Океанский рифтогенез (спрединг)

Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, может, таким образом, 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 отмиранием более ранних рифтовых зон.

Предположение о формировании земной коры в срединно-океанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией, подъеме и кристаллизации базальтовой магмы высказывал А. Холмс еще в 30-х и 40-х годах, уподобив расходящуюся от активной зоны океанскую кору бесконечным лентам транспортера. Эта идея получила дальнейшее развитие после того, как Г. Хесс (1960) положил ее в основу представлений об эволюции океанов. Р. Дитц (1961) ввел термин спрединг морского дна (англ., spread — развертывать, расстилать). Вскоре Г. Бодварсон и Дж. Уокер. (1964) предложили механизм разрастания океанской коры посредством даек, который оказался в центре внимания на симпозиуме «Исландия и срединно-океанские хребты» и положил начало расшифровке тектономагматических процессов, формирующих кору в зоне спрединга. Интенсивные исследования последующих десятилетий, включавшие глубоководное бурение и детальную съемку зон спрединга с применением обитаемых подводных аппаратов, дали для этого большой новый материал.

Спрединг в Исландии. Для понимания океанского рифтогенеза особый интерес представляют данные по Исландии, где на протяжении 350 км Срединно-Атлантический хребет приподнят над уровнем моря. История повторяющихся трещинных излияний базальтов известна там на протяжении тысячелетия, а с прошлого века ведутся специальные геологические исследования, которые были дополнены в дальнейшем геофизическими и высокоточными геодезическими наблюдениями. Современная тектоническая и вулканическая активность сосредоточена в субмеридиональных неовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной части. Самые молодые базальты, соответствующие эпохе Брюнес, приурочены к их оси. Они окаймляются базальтами с возрастом 0, 7—4 млн. лет, далее из-под них выступает мощная серия платобазальтов вплоть до среднемиоценовых (16 млн. лет), залегающих преобладанием встречного наклона в сторону неовулканических зон. Характерно, что в обратном направлении (от осевых зон) базальтовые покровы уменьшаются в мощности и последовательно выклиниваются, начиная от относительно молодых. В результате II любой точке наклон базальтов сверху вниз возрастает: от горизонтального залегания вблизи уже эродированной кровли платобазальтов до 3—4° на отметках около 1000 м, 7—8° на уровне моря и приблизительно 20° на глубине (2000 м (по данным бурения). Каждое трещинное излияние оставляет горизонтально залегающий (и выклинивающийся вкрест простирания зоны) базальтовый покров мощностью до 10 м и более, а также его подводящий канал — вертикальную дайку долерита шириной чаще всего 10 м, ориентированную перпендикулярно оси минимальных сжимающих напряжений, т.е. вдоль рифтовой зоны. Каждое следующее извержение добавляет один базальтовый покров и одну дайку, поэтому вниз по разрезу платобазальтов даек становится все толще. Этот вопрос специально исследовал Дж. Уокер в Восточной Исландии. Он установил закономерное уменьшение количество даек при подъеме от уровня моря к водораздельным отметкам 1000—1100 м и экстраполировал их дальнейшее убывание по линейной зависимости. Все такие графики показали полное выклинивание даек на отметках 1350—1650 м, т. е. именно там, где должна была находиться первичная кровля платобазальтов. Предполагается, что ниже уровня моря количество даек соответственно нарастает.

По мере напластования платобазальтов происходит их гравитационное проседание, в значительной степени компенсационное по отношению к питающему магматическому очагу, который прослежен магнитотеллурическим зондированием. Одновременно по мере внедрения все новых параллельных даек долерита происходит раздвиг на величину суммарной их мощности. На основании таких наблюдений Г. Бодварсон и Дж. Уокер предложили механизм разрастания земной коры посредством внедрения даек. На рис. 5.5, 1 из более поздней публикации Г. Пальмасона (1973) этот механизм поясняется кинематической схемой. На ней показаны расчетные траектории и изохроны перемещения новообразованных в осевой зоне пород в ходе их последующего опускания и отодвигания по одну сторону от оси. Схема И. Гибсона и А. Гиббса (рис. 5.5, II) иллюстрирует все нарастающий наклон платобазальтов на глубине и строение веерообразных моноклиналей, которые формируются по обе стороны от осевой зоны по мере проседания изливающихся базальтов и расклинивания активной зоны дайками. Последние при внедрении вертикальны, а в дальнейшем наклоняются вместе с вмещающими платобазальтами. В конечном результате происходит новообразование второго слоя океанской коры.

