ВЗГЛЯДЫ ИЗ РЕАЛЬНОГО МИРА

О 1 2 3 Ч млн лет

Рис. 5.6. Симметричная система линейных магнитных аномалий (в гаммах) на

пересечении через Восточно-Тихоокеанское поднятие (51° ю. ш.).
Верхний профиль — по данным аэромагнитной съемки, нижний — рассчитан по
магнитохронологической шкале (дана справа), исходя из гипотезы Ьайна—
Мэтыоза о записи геомагнитных инверсий в процессе двустороннего спрединга
(см. блок-диаграмму внизу). По Ф. Вайну (1966) и А. Коксу (1969), с измене-
ниями. / — прямая полярность, 2 — обратная полярность

Сегментация зон спрединга, трансфертные разломы.Сегмента-
ция рифтовых зон океана многочисленными поперечными разло-
мами — их характерная особенность; механические свойства океан-
ской литосферы, по-видимому, благоприятствуют хрупкой дефор-
мации. Поперечные нарушения между сегментами принадлежат
категории трансформных разломов (Дж. Т. Вилсон, 1965) — осо-
бого кинематического типа разрывов со сдвиговым смещением, ко-
торые переносят, трансформируют горизонтальное движение лито-
сферы от одной активной границы (дивергентной или конвергент-
ной) к другой (см. рис. 3.4). Трансформные разломы рифтовых
зон соответствуют типу «хребет — хребет», т. е. снимают горизон-

тальные напряжения между дву-
мя отрезками рифтовой зоны.
На некоторых отрезках Средин-
нс-Атлантического хребта они
следуют через каждые 100—
50 км и даже чаще.

Причины накопления напря-
жений между сегментами сре-
динно-океанского хребта связа-
ны с неравномерностью спре-
динга. Вдоль хребта меняется
его скорость, симметричный
спрединг может соседствовать с
асимметричным (рис. 5.7, в).
Считают вероятным и изначаль-
но кулисообразное размещение
осей спрединга, тогда образова-
ние разрыва связывает их (см.
рис. 5.7, а, б). В целом, как от-
мечалось выше, развитие рифто-
генеза на разделенных транс-
формными разломами сегментах
протекает в значительной степе-
ни обособленно. Соседние сег-
менты могут одновременно нахо-
диться в разных фазах этого
процесса, и магматический спре-
динг может соседствовать со
сбросовыми деформациями рас-
тяжения.

Во всех случаях трансформные разломы вторичны по отноше-
нию к рифтогенному раздвигу и это определяет свойственное им
направление горизонтальных перемещений. В частности, структу-
ры, изображенные на рис. 5.7, могут создать ложное впечатление
о левосторонних сдвигах, в то время как реальное смещение на
активном отрезке между рифтовыми долинами правостороннее.
Такое «обратное» направление движений было предсказано мо-
делью Дж. Т. Вилсона, а затем подтверждено решениями фокаль-
ного механизма сейсмических очагов (см. рис. 10.7) и структур-
ными наблюдениями при глубоководном картировании. По обе
стороны от рифтовой зоны трансформный разлом обычно утрачи-
вает активность — сразу или постепенно в зависимости от кине-
матического баланса.

Если в ходе спрединга происходит незначительная переориен-
тировка движения расходящихся литосферных плит, т. е. угол
между направлением их раздвига и простиранием рифтов откло-
няется от прямого, то появляется компонента движения, перпенди-
кулярная трансформному разлому. В зависимости от геометричес-
ких соотношений это порождает в зоне разлома или сжатие или

Рис. 5.7. Развитие трансформного
разлома между двумя сегментами
зоны спрединга (тип «хребет —

хребет»):

а — оси спрединга изначально
лежат не на одной линии, ско-
рости равны; б — то же, скорости
различны; в — асимметричный
спрединг на одном изсегментов
как причина смещения его оси и
образования трансформного раз-
лома. Пунктиром выделены неак-
тивные фланги трансформних
разломов. По Г. Роналли (1974),
с дополнениями

растяжение («транспрессию» или «транстенсию»; см. гл. 10). В
первом случае нарушается свободное скольжение, наблюдаются
деформации сжатия и поднятие, выраженое в подводном рельефе.
Во втором случае происходит раздвиг, образование расщелин с
крутыми обрывистыми склонами, с поднятыми из глубины текто-
ническими клиньями серпентинизированных перидотитов мантии и
с повышенным тепловым потоком. Ярким примером служит рас-
щелина вдоль разлома Ромапш в Экваториальной Атлантике, где
южный склон высотой около 4500 м поэти весь сложен перидоти-
тами. При устойчивой переориентировке движения литосферных
плит меняется направление, в котором по мере спрединга нара-
щиваются трансформные разломы, н на их линиях появляется из-
лом (рис. 5.8) .

