В рамках современной геодинамики принято считать, что поверхность Земли разделена на ряд плит. Их соотношения определяются тремя основными типами границ - дивергентными, конвергентными и трансформными. Дивергентная граница (от англ. divergent boundary) расположена между двумя расходящимися литосферными плитами. В океане они выражены срединно-океаническими хребтами, которые, в зависимости от скорости спрединга, имеют различную морфологию. Об этом будет сказано ниже. Конвергентная граница (от англ. convergent boundary) расположена между двумя сходящимися литосферными плитами. В активных окраинах западно-тихоокеанского типа она выражена системой глубоководный желоб - островная дуга - окраинное море (Курило-Камчаткий желоб - Большая и Малая Курильские дуги - Охотское море). На востоке Тихого океана граница представлена активной окраиной андийского типа. В ее состав входят глубоководный желоб и окраинный вулканический пояс (например, зона перехода от континента к океану на западе Южной Америки). Особым случаем является район сближения Африканской плиты, а также Индостана и северной Евразии, который нами не рассматривается. Трансформная граница (от англ. transform boundary) расположена между двумя литосферными плитами, которые перемещаются относительно друг друга. В океане они выражены, например, в срединно-океанических хребтах с невысокой скоростью спрединга в активных частях трансформных разломов.
Срединно-океанические хребты (часто встречается аббревиатура СОХ) имеют протяженность порядка 60 000 км. Их ширина может изменяться от 1000 до 4000 км. Превышение над близлежащими котловинами достигает 1500-3000 м. Они занимают около 17% площади Мирового океана. Срединно-океанические хребты протягиваются практически непрерывной цепью от шельфа моря Лаптевых (хребет Гаккеля) в Северном Ледовитом океане на юг по осевой части Атлантического океана (Срединно-Атлантический хребет (САХ)), заворачивая в районе острова Буве (Африкано-Антарктический хребет) на восток-северо-восток в Индийский океан. Примерно в его центре хребет разделяется на две ветви. Первая протягивается на север, постепенно отклоняясь в сторону Аравийского полуострова. Ее продолжением считаются структуры Аденского залива и Красного моря. Вторая уходит в сторону Тихого океана и уже в его пределах выражена так называемым Восточно-Тихоокеанским поднятием (часто встречается аббревиатура ВТП). Оно трассируется до Калифорнийского залива (запад Северной Америки). От основной цепи есть несколько ответвлений - Американо-Антарктический, Чилийский и Галапагосский хребты. К Мировой рифтовой системе относят также хребет Хуан-де-Фука, расположенный в северо-восточной части Тихого океана около побережья Западной Канады. Принято, что он соединяется с ВТП по трансформному разлому Сан-Андреас. Осевая часть срединно-океанических хребтов характеризуется повышенной сейсмичностью и тепловым потоком, а также активным магматизмом основного состава. В ней происходит образование (аккреция) новой океанической коры.
Срединно-океанические хребты являются объектом пристального внимания геологического сообщества: создано большое количество международных (InterRidge) и национальных программ в США (NeMo), в Великобритании (Bridge), Франции и некоторых других странах.
Основные особенности строения срединно-океанических хребтов определяются скоростями растяжения. Выделяют несколько геодинамических обстановок в зависимости от скорости (см/год): медленная (1 - 4 (5)) (в последние годы стали выделять и ультрамедленную (< 1), средняя (5 - 8 (9)), быстрая (8 (9) - 12) и ультрабыстрая (12 - 16).
Медленноспрединговый хребет (от англ. slow spreading ridge) - срединно-океаническиий хребет, который формируется при невысоких скоростях спрединга (1-5 см/год). Он представляет собой протяженные поднятия океанического дна, с расчлененным рельефом, которые имеют вдоль осевой части хорошо выраженную рифтовую долину (рис. 5.1) симметричного или асимметричного профиля. Она может иметь ширину от 10 до 50 км и превышения рельефа от 500 до 2000 и более м. В пределах такого типа хребтов происходят резкие изменения рельефа как вдоль его простирания, так и поперек. По данным Дубинина Е.П. и Ушакова С.А. они отличаются редкими (5 - 10 тыс. лет) извержениями. Наличие магматических камер сейсмическими методами надежно не устанавливается. Характерными примерами считаются Срединно-Атлантический и Американо-Антарктический хребты. В последнее время выделены хребты с ульрамедленной (менее 1 см/год) скоростью спрединга. Они установлены в Северном Ледовитом океане (хребет Гаккеля) и на границе Атлантического и Индийского океанов (Африкано-Антарктический хребет, огибающий Африку с юга). Этот тип хребтов изучен на данный момент очень поверхностно, но известно, что они сочетают в себе магматические и амагматические отрезки и имеют необычное строения трансформных разломов и ряд других особенностей.
Рифтовая долина представляет собой грабен симметричного или асимметричного профиля (рис. 5.2), расположенный в осевой части медленноспрединговых хребтов. Его плечи представляют в рельефе гряды, субпараллельные оси хребта - так называемые, рифтовые горы. Рифтовая долина может иметь протяженность от первых десятков до многих сотен миль при ширине до нескольких десятков миль. В плане она представляет собой линейный объект, который может искривляться или образовывать эшелоны депрессий (рис. 5.3). Амплитуды рельефа могут достигать 3000 м. Рифтовая долина имеет незначительные по площади участки относительно ровного дна, над которыми возвышаются линейные вулканические хребты, экструзии или цепи вулканов центрального или трещинного типа, в пределах которых формируются новые порции океанической коры (неовулканическая зона). Строение дна может также осложняться вытянутыми или изометричными депрессиями. Они могут располагаться в плане как субпараллельно оси рифта, кулисообразно и под углами. Продольные и поперечные уступы и гьяры (открытые трещины) также усложняют строение рифтовой долины. Осадочный чехол практически отсутствует. Склоны долины имеют, как правило, ступенчатый характер, что связано с формированием сбросов. В основании склонов или отдельных ступеней формируются осыпные образования. Коренные породы, которые слагают борта рифта, представлены в разных пропорциях базальтами, габбро или гипербазитами. Последние, как правило, серпентинизированы. С осевой частью рифтовой долины связана интенсивная положительная магнитная аномалия, повышенные тепловой поток и сейсмичность. Рифтовые долины смещаются трансформными разломами на расстояние от первых до нескольких сотен км.
