Океанические рифты. Спрединг океанической коры.
Впервые идея о движении блоков коры была высказана в теории дрейфа континентов, предложенной Альфредом Вегенером 1920-х годах. Эта теория была первоначально отвергнута. Возрождение идеи о движениях в твёрдой оболочке Земли («мобилизм») произошло в 1960-х годах, когда в результате исследований рельефа и геологии океанического дна были получены данные, свидетельствующие о процессах расширения (спрединга) океанической коры под другие (субдукции). Внутриокеанические рифты (т.н. срединно-океанические хребты) обладают корой океанического типа как в их осевых зонах (зонах современного спрединга), так и на их флангах (Подобные рифтовые хребты могут возникать либо в результате дальнейшего развития межконтинентальных рифтов, либо в пределах более древних океанических областей (например, в Тихом океане). Масштаб горизонтального расширения во внутриокеанических рифтах — наибольший (до первых тысяч км). Для этих рифтов характерно наличие пересекающих их поперечных разрывов (трансформных разломов), как бы смещающих в плане соседние отрезки этих рифтовых зон относительно друг друга. Все современные внутриокеанические, межконтинентальные, а также значительная часть внутриконтинентальных рифтов непосредственно связаны между собой на поверхности Земли и образуют рифтов мировую систему.
Океанический рифтогенез. основу составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, может развиваться как прямое продолжение континентального. Вместе с тем многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанской литосфере в связи с перестройками движения плит и их дроблением.
Океанский рифтогенез чаще всего является прямым продолжением континентального, но может развиваться и на океанской литосфере. Раздвиг литосферных плит происходит в рифтовых зонах СОХ в результате гидравлического расклинивания поднимающейся базальтовой магмой. Этот процесс разрастания океанического дна получил название спрединг.
Основными элементами являются узкая гребневая зона, на большей части своего протяжения осложненная осевой рифтовой долиной, и широкие (до первых тысяч км) фланговые зоны, 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 магматического материала. Ширина осевой зоны 10-40 км, относительная глубина – 1-4 км. Верхние части разреза этой зоны слагают подушечные лавы подводных базальтовых излияний с их вулканическими центрами и магмоподводящими каналами (дайками), образующие вместе 2-й слой океанской коры, нижнюю — магматическая камера, в процессе охлаждения и застывания постепенно превращающаяся в сложно расслоенное интрузивное тело из о. и у.о. пород, которые образуют 3-й слой океанской коры.
Этот слой представлен в основном габброидами с перидотитами и дунитами в нижней части, которые испытывают интенсивную серпентинизацию на небольшом расстоянии от центра спрединга благодаря циркуляции морской воды по трещинам растяжения рифтовой долины. Базальты 2-го слоя и габброиды 3-го слоя относятся к толеитовым, они бедны калием и обогащены СаО.
Новая концепция — СПРЕДИНГ ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА — появилась в начале 1960-х годов. Она позволила объяснить причины раскола Пангеи и дрейфа континентов.
Согласно указанной концепции, в недрах Земли, где породы находятся в виде вязких жидкостей, возникли мощные конвекционные потоки (см. рис. 10.12), представляющие собой движение частиц под действием нагрева и охлаждения. При нагревании жидкость становится менее плотной и поднимается вверх, при охлаждении плотность повышается и жидкость опускается вниз. Именно конвекционные потоки заставляют недра Земли пребывать в постоянном движении.
Поднимающийся из глубин Земли горячий поток не может пробиться сквозь земную кору. Он лишь способствует ее поднятию, таким образом и образовался срединно-океанический хребет (см. рис. 10.13). Горячий расплав разделяется и движется к обеим сторонам хребта, что приводит к разлому твердой коры на вершине хребта и смещению частей в разные стороны. Термин спрединг океанического дна происходит от английского слова spread — «распространяться», так как ложе океана «распространяется» в стороны перпендикулярно хребту. Эту концепцию подтверждает и существование грабена (признака растяжения) вдоль середины океанического хребта. В грабене находятся вулканы, извергающиеся базальтовой лавой. Эта новая базальтовая кора разделяется надвое и движется вниз по склону.
