ОтветыГос (1) / 39

№39 Зоны спрединга и их роль в формировании рельефа

Пространство между расходящимися краями дивергентных плит , которым в океанах соответствуют срединно-океанские хребты (СОХ) с рифтовыми зонами на гребнях, заполняется снизу мантийным веществом астеносферы. Его наиболее легкоплавкая составляющая -базальтовая магма-изливается на пов океанского дна и формир океанскую кору, обуславливая спрединг (растекание) ок дна в стороны от дивергентн границы. Более тугоплавк перидотитовая составляющая кристаллизуется на глубине и наращивание литосферы снизу.

СОХ достигают в ширину несколько тысяч км и возвышаются над дном океанских котловин примерно на одинаковую высоту 2-3 км. Переходя из океана в океан, СОХ опоясывают весь земной шар: их общая протяженность составляет около 70 000 км.

Закон геодинамики - погружение океанского дна по мере удаления от оси СОХ и соответственно по мере увеличения возраста литосферы.

Чем быстрее скорость раскрытия СОХ, тем на большем расстоянии от его оси окажется литосфера с возрастом t и перепадом глубин м. Следовательно, чем меньше скорость спрединга СОХ, тем . круче их склоны.

При разной ширине СОХ их относительные превышения над океанскими котловинами примерно одинаковы, но глубина гребней СОХ изменчива не только в разных океанах, но и в пределах одних и тех же хребтов.

В генеральном плане положение гребней сох определяется тем глубинным уровнем, до которого осуществляется гидростатический подъем вязкого астеносферного вещества в зияющей рифтовой трещине, выжатого давлением смежных литосферных плит. Этот уровень называетсн зеркалом астеносферы или поверхностью свободной мантии. Он зависит от многих параметров, в том числе от вязкостн астеносферы и от конфигурации мантийных конвектцвных течений. Именно поэтому зеркало астеносферы не является гладкой поверхностью: на нем существуют выпуклости и вогнутости разных масштабов.

Кроме того, существуют коренные отличия в топографии рифтовых зон сох, зависящие главным образом от скорости спрединга океанскою дна.

Для быстро-спредииговых хребтов, разрастающихсн со скоростями выше бсм/год (Восточно-Тихоокеанское поднятие и хребты Южного океана), характерна "идеальная" топография, при которой склоны сох, осложненные сбросами, симметрично заглубляются в обе стороны от оси раскрытия. Сама ось раскрытия представляет собой слабо выраженный в рельефе центральный грабен, находящийся на гребне сох. Медленно-спрединговые сох, разрастающиеся со скоростями менее 6 см/год (Срединно-Атлантический хребет и хребты Индийского океана), имеют 'нормальную" топографию. Ее характерной чертой является рифтовая долина шириной до 20-30 км. Долину ограничивают рифтовые горы с Н до 2-2,5 км, а склоны ее осложнены сбросами.

Обе рифтовых зоны несмотря на коренные отличия топографии, имеют одну общую особенность. В них обеих ось раскрытия, отвечающая в одном случае дну центрального грабена нагребне СОХ, а в другом -вершине центрального поднятия на дне рифтовой· долины, занимает одно и то же батиметрическое положение - около 2500~2700 м ниже уровня Океана. Эта глубина соответствует среднему уровню зеркала астеносферы. Данный факт говорит о том, что топография рифтовых зон СОХ прямо не зависит от положения зеркала астеносферы, а определяется лишь скоростью спрединга океанского дна.

В обшем виде формирование океанской коры описывается схемой декомпрессионного плавления поднимающегося мантийного (астеносферного) вешества. Декомпрессия - это пронесс снятия давления. Вблизи оси СОХ смежные плиты расходятся в стороны. Мантийные породы под действием гидростатических сил стремятся подняться до уровня зеркала астеносферы и заполнить образующуюся между плитами зияющую трещину. Самый легкоплавкий компонент мантийного вещества базальт. Именно он первым выплавляется при декомпрессии И из него образуется верхняя часть океанской коры. Часть базальтового расплава изливается на дно океана и кристаллизуется. Так образуются подушечные лавы. Другая часть расплава застывает на глубине и образует интрузивные породы - долериты, габбро, слагающее верхнюю часть слоя , это, по сути дела, тот же базальт, но еще более грубозернистый: крупные зерна образуются из-за медленной скорости охлаждения и кристаллизации мантийного расплава на больщих глубинах.

Различаются в деталях и механизмы формирования океанской коры в рифтовых зонах быстро- и медленно-спрединroвых СОХ.

Осевые зоны быстро-спрединговых хребтов формируются в результате стационарного динамического подпора восходящего мантийного потока. Он образует под хре6том стационарную магматическую камеру и интенсивность процесса образования океанской коры прямо зависит от скорости поступления в эту камеру базальтовой выплавки астеносферы.