_rJ?JP2^££E!lSg-P^a3P^a£xa£££-J! ^пеР^ескоки °сей спрединга. При -за-
ложенин новых осей спрединга и в ходе дальнейшего развитйтг-
тзоз можно -итптроТГбльноё" разрастание. На рис. 5.9 приведены дан-
ные по одному из отрезков Восточно-Тихоокеанского поднятия с
высокими скоростями спрединга, где при изначально кулисообраз-
ном размещении осей, но малом латеральном расстоянии между
ними вместо поперечного трапсформного скола продолжалось
продольное разрастание. Сначала произошло сдваивание, а за-
тем и соединение осей спрединга.

^Иногда продольное разрастание (англ, propagation) оси^спре-
динга^дГГже преодолевает трансформный разлом, проникая в пде-
_делы следующего сегмента. Происходит пегзехват активности, и
на _этом сегменте соответствующая часть оси спрединга отмира-

ет.

Известнымногочисленные
jumpirrg) c

свидетельства перескоков (англ.

.она резко смещается в латераль-

ном направлении, j^oxpajHLgjLjirjjij^^ Мы уже писа-
.лй""вышё: о перескоках трещинных излияний базальтов Исландии
в условиях аномально мощной океанской коры. По подводным
наблюдениям в Срединно-Атлантическом хребте известно, что и
нормальный спрединг при низких скоростях сопровождается ла-
теральным блужданием трещинных излияний, хотя и в гораздо
более узкой полосе. Подтверждение этомх^дает и изучение фраг-
ментов древней океанскои~"корьГ (офиблитов) в складчатых

гях. В них при яетяльном изучении комплексо1^пар_алл(;льных да^
ек [в~частносттт, в идлешийскнх офиолитах Шулдак на Южном
Урале, Бей-оф-Айлендс на Ньюфаундленде) расшифровываются
сле,ды многократных латеральных перескоков магматической осТГ

ТТерескоки^на большие расстояния означают_отшщянн^р одной
зоны океанского спрсдинга и заложение новой.

служить эпизод в раскрытии Северной Атлантики, "когда в конце
позднего мела ось спрединга сместилась из трога Роколл на не-
сколько сотен километров западнее, где с этого времени развива-
ется рифтовая зона Рейкьянес (см. рис. 10.3).

Состав магматических пород в зонах спрединга. Тектономагма-
^! тические процессы зон спрединга формируют океанскую кору: из

.г » '
локаи), 3 - линейные магнитные аномалии и их номера

Рис. 5.9. Сдваивание и последующее соединение кулисооб-
разно расположенных осей спрединга при их продольном
разрастании (propagation) в случае высоких скоростей
спрединга и малого (<15 км) расстояния между его осями,

когда не образуется трансформный разрыв (/—IV).
Слева — развитие процесса по данным моделирования,
справа — соотношения, установленные на Восточно-Тихо-
океанском поднятии при скорости спрединга 11 см/год,
изобаты в метрах. По К. Макдональду и П. Фоксу (1983),
упрощено

вещества, отделяющегося от мантии. О масштабах явления можно
судить по тому, что ежегодно создается около 3—3,5 км² и океан-
ская кора, образовавшаяся за последние 170 млн лет, не только
распространилась на всю площадь дна Мирового океана, но еще
такая же или даже большая ее часть была поглощена за это вре-
мя в зонах субдукции (см. гл. 6). В этих зонах породы океанской
коры вместе с некоторым количеством осадочного материала кон-
тинентального и иного происхождения возвращаются глубоко в
мантию. Таким образом, конструктивные процессы спредиига —
всего лишь звено в мантийно-коровом круговороте вещества (англ,
recycling).