Океаническое дно подвергается спредингу от нескольких хребтов в разных океанах. Территории, где сталкиваются и разрушаются расходящиеся от срединно-океанических хребтов донные платформы двух океанов, называются зонами субдукции (или надвига).
Существует три типа зон субдукции. В первом случае при столкновении двух платформ океанического дна (см. рис. 10.14) одна уходит под другую. В результате возникают вытянутые узкие понижения — океанические желоба. Чем глубже одна из платформ вдавливается внутрь, тем горячее она становится. Когда ее температура становится слишком высокой, платформа плавится, легкие расплавленные породы поднимаются К поверхности, что приводит к образованию вулканических комплексов, приуроченных к желобу. Характерным примером могут служить Алеутский желоб и Алеутские острова, тянущиеся от Аляски.
Второй тип возникает, когда океаническая платформа сталкивается с другой платформой, континентальной, и первая уходит под вторую (см. рис. 10.15). Это приводит к образованию желобов вдоль побережья материка, а его край сжимается с образованием горных систем. Расплавленная порода поднимается из океанической платформы, расположенной ниже края континентальной платформы, превращая горы на побережье в вулканы. Примером может служить западное побережье Южной Америки, Перуанско-Чилийский желоб расположен вплотную к берегу, а вдоль него тянутся вулканические горы, Анды.
Третий вариант — когда субдукции подвергаются две континентальные платформы (см. рис. 10.16). В этом случае ни одна из них не уходит под другую, так как обе обладают достаточно податливым гранитным слоем. Сталкивающиеся континенты сжимаются, образуя перемычку в виде горной системы. Примером такой системы являются Гималаи, разделяющие Азию и Индостан.
Сегментация зон спрединга, трансформные разломы. Рифтовые зоны СОХ на всем своем протяжении разбиты на отдельные блоки поперечными разломами, вдоль которых происходит смещение осевых зон рифтов и перенос горизонтального движения литосферы от дивергентных границ к конвергентным. Этот тип разломов со сдвиговым смещением назван трансформными разломами. Они пересекают оси срединно-океанических хребтов через каждые 50-100 км и более и имеют длину от первых километров до нескольких тысяч километров
Причина формирования трансформных разломов: накопление напряжений в связи с неравномерностью спрединга на разных участках вдоль оси хребта. Так как наиболее приподнятые осевые участки СОХ отодвинуты друг от друга вдоль трансформного разлома, они граничат с более глубокими участками СОХ, создавая расчлененный рельеф.
Если в ходе спрединга происходит переориентировка движения расходящихся литосферных плит, т. е. угол раздвига отклоняется от прямого к СОХ, то в зоне трансформного разлома будет происходить либо сжатие – транспрессия, либо растяжение – транстенсия. В последнем случае вдоль трансформного разлома могут подниматься клинья серпентинизированных перидотитов верхней мантии и, реже, базальтовые лавы. В обоих случаях в линии трансформного разлома будет появляться излом. По простиранию трансформные разломы могут либо затухать вблизи пассивной окраины континента (Атлантика), либо поглощаться в зонах субдукции (Чилийский хребет), либо продолжаться на континенты, формируя трансформные границы двух литосферных плит (разлом Сан-Андреас в США).
Продольное разрастание и перескоки осей спрединга. При заложении новых осей спрединга или в ходе развития уже существующих осей возможно их продольное разрастание. Во втором случае разрастающаяся ось «вспарывает» трансформный разлом, проникая в пределы следующего сегмента, в котором старая ось спрединга отмирает. При таких перескоках новая ось спрединга резко (до нескольких сот км) смещается по латерали, по сравнению со старой, сохраняя прежнее направление.
Старые зоны спрединга при этом теряют свою активность и превращаются в палеоспрединговые хребты. Другой вариант отмирания зон океанского рифтогенеза реализуется при смене расширения неширокого спредингового бассейна сжатием, которое завершается полным замыканием бассейна с образованием складчато-надвиговых структур.