Рис. 5.5. Модель формирования второго слоя океанской коры в Исландии, Срединно-Атлантическая зона спрединга:
I — кинематическая схема Г. Пальмасона (1973): траектории перемещения излившихся базальтов (пунктир) и изохроны их перемещения (сплошные линии) в процессе раздвига и изостатического опускания. II — схема И. Гибсона а А. Гиббса (1987), поясняющая механизм спрединга посредством внедрения даек и поверхностных излияний базальта: расклинивающее воздействие даек определяет раздвиг, проседание под нагрузкой базальтов формирует веерообразные моноклинали по обе стороны от осевой зоны (К — комплекс параллельных даек). III — внедрение базальтовой дайки в плоскости, перпендикулярной минимальному сжимающему напряжению, по Э. Андерсону и М. Хаберту. IV — базальтовая дайка как гидравлический клин: эпюра распирающих трещину напряжений (Р), которые резко убывают к вершине гидравлического клина обратно пропорционально кубу раскрытия трещины, что создает там концентрацию напряжений, расклинивающий эффект и продвижение клина (по А.А. Пэку, 1968): l — длина трещины; d — раскрытие трещины: Р_к — давление нагнетаемой жидкости у начала трещины; Р_б — боковые напряжения, сжимающие трещину

Реальное воплощение этой модели в Исландии осложняется многократными латеральными «перескоками» оси трещинных излияний в пределах вулканической зоны и даже смещением всей этой зоны. Кроме того, некоторая часть растяжения приходится на сбросы и открытые трещины, т. е. раздвиги. Полагают, что такие структуры компенсируют наверху внедрение тех даек, которые не достигли поверхности. В частности, экранированные дайки, вероятно, завершаются долеритовыми силлами, которых немало среди платобазальтов. Кроме того, при трещинных излияниях часть базальтовой магмы распространяется от вулканически-активного участка по простиранию зоны путем продольного прорастания даек. По данным Г. Сигурдсона, несколько таких внедрений произошло после трещинного извержения Краблы 1975 г., их продвижение со скоростью нескольких сотен метров в час сопровождалось сейсмическими толчками и проседанием поверхности в полосе шириной в первые километры. Общая величина проседания достигала 1, 5 м, в том числе амплитуда смещения по некоторым сбросам — до 1 м.

Использование наблюдений по Исландии, несмотря на их детальность и надежность, ограничено аномальностью этого отрезка срединно-океанского хребта относительно обычных подводных зон спрединга. Мощность океанской коры здесь намного выше нормальной (до 40 км), что устойчиво поддерживает поверхность острова над уровнем моря в течение всей его геологической истории. Учитывая характерные геохимические особенности исландских базальтов, это объясняют прохождением оси спрединга над мантийной струей, подымающей вещество из глубоких частей мантии и увеличивающей скорость поступления базальтового расплава, который формирует океанскую кору повышенной мощности (см. гл. 6 и 7).

Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах. С помощью обитаемых подводных аппаратов к настоящему времени подробно изучен целый ряд отрезков рифтовых зон океана. Начало этим работам положила франко-американская программа FAMOUS, по которой в 1974—1975 гг. были закартированы участки Срединно-Атлантического хребта к юго-западу от Азорских островов, расположенные в рифтовой долине, на трансформном разломе и на их сочленении. Сейсмически и вулканически активная осевая часть рифтовой долины на изученном отрезке оказалась построенной симметрично (см. рис. 10.1, II). По обе стороны от недавно излившихся подушечных лав, образующих вытянутые вдоль продольных трещин насыпи, на расстояние 1, 5 км в одну и другую сторону прослежены продукты все более ранних трещинных извержений, что удалось установить по толщине корок выветривания на лавовых подушках.

