РИФТОГЕНЕЗ И ЕГО РОЛЬ В РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ

ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИЕ И КАЙНОЗОЙСКИЕ СПРЕДИНГОВЫЕ ЗОНЫ ЛОЖА ОКЕАНОВ

    Наиболее крупномасштабную и зрелую форму горизонтального раздвижения земной коры - рифтогенеза в широком смысле - представляет спрединг. Созданные в процессе спрединга тектонические зоны, выраженные в рельефе грандиозными подводными внутриокеаническими рифтовыми хребтами, занимают большую часть площади дна океанов или около половины поверхности Земли (см. рис. 1). В совокупности они образуют мировую систему спрединговых структур. Ее главными элементами являются почти непрерывное кольцо субширотных спрединговых зон, окаймляющих Антарктиду, и четыре отходящих от него к северу примерно на равном угловом расстоянии друг от друга в целом субмеридиональных спрединговых пояса: Атлантический, Индоокеанский, Западно- и Восточно-Тихоокеанский [7]. Близ экватора эти пояса резко коленообразно отклоняются к западу, а затем продолжают следовать в северном направлении, постепенно сужаются, вырождаются, подставляясь по простиранию современными межконтинентальными р.з. (Аденская, Красноморская, Калифорнийская) и далее внутриконтинентальными р.з. и р.с., и, наконец, затухают. В отличие от остальных океанских спрединговых поясов недавно выявленный [7] Западно-Тихоокеанский пояс в основном протягивается через возникшие в ходе спрединга глубоководные впадины морей на западной окраине этого океана.
    Основными элементами внутриокеанских спрединговых хребтов в поперечном разрезе являются узкая гребневая зона, на большей части своего протяжения осложненная осевой рифтовой долиной, и широкие (от нескольких сот до первых тысяч километров) фланговые зоны, в целом полого снижающиеся к подножиям этих хребтов. В осевой зоне ныне происходит процесс раздвижения литосферных плит с полускоростью от 1 до 10 см в год и формирования новой океанской коры за счет поднимающегося из верхней мантии и заполняющего образующуюся полость расплавленного, но постепенно остывающего магматического материала. Верхние части разреза этой зоны слагают лавы подводных базальтовых излияний с их вулканическими центрами и магмоподводящими каналами (дайками), нижнюю - магматическая камера, в процессе охлаждения и застывания постепенно превращающаяся в сложно расслоенное интрузивное тело из основных и ультраосновных пород (рис. 4).
    Широкие фланговые зоны в относительно приподнятых приосевых частях спрединговых хребтов осложнены продольными грядами, сложенными базальтовыми лавами, и межгрядовыми понижениями, образовавшимися на более ранних стадиях длительного процесса раздвижения и новообразования океанского дна. По мере удаления от гребневой зоны первичная вулканическая поверхность фланговых зон постепенно скрывается под океанскими осадками, толща которых становится все более мощной, начинается со все более древних слоев и соответственно подстилается все более древними базальтовыми покровами. Понижение поверхности внутриокеанских хребтов к их периферии объясняется постепенным охлаждением и соответственно увеличением плотности и уменьшением объема разновозрастных магматических комплексов, формировавшихся на разных стадиях процесса спрединга по мере их отдаления от активной гребневой зоны.
    Характерной особенностью структуры спрединговых океанских хребтов, отличающей их от р.з. континентов, является наличие рассекающих их гребневые, а также фланговые зоны или по крайней мере внутренние приосевые части последних многочисленных взаимнопараллельных зон разломов, поперечных или диагональных по отношению к простиранию гребневой зоны или хребта в целом, получивших от выделившего этот класс тектонических структур канадского геофизика Т. Вилсона название трансформных разломов. Морфологически они могут быть выражены в виде узких желобов, уступов или узких гребней, а в плане наблюдается скачкообразное смещение по этим разломам осевой зоны и одновозрастных элементов фланговых зон в смежных сегментах спрединговых хребтов, создающее иллюзию их последующего относительного перемещения по сдвигу (см. рис. 1). В действительности, как показал Вилсон, трансформные разломы представляют собой относительно древние тектонические структуры, разделявшие сегменты этих хребтов, а оси спрединга в последних не продолжались непрерывно в соседние сегменты, но с момента заложения находились в них на расстоянии от нескольких до нескольких сот километров друг от друга.
