парначев
.pdfхребтов максимально упрощалась, а средняя скорость спрединга по всем хребтам соответственно уменьшалась. И наоборот, в эпохи распада суперконтинентов на Земле возникала максимально разветвленная система срединно-океанских хребтов, в результате чего средняя скорость спрединга на Земле возрастала.
Поскольку рассмотренные выше уровень свободной мантии (высота стояния гребней срединно-океанских хребтов) и глубина океанских абиссалей в геологическом прошлом вряд ли существенно изменялись (эти величины определяются физикохимическими параметрами океанской литосферы и астеносферы, а они, по крайней мере в течение фанерозоя, оставались постоянными), то росту средней скорости спрединга в соответствии с формулой (3.2.3) должно было сопутствовать увеличение объемов срединных хребтов за счет уменьшения крутизны их склонов, и наоборот. Увеличиваясь в объеме, срединные хребты “вытесняют” воду из Мирового океана, его уровень поднимается и происходит затопление обширных участков суши с образованием эпиконтинентальных морей. Происходит глобальная трансгрессия, последняя из которых, как видно на рис. 3.2.3, имела место в мелу, 100 – 80 млн лет назад. Этот период, действительно, характеризуется разветвленной системой срединно-океанских хребтов с высокой средней скоростью спрединга.
Напротив, предшествующий меловой трансгрессии период (300 – 180 млн лет) соответствует эпохе последнего в истории Земли суперконтинента Пангеи, которому, очевидно, противостоял суперокеан с максимально упрощенной системой срединных хребтов. Средняя скорость спрединга на Земле в ту эпоху была низкой. Следуя логике наших рассуждений, можно заключить, что именно уменьшением суммарного объема срединных хребтов объясняется глобальная регрессия (понижение уровня Мирового океана) в эпоху существования Пангеи (см. рис. 3.2.3).
Мы живем в эпоху регрессии, начавшейся на Земле в неогене, около 20 млн лет назад. Современный уровень Мирового океана довольно низкий (на рис. 3.2.3 он показан равным 80 м, что включает дополнительный объем воды, “связанной” в ледниках полярных областей), о чем свидетельствует почти полное отсутствие на современной Земле эпиконтинентальных морей. Следовательно, современные значения общей протяженности
171
срединно-океанских хребтов (около 70 000 км) и средней скорости спрединга на Земле (около 5,5 см/год) являются скорее низкими, чем высокими.
В заключение отметим, что хотя формула (3.2.3) выведена для описаниятопографиисрединно-океанских хребтов, в ее основу положен принцип термической изостазии, имеющий фундаментальное значение и описывающий гораздо более широкий спектр геодинамических явлений. Можно считать, что закон вида
∆h ≈ a
t применим для описания амплитуд погружения не только склонов срединно-океанских хребтов, но и любых участков литосферы, океанской или континентальной, в тех случаях, когда причиной (или одной из причин) данного погружения является наращивание снизу мощности литосферы за счет кристаллизации астеносферы. Разумеется, численное значение коэффициента в корневой зависимости при этом может быть иным, чем в формуле (3.2.3), полученной для океанской литосферы.
Скорость восстановления термической изостазии может быть найдена дифференцированием (3.2.3) по времени:
d(∆h) |
= |
1 |
at −12 |
= |
a |
. |
(3.2.5) |
|
dt |
2 |
2 |
||||||
|
|
|
t |
|
Отсюда следует, что скорость погружения литосферы обратно пропорциональна ее возрасту. Для океанов это очевидно: склоны срединно-океанских хребтов имеют максимальную крутизну вблизи дивергентных границ (литосфера с “нулевым” возрастом), а в стороны от них (при “старении” литосферы) склоны хребтов выполаживаются (см. рис. 3.1.1 и 3.2.1). Для континентов формула (3.2.5) теоретически обосновывает тот известный факт, что молодые складчатые пояса и платформенные области испытывают более дифференцированные и быстрые вертикальные движения, чем древние платформы.
3.3.Формирование океанской коры
Вразделе 1.2.3 рассмотрен типичный разрез океанской коры,
состоящей из трех слоев: осадочного (1-го), базальтового (2-го) и габбро-перидотитового (3-го). Ниже рассмотрены процессы формирования консолидированной части океанской коры (ее 2-го и 3-го слоев), идущие в пределах рифтовых зон срединно-
172
океанских хребтов.