Впоследствии южнее, в районе разлома Кейн, подобные исследования по программе MARK охватили сразу несколько разделенных разломами сегментов Срединно-Атлантического хребта общей протяженностью около 80 км (см. рис. 10.1, I, IV, V, VII). Обнаружилось, что даже столь дробные отрезки имеют между, собой отчетливые структурные различия и что в ходе спрединга активный раздвиг смещался с одного сегмента на другой. Таким образом, разрастание хребта представляет собой суммарный эффект всех этих локальных эпизодов. На профилях видно, что и в периоды отсутствия трещинных излияний продолжается растяжение, выраженное ступенчатыми сбросами. На некоторых сегментах часть раздвига компенсирована подъемом тектонических блоков габбро и серпентинизированных перидотитов, т.е. пород III слоя океанской коры и литосферной мантии.

Как показали дальнейшие глубоководные исследования, эти наблюдения неслучайны. Зоны с невысокими скоростями спрединга, такие как Срединно-Атлантическая, распадаются на сегменты, в каждом из которых собственно спрединг (магматический, конструктивный) чередуется с фазами структурного, деформационного рифтогенеза, схожего с континентальным, когда происходит растяжение и утонение коры. В эти фазы образуются или подновляются ограниченные сбросами рифтовые долины, которые, как и на континентах, в одних случаях симметричны, в других, напротив, согласуются с моделью Б. Вернике о деформациях на основе крупного пологого сброса. Согласно А. Карсону (1992), продолжительность таких чередующихся фаз достигает десятков и первых сотен тысяч лет. При этом соседние сегменты хребта в одно и то же время могут находиться в разной фазе.

Поскольку каждый сегмент проходит через растяжение со сбросообразованием, центральные рифтовые долины наблюдаются в низкоскоростных зонах спрединга на всем их протяжении. Для высокоскоростных, таких как Восточно-Тихоокеанская, рифтовые долины нехарактерны и в их развитии отчетливо доминирует магматический спрединг. При этом в них замечена устойчивость оси трещинных излияний, в отличие от зон атлантического типа, где нередки латеральное блуждание и мелкие «перескоки» магматической оси, подобные тем, которые в наземных условиях наблюдаются в Исландии.

В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тесном континентальном обрамлении, возможна быстрая седиментация, препятствующая свободным трещинным излияниям и формированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установлено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.

К вулканическим зонам срединно-океанских хребтов приурочены выходы высокотемпературных гидротерм, особенно многочисленные при высоких скоростях спрединга. С ними связаны медноцинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные осадки, а также зеленокаменное изменение базальтов.

Формирование океанской коры в зонах спрединга. Современные представления о механизмах формирования океанской коры основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга в сопоставлении с данными глубоководного бурения, а также детального изучения офиолитов — фрагментов древней океанской коры на континентах (см. гл. 12). Образование II слоя с базальтовой верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек внизу уже рассмотрено выше как результат последовательного гидравлического расклинивания. Очаги базальтового расплава, питающие магматические клинья, удалось к настоящему времени оконтурить многоканальным сейсмопрофилированием, но только в средне- и высокоскоростных зонах спрединга. Протягиваясь продольно, эти очаги невелики в поперечном сечении, при ширине около 1 км и высоте всего лишь в несколько сотен метров они находятся на глубине 1—2 км от поверхности. В частности, в Восточно-Тихоокеанском поясе на 9°30'с.ш., по данным Р. Детрика и др. (1937), верхняя граница магматического очага прослежена на глубине менее 1 км, а новообразованная океанская кора над ней представлена только слоем II.

