN MOR RIFT ZONES.....................................................................151
4.4.1. Change of a thermal state, bottom relief and heat flow of an ocean lithosphere with age .153
4.4.2. Stationary models of temperature distributions and crust accretion in rift zones.........154
4.5. FORMATION AND DEVELOPMENT OF THE MAGMA CHAMBER .......................................... 161
4.5.1. The model description.............................................................. 161
4.5.2. Evolution of the axial magma chamber during its formation and cooling ................... 163
4.5.3. Connection of a thermal state of the axial magma chamber with an axial high relief. 168
4.5.4. Processes in axial magma reservoirs ............................................... 170
CHAPTER 5. A HYDROTHERMAL CONVECTION IN MOR RIFT ZONES............................................. 174
5.1. GENERAL CHARACTERISTIC OF HYDROTHERMAL ACTIVITY IN MOR RIFT ZONES...........................................,........................ 174
5.2. DURATION OF EXISTENCE AND SPATIAL DISTRIBUTION OF HYDROTHERMAL SYSTEMS ................................................................. 177
5.2.1. Hydrothermal mineralization........................................................ 178
5.3. MODELS OF A HYDROTHERMAL CONVECTION ..................................................... 181
5.3.1. Convection in a porous medium.................................................... 183
5.3.2. Single-pass convection............................................................. 184
5.3.3. Convection induced by a difference of a relief..................................... 185
CHAPTER 6. METALLOGENY OF RIFT ZONES ....................................................... 187
6.1. HYDROTHERMAL SULFIDE DEPOSITS OF SLOW RATE SPREADING RIDGES ............................. 187
6.1.1. Snake Pit hydrothermal field (MARK area, MAR 23° N) ............................... 187
6.1.2. TAG hydrothermal field, MAR26°N.................................................... 193
6.2. HYDROTHERMAL SULFIDE DEPOSITS OF AVERAGE RATE SPREADING RIDGES .......................... 198
6.2.1. East Pacific Rise, 21° N ...........................................................198
6.2.2. Southern segment of Explorer ridge....................................................... 201
6.2.3. Juan de Fuca ridge....................................................................... 201
6.3. HYDROTHERMAL SULFIDE DEPOSITS OF THE SEGMENTS OF EPR WITH FAST SPREADING RATE.............................................................206
6.4. HYDROTHERMAL SULFIDE DEPOSITS OF THE SEGMENTS OF EPR WITH VERY FAST SPREADING RATE.............................................................209
6.5. TECTONO-MAGMATIC CYCLE AND FORMATION OF DEEP-WATER POLYMETALIC SULFIDES ................................................................ 211
291
6.6. ESTIMATION OF FORMATION TIME OF POLYMETALLIC SULFIDE DEPOSITS............ 215
CHAPTER 7. PALEOSPREADING RIDGES IN A STRUCTURE OF AN OCEAN LITHOSPHERE.................................................................218
7.1. GEOLOGICAL AND GEOPHYSICAL CHARACTERISTIC OF PALEOSPREADING RIDGES .................................................................. 220
7.1.1. Labrador paleospreading ridge.................................... 222
7.1.2. Aegir paleospreading ridge in the Norwegian basin ................. 223
7.1.3. Mathematician paleospreading ridge............................... 224
7.1.4. Gravity anomalies over paleospreading ridges..................... 226
7.2. EVOLUTION OF THERMAL STRUCTURE OF LITHOSPHERE AT A DYING OF SPREADING RIDGES ........................................................ 226
7.2.1. Evolution of a lithosphere of Labrador ridge ..................... 226
7.2.2. Evolution of a lithosphere of a Mathematician ridge ............... 231
7.3. PALEORIFT PLATE BOUNDARIES - SUTURE ZONES OF AN OCEAN LITHOSPHERE 233
7.3.1. Passive riftogenious continental margins ........................ 233
7.3.2. Paleorift boundaries formed at jumping of a spreading axis ........ 336
7.3.3. Paleorift boundaries formed at a propagating of a spreading ridge . 239
7.3.4. Paleorift boundaries formed at an evolution of triple junctions.. 239
CHAPTER 8. ENERGY OF THE EARTH (SOROKHTIN-USHAKOV MODEL).....................242
8.1. FORMATION AND EARLY (PRE-RIFT) STAGE OF THE EARTH DEVELOPMENT............ 242
8.2. ENERGY OF THE EARTH DEVELOPMENT........................................ 249
8.2.1. Energy of an accretion and gravity differentiation of the Earth . 250
8.2.2. Radiogenic energy................................................ 252
8.2.3. Energy balance of the Earth ..................................... 254
CHAPTER 9. OCEAN RIFTOGENESIS IN A HISTORY OF THE EARTH ....................258
9.1. TECTONIC CONSEQUENCES OF TIDAL INTERPLAY OF A MOON WITH THE EARTH ... 258
9.2. EVOLUTION OF A MANTLE CONVECTION AND SPATIAL ARRANGEMENT OF RIFT ZONES ................................................................. 260
9.3. CHANGE OF AVERAGE SPREADING RATES AND OCEANIC LITHOSPHERE THICKNESS OVER GEOLOGICAL HISTORY OF THE EARTH.......................... 266
CONCLUSION.....................................................................269
REFERENCES ....................................................................273
CONTENTS ......................................................................290
292
Научное издание
Евгений Павлович ДУБИНИН, Сергей Александрович УШАКОВ
ОКЕАНИЧЕСКИЙ РИФТОГЕНЕЗ
Утверждено к печати
Научно-учебный Музей землеведения
Редактор М.А.Яценко
Художник О.В.Кураленко Макет Е.НРуденко
Подписано к печати 09.03.2001
Формат 62x94 1/8. Бумага офсетная Гарнитура Таймс. Печать офсетная. Уч.-изд. л. 40 Тираж 400 экз.
Тип. зак, № 351С, Москва
Издательство ГЕОС
Изд. лицензия ИДИ» 01613 от 19.04.2000
109017, Москва, Пыжевский пер., 7.
Тел.: (095) 230-80-92 Факс: (095) 951-04-43