Сразу же отметим, что хотя кора и подкоровая часть мантии объединяются по своим реологическим свойствам в единую жесткую оболочку – литосферу, процессы формирования всей океанской литосферы и ее коровой части резко различны уже по месту своего проявления. Литосфера, как было показано в разделе 3.1, образуется за счет глубинной кристаллизации астеносферного вещества, и процесс этот идет в пределах всего Мирового океана, хотя и с разной скоростью: быстрее всего наращивается мощность литосферы вблизи гребней срединных хребтов, медленнее – под абиссальными котловинами океанов. Океанская же кора формируется только непосредственно на дивергентных границах плит, в пределах рифтовых зон срединноокеанских хребтов, за счет подъема к поверхности отделившегося от мантии базальтового расплава.
|
|
В общем виде формирование океанской коры описывается |
|||||||
|
|
|
Расстояние, км |
|
|
Т емперату ра, |
Ñ |
||
|
-1000 -750 -500 -250 |
0 |
250 |
500 750 |
1000 |
1300 |
1500 |
||
|
0 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
20 |
Магматическая |
|
Ñëîé 2 êîðû |
|
|
Начало |
||
êì |
|
|
камера |
|
|
Ñëîé 3 êîðû |
|
|
частичного |
40 |
|
|
|
|
|
|
|
плавления |
|
лубина, |
Литосфера |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Частичное |
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
||||
60 |
|
плавление |
|
|
Температура |
Температура |
|||
à |
|
|
|
|
|
|
|
солидуса |
|
|
80 |
|
|
|
Астеносфера |
|
поднимающихся |
|
|
|
|
|
|
|
мантийных |
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
100 |
|
|
|
|
|
|
пород |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Рис. 3.3.1. Процесс образования океанской коры в результате декомпрессионного плавления мантийного вещества.
схемой декомпрессионного плавления поднимающегося мантийного (астеносферного) вещества (рис. 3.3.1). Декомпрессия – это процесс снятия давления. В пределах осевых зон срединноокеанских хребтов литосферные плиты расходятся в стороны и между ними образуется зияющая рифтовая трещина. Астеносферное вещество под срединным хребтом, хотя и твердое, но находящееся в состоянии частичного плавления и потому минимально вязкое, освободившись от нагрузки литосферы, стремится
173
подняться под действием гидростатических сил и “залечить” снизу образовавшуюся между плитами трещину. При этом температура мантийных пород по мере их подъема остается примерно постоянной, а давление уменьшается. Температура солидуса, при которой начинается плавление мантийных пород, также понижается с уменьшением глубины. Когда температура поднимающихся мантийных пород сравняется с температурой солидуса, начнется их плавление, которое является частичным, поскольку мантийный перидотит (пиролит) состоит из нескольких компонентов с разной температурой плавления.
Самый легкоплавкий компонент мантийного вещества – базальт. Именно он первым выплавляется при декомпрессии, и из него образуется верхняя часть океанской коры, ее 2-й слой. Часть базальтового расплава изливается на дно океана и кристаллизуется практически мгновенно, контактируя с холодной океанской водой. При этом происходит гидратация пиллоу-базальтов океанской водой (так образуется подслой 2А), но их пористость и водонасыщенность быстро снижаются с возрастом (образуется подслой 2В). Другая часть базальтового расплава не достигает поверхности океанского дна и застывает на глубине, образуя интрузивные породы – долериты (подслой 2С).
Таким образом, процесс формирования океанской коры подготавливается и реализуется на нескольких глубинных уровнях. На нижнем уровне (астеносферном) происходит гидростатический подъем мантийного вещества, имеющего относительно низкую степень плавления (до 10%). Отделившийся от астеносферы в результате декомпрессионного плавления базаль-
товый расплав скапливается в магматической камере (резервуаре)
под рифтовой зоной срединно-океанского хребта. Здесь доля расплава существенно выше, чем в астеносфере, и может достигать 30 – 40%. Затем из магматической камеры расплав порциями поступает на поверхность океанского дна по коровым трещинам, возникающим за счет последовательных импульсов растяжения океанской коры.