На медленно-спрeдинговых хребтах кора формируется лишь за счет того, что смежные рифты расходятся в стороны под влиянием внешнего воздействия. В образующееся свободное пространство поднимается вешество астеносферы, но его поступает ровно столько, сколько нужно для тoгo, чтобы заполнить зияние между плитами.

В таких условиях интенсивность процесса образования океанской коры зависит только от скорости раздвижения плит.

Процесс образования коры на медленно-спрединговых СОХ прерывист и носит циклический характер. По мере того, как расплав наполняет небольшие магматические камеры под осью рифтовой долнны, дно последней поднимается до уровня зеркала астеносферы и происходят пульсационные излияния магмы с периодом порядка 10 тыс. лет. Эта часть циклa называется магматической фазой. Затем, когда расплав в камерах исчерпан, а растяжение коры продолжается, происходит погружение дна рифтовой долины, иногда до глубин 5 км, т.е. гораздо ниже уровня зеркала астеносферы. Эта часть цикла называется тектонической фазой. Продолжительность тектоннческой и магматической фаз (т.е. одного полного циклa спрединга) составляет около 100 тыс. лет.

Зоны спрединга приурочены к срединно-океаническим хребтами. Спрединг (англ. spreading- растекание) – процесс генерации океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Он состоит в том, что под действием растяжения кора раскалывается и расходится в стороны, а образующаяся трещина заполняется базальтовым расплавом. Таким образом, дно расширяется, а его возраст закономерно удревняется симметрично в обе стороны от оси срединно-океанических хребтов.. Термин спрединг морского дна предложил Р. Дитц. А сам процесс рассматривается как океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания. Он может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза. Раздвиг же в океанских рифтах обусловлен мантийной конвекцией – восходящими её потоками или мантийными плюмами.

Рифтовые зоны: СА- Срединно-Атлантическая; Ам-А – Американо-Антарктическая; Аф-А - Африкано-Антарктическая; ЮЗИ – Юго-Западная Индоокеанская; А-И – Аравийско-Индийская; ВА – Восточно-Африканская; Кр – Красноморская; ЮВИ – Юго-Восточнач Индоокеанская; Ав-А – Австрало-Антарктическая; ЮТ – Южно-Тихоокеанская; ВТ – Восточно-Тихоокеанская; ЗЧ – Западно-Чилийская; Г – Галапагосская; Кл – Калифорнийская; БХ – Рио-Гранде – Бассейнов и Хребтов; ХФ – Горда – Хуан-де-Фука; НГ – Нансена-Гаккеля; М – Момская; Б – Байкальская; Р – Рейнская.

Спрединг (от английского spread — растягивать, расширять) — процесс образования новой окенической литосферы в срединно-океанических хребтах и раздвижения окенических плит.

В пределах осевых зон срединно-океанских хребтов литосферные плиты расходятся в стороны и между ними образуется рифтовая трещина [1]. Астеносферное вещество под срединным хребтом, хотя и твердое [1], но находящееся в состоянии частичного плавления и потому минимально вязкое, освободившись от нагрузки литосферы, стремится подняться под действием гидростатических сил и “залечить” снизу образовавшуюся между плитами трещину.

Расхождение плит на дивергентных границах идет с разной скоростью, [4] что оказывает влияние на интенсивность формирования океанской коры и отражается на морфологии рифтовых зон срединных хребтов и их глубинном строении. Для быстроспрединговых хребтов со скоростью разрастания более 6 см/год [1] (к ним относятся срединный хребет Тихого океана – Восточно-Тихоокеанское поднятие, а также хребты Южного океана) свойственна “идеальная топография”, 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 скоростью менее 6 см/год [1] (к ним относятся Срединно-Атлантический хребет и его продолжение в Северном Ледовитом океане – хребет Нансена-Гаккеля, а также хребты Индийского океана), имеют “нормальную топографию”. 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 медленно спредингового срединно-океанского хребта. Дно может быть очень узким (первые сотни метров), и тогда рифтовая долина имеет V-образную форму [1]. 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. Этот хребтик называется центральным поднятием, или неовулканической (экструзивной) зоной. Именно вершина центрального поднятия соответствует положению современной “мгновенной” [1] оси раскрытия срединно-океанского хребта.

Рифтовые зоны быстро- и медленноспрединговых хребтов, 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 батиметриическое положение – около 2500 – 3000 м ниже уровня океана. [1] Такая глубина 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 отвечают срединные хребты с максимальной и минимальной для современной Земли скоростями спрединга – Восточно-Тихоокеанское поднятие (до 18 см/год) [1] и рифтовая зона Аденского залива – Красного моря (менее 1 см/год). [1] Следовательно, морфология рифтовых зон срединно-океанских хребтов не зависит от положения зеркала астеносферы, а определяется лишь скоростью раскрытия хребта. Кроме того, 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. 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% [2]. 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.