В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаббро, которые прорывают комплекс параллельных даек и в свою очередь могут пересекаться более поздними дайковыми комплексами.

По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга вместе с ней удаляется от питающей системы и соответствующая часть магматического резервуара. Она уже не пополняется базальтовыми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источником тепла и охлаждается в условиях, благоприятных для кристаллизационной дифференциации (см. рис. 2.3, внизу). Так, под II слоем формируется III слой океанской коры — расслоенный комплекс габброидов, в котором бывают представлены градации от меланкократовых разностей в верхах до дунитовых кумулятов в низах разреза. Небольшие количества остаточного расплава иногда отжимаются, образуя мелкие внедрения плагиогранитов, комагматичных всей остальной серии пород.

Позже, в ходе перемещения уже двуслойной океанской коры из осевой зоны на склон срединного хребта, становится возможным устойчивое накопление осадков, формируется I слой, который пополняется в течение всего существования океанского бассейна. Одновременно внизу, в основании коры, начинается охлаждение и консолидация астеносферного рестита, оставшегося после отделения базальтовой выплавки. Кристаллизуются перидотиты (главным образом гарцбургиты), наращивающие океанскую литосферу снизу, их толщина в самых древних, юрских, частях Мирового океана достигает 80 км и более. Возрастание доли перидотитов в разрезе океанской литосферы ведет к увеличению ее средней плотности и к изостатическому погружению. Соответствующая зависимость глубины океана от возраста дна выражается эмпирической формулой Слейтера (см. рис. 10.6) и определяет само существование срединно-океанских хребтов как форм подводного рельефа, а также профиль перехода от их склонов к абиссальным равнинам и дальнейшее общее нарастание глубин при удалении от срединного хребта.

При консолидации перидотита в основании литосферы в нем фиксируется ориентировка оливина и других минералов, маркирующая направление течений астеносферного вещества. Под современными срединными хребтами, судя по скоростной азимутальной анизотропии астеносферы, такие течения направлены от хребтов. Исследуя ориентировку оливина в крупном фрагменте океанской коры мелового возраста — Оманском офиолитовом аллохтоне, А. Николя (1939) определил относительное направление астеносферных течений близ зоны спрединга того времени.

Линейные магнитные аномалии и определение скорости спрединга. Изучение характерных для океанской коры линейных магнитных аномалий с чередованием прямой и обратной полярности уже в 60-х годах обнаружило ряд закономерностей.

1. Линейные аномалии следуют параллельно сейсмически и магматически активной оси рифтовых зон океана и размещаются симметрично по отношению к этой оси.

2. В любой активной рифтовой зоне Мирового океана опознается одна и та же последовательность аномалий, повторяются характерные особенности каждой аномалии. Поэтому оказалось полезным маркировать их и были приняты порядковые номера, исчисляемые от оси спрединга.

3. Расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах может быть различным. Оно не остается постоянным и при прослеживании вдоль одной и той же протяженной зоны.

4. В некоторых случаях симметрия системы линейных аномалий относительно рифтовой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии размещаются сжато, по другую — разреженно.

Убедительное объяснение этих закономерностей предложили в 1963 г. Ф. Вайн и Д. Мэтьюз из Кембриджского университета. Взяв за основу идеи Г. Хесса и Р. Дитца о спрединге, они высказали предположение, что при кристаллизации базальтовой магмы в зоне раздвига термоостаточная намагниченность фиксирует в горных породах геомагнитные характеристики. По мере своего формирования океанская кора отодвигается от оси спрединга и, подобно магнитной ленте, записывает вариации геомагнитного поля, в том числе инверсии его полярности. Поскольку наращивание происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две дублирующие одна другую магнитные записи. Расстояние между одноименными аномалиями на разных пересечениях варьирует в зависимости от скорости спрединга. По этой же причине оно может различаться и на едином пересечении, если в одну сторону спрединг развивается быстрее, чем в другую.