В глубоких частях коры (ниже 2-го слоя) материал пластичен, и поэтому в нем уже не могут развиваться крупные трещины. Габбро подслоя 3А образуется за счет внедрения расплава в поры и микротрещины, равномерно распределенные по
174
стенкам магматических камер. Этим объясняется различная ширина зон формирования базальтового и габбрового слоев океанской коры. Если первый наращивается в процессе последовательных внедрений в узкие (около 1 км) трещины, то второй формируется в достаточно широкой (20 – 40 км) области под осевой зоной срединно-океанского хребта.
Расхождение плит на дивергентных границах идет с разной скоростью, что оказывает влияние на интенсивность формирования океанской коры и отражается на морфологии рифтовых зон срединных хребтов и их глубинном строении.
|
Восточно-Тихоокеанское поднятие |
||
|
V = 15 ñì/ãîä |
||
|
3,0 |
1 |
|
|
|
||
ê ì |
3,25 |
2 |
|
|
|
||
è í à, |
Срединно-Атлантический хребет |
||
ó á |
|||
2,0 |
V = 2,5 ñì/ãîä |
||
à ë |
|
|
|
|
2,5 |
|
|
|
0 |
5 êì |
|
Рис. 3.3.2. Морфология рифтовых зон срединно-океанских хребтов с быстрой и медленной скоростями спрединга.
1 – область магматической активности;
2 – область тектонической активности.
Для быстроспрединговых хребтов со скоростью разраста-
ния более 6 см/год (к ним относятся срединный хребет Тихого океана – Восточно-Тихоокеанское поднятие, а также хребты Южного океана) свойственна “идеальная топография” (рис. 3.3.2), при которой склоны срединно-океанского хребта, осложненные сбросами, заглубляются примерно симметрично в обе стороны от оси раскрытия. Сам центр спрединга представляет собой слабо выраженный в рельефе центральный грабен глубиной первые десятки метров, находящийся на гребне хребта.
Медленноспрединговые хребты, разрастающиеся со ско-
ростью менее 6 см/год (к ним относятся Срединно-Атлантический
175
хребет и его продолжение в Северном Ледовитом океане – хребет Нансена-Гаккеля, а также хребты Индийского океана), имеют “нормальную топографию” (см. рис. 3.3.2). Характерной чертой оси раскрытия является рифтовая долина шириной до 20 – 30 км. Долину ограничивают рифтовые горы высотой до 2 – 2,5 км, а склоны ее осложнены нормальными или листрическими сбросами. По дну рифтовой долины проходит ось раскрытия медленноспредингового срединно-океанского хребта. Дно может быть очень узким (первые сотни метров), и тогда рифтовая долина имеет
V-образную морфологию. Если же ширина дна рифтовой долины между подножиями рифтовых гор достигает нескольких километров, то в ее пределах, как правило, выделяется небольшой хребтик высотой в сотни метров, придающий долине W-образную форму (как в случае Срединно-Атлантического хребта на рис. 3.3.2). Этот хребтик называется центральным поднятием, или неовулкани-
ческой (экструзивной) зоной. Именно вершина центрального поднятия соответствует положению современной “мгновенной” оси раскрытия срединно-океанского хребта.
Рифтовые зоны быстро- и медленноспрединговых хребтов, показанные на рис. 3.3.2, несмотря на коренные морфологические отличия, имеют несколько общих черт.
Прежде всего в них обеих ось раскрытия, отвечающая в одном случае дну центрального грабена на гребне срединного хребта, а в другом – вершине центрального поднятия на дне рифтовой долины, занимает примерно одинаковое батиметрическое положение – около 2500 – 3000 м ниже уровня океана. Такая глубина, как уже говорилось, соответствует среднему уровню свободной мантии (зеркала астеносферы). При этом срединный хребет в некоторых случаях может находиться значительно выше уровня свободной мантии: например, если дивергентная граница пересекает горячую точку или расположена над восходящей ветвью мантийной конвекции. Но никакого прямого соответствия между скоростью раскрытия срединного хребта и динамикой мантии не наблюдается. Например, двум предполагаемым современным полюсам подъема мантийного вещества (см. раздел 2.5) отвечают срединные хребты с макси-
176
мальной и минимальной для современной Земли скоростями спрединга – Восточно-Тихоокеанское поднятие (до 18 см/год) и рифтовая зона Аденского залива – Красного моря (менее 1 см/год). Следовательно, морфология рифтовых зон срединно-океанских хребтов не зависит от положения зеркала астеносферы, а определяется лишь скоростью раскрытия хребта.