.82

Изучение магматических пород в современных срединных хреб-
тах, выявление вариаций их состава в зависимости от рельефа И
строения зон спрединга, от кинематики и от стадии развития важ-
но не только для понимания этой формы рифтогенеза, но и для
палеотектоники. Оно служит основой исследования и интерпрета-
ции фрагментов древней океанской коры (офиолитов) с позиций
актуализма. В этом отношении информативны не только базаль-
тоиды и габброиды, но и выступающие в срединных хребтах пе-
ридотиты — тугоплавкий остаток мантийного вещества.

Базальтовая магма, разные формы кристаллизации которой
дают породы II и III слоев океанской коры, обнаруживает общие
особенности состава во всех зонах спрединга, что послужило ос-
нованием для выделения особого геохимического типа базальтои-
дов, обозначаемых обычно как породы типа MORB (англ. Mid'
oceanic ridge basalts) или СОХ (срединно-океанских хребтов)-

Рис. 5.10. Дискриминационные диаграммы, основанные на различии состава

современных вулканитов разных геодинамических обстановок.
/ — по Дж. Пирсу и Дж. Канну (1973); // — по Д. Буду и др. (1979). MORB—
базальты срединно-океанских хребтов (N — нормальный тип; Р — над мантий-
ными «плюмами»); IAT — островодужные толеиты; CAB — известково-щелочные
базальты; WPB — внутрнплитные базальты; DPMB — базальты деструктивных
границ, (островных дут и активных континентальных окраин)

Были выявлены их отличия от базальтоидов других геодинамичес-
ких обстановок (рис. 5.10). С тех пор как в начале 60-х годов
Д. Энгель и С. Энгель определили этот тип толеитовых базальтов,
глубоководное бурение, драгирование и картирование дали огром-
ный фактический материал и стало ясно их большое разнообра-
пк

Для океанских толеитов нормального типа (N-MORB) харак-
и-рпо низкое содержание подвижных, так называемых иекогерент-
мы.х элементов, в том числе калия, поэтому их считают продуктом

Quot; 83

Нормальным океанским толеитам противопоставляются ба- зальты геохимически обогащенного типа E-MORB (англ, enriched), обозначаемого также P-MORB… Особенно важны данные о содержании в базальтах таких эле- ментов, как торий,… В случае дифференциации первичной базальтовой магмы в зо- нах спрединга обычно проявляется так называемый «толеитовый»…

Активный и пассивный рифтогенез

Противоположная концепция.массивного рифтогенеза прнннма- •<м и качестве первопричины боковое воздействие внешних сил па .'in… генез начнется, если обусловленные, внешними силами горизон- тальные растягивающие напряжения будут достаточно высоки,…

СУБДУКЦИЯ, ОБДУКЦИЯ И КОЛЛИЗИЯ

Взаимодействие литосферных плит при встречном движении (т. е. на конвергентных границах) порождает сложные и много- образные тектонические процессы,… с7])еры или океанская_ (Гокеа'нской.' ГТри их _

Ч vo

погружаемых аппаратов. Несколько лет назад у берегов Барба-
доса (островная дуга Малых Антил), а затем и на оклоне жело-
<Ъ Нанкай при бурении с корабля «Джойдес Резолюпш» удалось
пересечь сместитёль зоны субдукции, 'находящийся в точке буре-
ния на глубине нескольких сотен метров под поверхностью дна.

Современная субдукция выражается в подводном и наземном
рельефе, тектонических движениях и структурах, вулканизме и
условиях седиментации. Глубинное строение зон субдукции, ее
сейсмические и геотермические проявления изучаются методами
геофизики. Для расчетов кинематики субдукционного взаимодей-
ствия литосферных плит используются параметры их движения,
определяемые относительно осей спрединга и в координатах го-
рячих точек, а также решения фокального механизма непосред-
ственно в верхней части зон Беньофа. В последние годы все боль-
шее значение приобретают прямые измерения относительного дви-
жения литосферных плит методами лазерных отражателей и ра-
диоинтерферометрии.

Выражение зон субдукции в рельефе

При протяженности до нескольких тысяч километров ширина желобов обычно не превышает 50—100 км. Как правило, они ду- гообразно изогнуты выпуклостью… Профиль глубоководных желобов всегда асимметричен: суб- луцирующее крыло… кции и других условий. На многих пересечениях океанский