Гипотеза Вайна — Мэтьюза открыла возможность определения скорости спрединга по расстоянию между аномалиями при условии датирования этих аномалий. Были использованы успехи магнитостратиграфии вулканических и осадочных пород континентов, поскольку и спрединг, и напластование слоистых толщ дают запись одних и тех же вариаций геомагнитного поля, хотя и развернутую в первом случае по горизонтали, а во втором — по вертикали. Для самых верхов магнитостратиграфического разреза точность радиологического определения возраста оказалась достаточной для детальной магнитохронологической шкалы. Такая шкала, созданная А. Коксом (1966), охватила последние 3, 5 млн. лет. Сравнение и успешное совмещение этой шкалы с аномалийным профилем зон спрединга датировали самые молодые аномалии (рис. 5.6).

Полученные исходя из этих результатов скорости, которые принято исчислять относительно оси спрединга (отдельно в каждую сторону от нее), варьируют от 1, 5 до 15—18 см/год. Максимальные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском поднятии — от 13 до 23° ю. ш.

Согласно гипотезе Вайна — Мэтьюза, линейные магнитные аномалии — это изохроны океанской коры, что полностью подтвердилось при глубоководном бурении. Как выяснилось, аномалии коренятся главным образом в базальтах и долеритовых дайках II слоя. Созданная Дж. Хейртцлером и др. (1968), Р. Ларсоном и У. Питманом (1972) глобальная аномалийная шкала в дальнейшем дополнялась и уточнялась. Ее начинают аномалии 1—34, последняя из которых, имеющая нормальную полярность, занимает широкую полосу океанского дна и трактуется как «меловая зона спокойного магнитного поля» (84—118 млн. лет). Далее следуют аномалии МО-М39 с датировками вплоть до 171 млн. лет. Они охватывают, в частности, и те области океана, которые рассматривались прежде как «юрская зона спокойного магнитного поля» и где была все же выявлена система слабоамплитудных аномалий.

Как справедливо писал Ф. Вайн, «счастливое сочетание двух глобальных земных процессов — спрединга морского дна и геомагнитных инверсий» стало ключом к восстановлению эволюции океанов, а для позднего мезозоя — кайнозоя и всей глобальной системы относительного перемещения литосферных плит.

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 магнитохроноло- гической шкале (дана справа), исходя из гипотезы Вайна— Мэтьюза о записи геомагнитных инверсий в процессе двустороннего спрединга (см. блок-диаграмму внизу). По Ф. Вайну (1966) и А. Коксу (1969), с изменениями. 1 — прямая полярность, 2 — обратная полярность

Сегментация зон спрединга, трансформные разломы. Сегментация рифтовых зон океана многочисленными поперечными разломами — их характерная особенность; механические свойства океанской литосферы, по-видимому, благоприятствуют хрупкой деформации. Поперечные нарушения между сегментами принадлежат категории трансформных разломов (Дж.Т. Вилсон, 1965) — особого кинематического типа разрывов со сдвиговым смещением, которые переносят, трансформируют горизонтальное движение литосферы от одной активной границы (дивергентной или конвергентной) к другой (см. рис. 3.4). Трансформные разломы рифтовых зон соответствуют типу «хребет — хребет», т.е. снимают горизонтальные напряжения между двумя отрезками рифтовой зоны. На некоторых отрезках Срединно-Атлантического хребта они следуют через каждые 100—50 км и даже чаще.

Причины накопления напряжений между сегментами срединно-океанского хребта связаны с неравномерностью спрединга. Вдоль хребта меняется его скорость, симметричный спрединг может соседствовать с асимметричным (рис. 5.7, в). Считают вероятным и изначально кулисообразное размещение осей спрединга, тогда образование разрыва связывает их (см. рис. 5.7, а, б). В целом, как отмечалось выше, развитие рифтогенеза на разделенных трансформными разломами сегментах протекает в значительной степени обособленно. Соседние сегменты могут одновременно находиться в разных фазах этого процесса, и магматический спрединг может соседствовать со сбросовыми деформациями растяжения.