Кроме того, как хорошо видно на рис. 3.3.2, вне зависимости от скорости спрединга тектоническая активность срединного хребта локализуется в узкой зоне шириной около 5 км, а магматическая активность, которая, собственно, и обусловливает спрединг, – в еще более узкой зоне шириной всего 1 –1,5 км. Это значит, что кора в любой точке современного Мирового океана, занимающего 2/3 поверхности нашей планеты, когда-то образовалась именно в таких чрезвычайно узких зонах на гребнях срединных хребтов, а потом была отодвинута от них на тысячи километров в процессе спрединга.
Различная морфология рифтовых зон срединно-океанских хребтов с быстрыми и медленными скоростями спрединга связана с различиями их глубинной структуры и механизма поступления базальтового расплава в верхние горизонты коры (рис. 3.3.3).
Под быстроспрединговыми хребтами сейсмическими методами выявляется область интенсивного затухания и низких скоростей сейсмических волн, а иногда и области полного отсутствия S-волн, указывающие на наличие под корой стационарной магматической камеры, доля расплава в которой достигает 30 – 40%. Камера постоянно подпитывается снизу базальтовым расплавом, отделяющимся от астеносферы. Таким образом, формированию коры на быстроспрединговых хребтах сопутствует динамический напор восходящего астеносферного потока, при котором интенсивность процесса корообразования (спрединга) прямо зависит от скорости поступления базальтовой выплавки из астеносферы в магматическую камеру. Расплав за время нахождения в магматической камере под быстроспрединговым хребтом успевает еще до поступления по трещинам в кору перемешаться и хорошо дифференцироваться.
Под медленноспрединговыми хребтами стационарных хорошо выраженных магматических камер не обнаруживается, а доля расплава здесь не превышает 10%. Кора формируется в основном
177
за счет растяжения, при котором в образующееся между плитами свободное пространство поднимается отделившийся от астеносферы базальтовый расплав, не успевший скопиться и перемешаться в магматической камере. В таких условиях интенсивность процесса образования океанской коры (спрединга) зависит главным образом от скорости раздвижения плит на дивергентной границе.
Вкрест оси хребта |
Вдоль оси хребта |
Медленный спрединг < 6 см/год
Быстрый спрединг > 6 см/год
рифтовая долина экструзивная
çîíà
линзы 
поднимающегося 
расплава
поверхность отделения расплава (астеносфера)
центральный
грабен
стационарная
магматическая 
камера 
поверхность отделения расплава (астеносфера)
Рис. 3.3.3. Различия в глубинной структуре быстро- и медленноспрединговых срединно-океанских хребтов.
Из-за своей многоэтапности процесс формирования океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов носит пульсирующий, циклический характер. Однако на быстроспрединговых хребтах, которые развиваются в условиях повышенного магмабюджета и под которыми расположены стационарные магматические камеры, эти пульсации настолько короткопериодны (102 – 104 лет), что процесс корообразования в геологических масштабах времени представляется непрерывным. “Идеальная топография” быстроспрединговых хребтов отражает тот факт, что их осевые зоны постоянно находятся на уровне зеркала астеносфе-
178
ры (2,5 – 3 км), иногда |
даже |
несколько |
превышая его из-за |
||||
динамического напора восходящего астеносферного потока. |
|||||||
Пульсации же спрединга в рифтовых |
|
|
|
||||
|
|
|
|||||
зонах медленноспрединговых хребтов го- |
|
|
|
||||
раздо более длиннопериодны (104 – 106 лет) |
|
|
|
||||
из-за пониженного магмабюджета и отсутст- |
|
|
|
||||
вия стационарных магматических камер под |
|
|
|
||||
хребтом. В полном цикле медленного спре- |
ôàçà |
|
|
||||
динга выделяются две фазы, отражающие |
|
|
|||||
Тектоническая |
|
|
|||||
ности, причем смена фаз приводит к изме- |
|
|
|||||
различные этапы транспортировки базаль- |
|
|
|
||||
тового расплава от астеносферы к поверх- |