Для рифтовых долин характерны неовулканические хребты (от англ. neovolcanic ridge), (например, рифтовая долина между разломом Кейн и 23°25' с.ш.). Они представляют собой на дне узкие (до 5 км) и протяженные (десятки км) положительные формы рельефа. Их высота может достигать 600 м (рис. 5.4). Они формируются в результате трещинных излияний базальтов и их вершина слагается, как правило, свежими стекловатыми базальтами, а основание - измененными. На ней могут располагаться отдельные вулканические конусы, высотой до 100 м, которые отстоят друг от друга на 1-2 км. С отдельныим пиками могут быть связаны активные гидротермальные поля (например, Снейк Пит в северной части Атлантики). Здесь же могут присутствовать и осадочные породы, мощность которых достигает нескольких см. Более древние базальты неовулканического хребта разбиты роями трещин, простирание которых совпадает с простиранием Срединно-Атлантического хребта.
 |
 |
 |
| рис.5.2. Современная и древняя рифтовые долины на востоке активной части разлома Романш (Атлантический океан, экватор), по: (Bonatti et al., 1991) |
рис.5.3. Эшелоны депрессий (линии - оси) в рифтовой зоне южнее разлома Зеленого Мыса (15о20' с.ш., Атлантический океан). Координаты - десятичные (градус и доля градуса). Материалы съемки многолучевым эхолотом в 15-ом рейсе на НИС <Академик Николай Страхов>. Карта построена Г.В. Агаповой. |
рис.5.4. Положение неовулканического хребта на 25°25' с.ш. в Атлантическом океане, по (Zonenschain et al., 1989) |
Хребты со средней скоростью растяжения (5 - 8 см/год) имеют многие черты сходства с медленноспрединговыми, однако отличаются меньшей контрастностью рельефа. Рифтовая долина имеет превышение в 50 - 200 м. Неовулканическая зона имеет значительную протяженность Извержения происходят через каждые 300 - 600 лет. Характерными примерами могут быть Галапагосский спрединговый центр и наиболее северная часть Восточно-Тихоокеанского поднятия.
Восточно-Тихоокеанское поднятие представляет собой пример быстроспредингового хребта (от англ. fast spreading ridge). Он представляет собой широкое (от 2000 до 4000 км) и пологое протяженное поднятие океанического дна, со сглаженным рельефом, которое имеет вдоль осевой части горстоподобное поднятие, иногда ограниченное по флангам депрессиями (рис. 5.5). На последнем практически нет осевого грабена, а если он и есть, то имеет врез от 5 - 10 до 30 - 40 м, при ширине в 40 - 300 м.
Хребты этого типа, по данным Дубинина Е.П. и Ушакова С.А., отличаются частыми (каждые 50 - 500 лет) извержениями. Под их осевыми частями сейсмическими методами устанавливается наличие магматических камер. Для быстроспрединговых хребтов характерно формирование вулканических куполов (диаметр 200 м, высота 20 м), лавовых озер, а также наличием продвигающихся навстречу друг другу центров спрединга. (от англ. overlapping spreading centers). Более точный смысловой перевод этого термина - области формирования новых порций океанической коры, которые продвигаются субпараллельно навстречу друг другу (рис. 5.6).
Срединно-океанические хребты сегментированы: вдоль его простирания отмечается изменение рельефа и составов как мантийных, так и коровых пород. Здесь же могут достаточно резко меняться и геофизические поля. Границы сегментов приурочены, как правило, к трансформным разломам.
В Мировом океане есть ряд районов, в которых происходит соединение трех срединно-океанических хребтов - это, так называемые, точки тройного сочленения (от англ. triple junction) Это области на поверхности Земли, где соединяются границы трех различных плит. Они стабильны с кинематической точки зрения, если ориентация каждой границы неизменна относительно других. Синонимами термина могут считаться <точка тройного сочленения>, <тройное сочленение>, <тройная точка>. Примерами тройных точек могут быть точка тройного сочленения Буве (Атлантический океан), изученная в ходе итальяно-российских экспедиций на НИС <Академик Николай Страхов> и <Геленджик> (рис. 5.7) и Родригес (Индийский океан), детально исследованная японскими геологами.
Контрольные вопросы:
1. Основные типы границ плит
2. Дивергентные границы - определение, примеры, показ на карте
3. Конвергентные границы - определение, примеры, показ на карте
4. Трансформные границы - определение, примеры, показ на карте
5. Срединно-океанические хребты - определение, показ на карте
6. Типы срединно-океанических хребтов. Сравнительная характеристика
7. Медленноспрединговые хребты - определение, показ на карте
8. Рифтовые долины - строение, состав пород, тектоническое положение
9. Неовулканические хребты
10. Хребты со средней скоростью растяжения - определение, показ на карте
11. Быстроспрединговые хребты - определение, показ на карте
12. Точки тройного сочленения - определение, показ на карте
|