Во всех случаях трансформные разломы вторичны по отношению к рифтогенному раздвигу и это определяет свойственное им направление горизонтальных перемещений. В частности, структуры, 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 моделью Дж. Т. Вилсона, а затем подтверждено решениями фокального механизма сейсмических очагов (см. рис. 10.7) и структурными наблюдениями при глубоководном картировании. По обе стороны от рифтовой зоны трансформный разлом обычно утрачивает активность — сразу или постепенно в зависимости от кинематического баланса.

Рис. 5.7. Развитие трансформного разлома между двумя сегментами зоны спрединга (тип «хребет — хребет»):
а — оси спрединга изначально лежат не на одной линии, скорости равны; б — то же, скорости различны; в — асимметричный спрединг на одном из сегментов как причина смещения его оси и образования трансформного разлома. Пунктиром выделены неактивные фланги трансформных разломов. По Г. Роналли (1974), с дополнениями

Рис. 5 8. Перестройка и переориентировка системы осей спрединга, трансформных разломов и линейных магнитных аномалий при изменении направления спрединга на северо-востоке Тихого океана. По Г. Менарду, 1969.
1 — оси спрединга; 2 — трансформные разломы, их активные отрезки выделены сплошной линией (Мн — Мендосино, П — Пайонир, Мр — Мэррей, Мл — Молокай); 3 — линейные магнитные аномалии и их номера

Рис. 5.9. Сдваивание и последующее соединение кулисообразно 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 (I—IV). Слева — развитие процесса по данным моделирования, справа — соотношения, установленные на Восточно-Тихоокеанском поднятии при скорости спрединга 11 см/год, изобаты в метрах. По К. Макдональду и П. Фоксу (1983), упрощено

Если в ходе спрединга происходит незначительная переориентировка движения расходящихся литосферных плит, т.е. угол между направлением их раздвига и простиранием рифтов отклоняется от прямого, то появляется компонента движения, перпендикулярная трансформному разлому. В зависимости от геометрических соотношений это порождает в зоне разлома или сжатие или растяжение («транспрессию» или «транстенсию»; см. гл. 10). В первом случае нарушается свободное скольжение, наблюдаются деформации сжатия и поднятие, выраженное в подводном рельефе. Во втором случае происходит раздвиг, образование расщелин с крутыми обрывистыми склонами, с поднятыми из глубины тектоническими клиньями серпентинизированных перидотитов мантии и с повышенным тепловым потоком. Ярким примером служит расщелина вдоль разлома Романш в Экваториальной Атлантике, где южный склон высотой около 4500 м почти весь сложен перидотитами. При устойчивой переориентировке движения литосферных плит меняется направление, в котором по мере спрединга наращиваются трансформные разломы, и на их линиях появляется излом (рис. 5.8).

Продольное разрастание и перескоки осей спрединга. При заложении новых осей спрединга и в ходе дальнейшего развития возможно их продольное разрастание. На рис. 5.9 приведены данные по одному из отрезков Восточно-Тихоокеанского поднятия с высокими скоростями спрединга, где при изначально кулисообразном размещении осей, но малом латеральном расстоянии между ними вместо поперечного трансформного скола продолжалось продольное разрастание. Сначала произошло сдваивание, а затем и соединение осей спрединга.

Иногда продольное разрастание (англ., propagation) оси спрединга даже преодолевает трансформный разлом, проникая в пределы следующего сегмента. Происходит перехват активности, и на этом сегменте соответствующая часть оси спрединга отмирает.

Известны многочисленные свидетельства перескоков (англ. jumping) оси спрединга, когда она резко смещается в латеральном направлении, сoxpaняя прежнее простирание. Мы уже писали выше 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 латеральным блужданием трещинных излияний, хотя и в гораздо более узкой полосе. Подтверждение этому дает и изучение фрагментов древней океанской коры (офиолитов) в складчатых поясах. В них при детальном изучении комплексов параллельных даек (в частности, в палеозойских офиолитах Шулдак на Южном Урале, Бей-оф-Айлендс на Ньюфаундленде) расшифровываются следы многократных латеральных перескоков магматической оси.