|
|
|
||||
нениям |
в |
морфологии |
рифтовой долины |
|
|
|
|
(рис. 3.3.4). Цикл медленного спрединга |
|
|
|
||||
начинается с тектонической фазы, когда |
|
|
|
||||
происходит растяжение, а образовавшаяся за |
|
|
|
||||
счет него глубокая рифтовая трещина еще не |
|
|
|
||||
успевает |
заполниться |
снизу |
поднимаю- |
ôàçà |
|
|
|
щимся из астеносферы базальтовым распла- |
|
|
|||||
Магматическая |
|
|
|||||
вом. В это время рифтовая долина имеет |
|
|
|||||
|
|
|
|||||
V-образную морфологию, а ее узкое дно на- |
|
|
|
||||
ходится значительно глубже уровня зеркала |
|
|
|
||||
астеносферы (иногда на глубинах 4 – 5 км). |
|
|
|
||||
По мере того, как базальтовый расплав под- |
|
|
|
||||
нимается к поверхности, рифтовая долина |
Тектоническаяфаза (новыйцикл) |
|
|
||||
расширяется, а ее дно поднимается. Нако- |
|
|
|||||
нец, когда дно рифтовой долины достигает |
|
|
|||||
уровня зеркала астеносферы, в его пределах |
|
|
|||||
|
|
|
|||||
(примерно посередине) образуется централь- |
|
|
|
||||
ное поднятие (неовулканическая зона) и |
|
|
|
||||
происходят пульсационные внедрения ба- |
Рис. 3.3.4. Измене- |
||||||
зальтовой магмы в океанскую кору и ее |
ние морфологии |
||||||
излияния на дно рифтовой долины. Этот |
рифтовой долины |
||||||
период называется магматической фазой, во |
при различных фазах |
||||||
время которой рифтовая долина приоб- |
медленного спрединга. |
||||||
ретает W-образную морфологию. Затем, |
Пунктирной линией |
||||||
когда расплав под хребтом исчерпывается, а |
показан уровень |
||||||
растяжение |
в его пределах продолжается, |
свободной мантии |
|||||
|
|
|
|
|
(зеркала астеносферы). |
||
179
рифтовая долина переуглубляется и снова начинается тектоническая фаза. Таким образом, в отличие от быстрых хребтов, рифтовые зоны которых постоянно находятся на уровне зеркала астеносферы, дно рифтовых долин медленных хребтов все время как бы стремится подняться до этого уровня.
Из-за пониженного магмабюджета и длиннопериодных пульсаций спрединга медленные хребты почти всегда сложно сегментированы вдоль своего простирания. Соседние сегменты (отрезки) медленноспрединговых хребтов, имеющие длину всего десятки километров, могут жить “собственной жизнью” автономно друг от друга. Точно так же, как в жизни каждого отдельного сегмента периодически сменяются тектонические и магматические фазы спрединга, в то время как один сегмент хребта характеризуется высоким положением дна рифтовой долины и повышенной вулканической активностью (в нем наблюдается магматическая фаза спрединга), соседние сегменты могут быть переуглублены и амагматичны (тектоническая фаза).
Образовавшиеся магматические породы океанской коры подвергаются затем вторичным изменениям, из которых наибольшее значение имеет просачивание океанской воды через породы по многочисленным трещинам и пустотам, сопровождающееся нагре-вом воды. Этот процесс называется гидротермальной циркуляцией и представляет собой неразрывную составную часть спрединга океанского дна и формирования океанской коры.
Суть гидротермальной циркуляции состоит в том, что вода проникает по системе трещин в глубокие горизонты океанской коры вплоть до верхов мантии, фильтруется через породы, а затем часть воды возвращается на поверхность океанского дна в виде горячих минерализованных источников-гидротерм, а часть остается в коре, вызывая гидратацию ее глубинных слоев. Гидротермальная циркуляция может происходить только в непосредственной близости от рифтовых зон срединно-океанских хребтов, так как ее необходимыми условиями являются, во-первых, существование в океанской коре открытых трещин (гьяров), по которым вода могла бы проникнуть в кору, и, во-вторых, наличие близповерхностных магматических камер с расплавом, которые бы обеспечивали быстрый нагрев фильтрующейся через кору воды. Из рис. 3.3.2 и 3.3.3 хорошо видно, что эти условия совместно
180