    Результаты глубоководного бурения и геофизических исследований показывают, что на некоторых участках внутриокеанических рифтовых хребтов процесс спрединга начался еще в позднеюрскую эпоху (около 160-140 млн лет тому назад), но по большей части в раннемеловую (между 140-100 млн лет тому назад) или позднемеловую эпоху (100-65 млн лет тому назад) и продолжался в течение всего кайнозоя. В отличие от континентального рифтогенеза, проявлявшегося отдельными прерывистыми импульсами, спрединг происходил почти непрерывно, но во времени скорость его неоднократно изменялась. Относительно наиболее высокой средняя скорость спрединга была в позднемеловую эпоху, а в кайнозое она в целом, хотя и с колебаниями постепенно снижалась, но в последние 10 млн лет вновь заметно возросла. Со временем положение осей активно развивающихся зон спрединга также несколько изменялось, некоторые из них отмирали (например, зоны спрединга Лабрадорского и Тасманова морей), другие, напротив, постепенно удлинялись, как бы прорастали по простиранию, третьи скачкообразно смещались в сторону параллельно своему первоначальному положению, четвертые изменяли свою ориентировку. Особенно резкие перестройки тектонического плана активных зон спрединга наблюдались в Индоокеанской области.
    Процесс спрединга может начинаться в регионах, первоначально обладавших как континентальной, так и океанской корой. Так, во второй половине мезозоя существовавший тогда единый гигантский суперконтинент Пангея раскололся на несколько крупных обломков - нынешних континентов, между которыми в результате длительного спрединга образовались впадины современных Индийского, Атлантического и Северного Ледовитого океанов. При этом спредингу непосредственно предшествовало и частично сопутствовало его начальной стадии широкое развитие континентальных р.з. и р.с. (главным образом юрских и раннемеловых), фрагменты которых сохранились в пределах северо-западной окраины Европы, Африки, Южной Америки, Индостана, Австралии и Антарктиды. В этих регионах в ходе своего развития некоторые внутриконтинентальные р.з. превратились в межконтинентальные эмбриональные спрединговые зоны, а последние в дальнейшем - в спрединговые пояса океанов.
    Однако в пределах Тихого океана, ложе которого, по мнению большинства исследователей, как огромный регион с корой океанского типа существует по крайней мере с палеозоя, то есть более 0,5 млрд. лет, а может быть, и 1 млрд. лет (?), а современные спрединговые пояса в котором стали формироваться лишь во второй половине или в конце мезозоя, то есть не раньше 170-150 млн лет тому назад, процессу рифтогенеза, переросшему в крупномасштабный спрединг, по-видимому, подверглась более древняя кора океанского типа. Спрединговые пояса, несомненно, имеют очень глубокие корни, уходящие в глубь всей верхней мантии (до глубин 600-700 км), а частично и в нижнюю мантию, а их развитие, вероятно, контролировалось процессами, происходящими в верхнем, жидком ядре и на границе ядра и мантии Земли (2900 км). Результаты новейших сейсмотомографических исследований, позволяющих просвечивать недра Земли вплоть до поверхности ядра, показали, что под всеми спрединговыми поясами верхняя мантия, а под некоторыми из них также нижняя мантия или ее верхняя часть характеризуются аномально пониженными (для соответствующих глубин) скоростями прохождения сейсмических волн, указывающими на пониженную плотность и повышенные температуры, что позволяет предполагать под этими поясами восходящие потоки тепла и глубинного материала.

Назад| Следующая страница