Перескоки на большие расстояния означают отмирание одной зоны океанского спрединга и заложение новой. Примером может служить эпизод в раскрытии Северной Атлантики, когда в конце позднего мела ось спрединга сместилась из трога Роколл на несколько сотен километров западнее, где с этого времени развивается рифтовая зона Рейкьянес (см. рис. 10.3).

Состав магматических пород в зонах спрединга. Тектономагматические процессы зон спрединга формируют океанскую кору: из вещества, отделяющегося от мантии. О масштабах явления можно судить по тому, что ежегодно создается около 3—3, 5 км² и океанская 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 время в зонах субдукции (см. гл. 6). В этих зонах породы океанской коры вместе с некоторым количеством осадочного материала континентального и иного происхождения возвращаются глубоко в мантию. Таким образом, конструктивные процессы спрединга — всего лишь звено в мантийно-коровом круговороте вещества (англ., recycling).

Изучение магматических пород в современных срединных хребтах, выявление вариаций их состава в зависимости от рельефа и строения зон спрединга, от кинематики и от стадии развития важно не только для понимания этой формы рифтогенеза, но и для палеотектоники. Оно служит основой исследования и интерпретации фрагментов древней океанской коры (офиолитов) с позиций актуализма. В этом отношении информативны не только базальтоиды и габброиды, но и выступающие в срединных хребтах перидотиты — 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 основанием для выделения особого геохимического типа базальтоидов, обозначаемых обычно как породы типа MORB (англ. Mid-oceanic ridge basalts) или СОХ (срединно-океанских хребтов). Были выявлены их отличия от базальтоидов других геодинамических 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 огромный фактический материал и стало ясно их большое разнообразие.

Рис. 5.10. Дискриминационные диаграммы, основанные на различии состава современных вулканитов разных геодинамических обстановок. I — по Дж. Пирсу и Дж. Канну (1973); II — по Д. Буду и др. (1979). MORB— базальты срединно-океанских хребтов (N — нормальный тип; Р — над мантийными «плюмами»); IAT — островодужные толеиты; CAB — известково-щелочные базальты; WPB — внутриплитные базальты; DPMB — базальты деструктивных границ, (островных дут и активных континентальных окраин)

Для океанских толеитов нормального типа (N-MORB) характерно низкое содержание подвижных, так называемых некогерентных элементов, в том числе калия, поэтому их считают продуктом частичного плавления геохимически истощенной (деплетированной) мантии на сравнительно небольших глубинах. При этом степень плавления исходных пород была высокой, что выразилось, в частности, обогащенностью расплава элементами группы железа. На деплетированность мантийного источника (которую объясняют массовым выносом подвижных элементов в верхние оболочки Земли еще в раннем протерозое) указывают и изотопные характеристики. Отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в N-MORB около 0, 7025, что заметно ниже значений, отвечающих нормальному накоплению в мантии радиогенного ⁸⁷Sr при допущении исходного хондритового состава с рубидий-стронциевым отношением 0, 026—0, 034. Предполагается, что в геологическом прошлом вынос рубидия, более подвижного, чем стронций, снизил это отношение приблизительно до современного (0, 006). Преимущественным выносом из мантии ¹⁴⁴Nd (Он подвижней, чем ¹⁴⁷Sm, распад которого дает ¹⁴³Nd) объясняют наблюдаемые отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и соответствующие им высокие (около +10) значения меры изотопного состава Nd

Нормальным океанским толеитам противопоставляются базальты геохимически обогащенного типа E-MORB (англ., enriched), обозначаемого также P-MORB (англ., plume — струя), поскольку появление в зоне спрединга обогащенных некогерентными элементами базальтов, в частности в Исландии, связывают с горячими точками — с подъемом мантийных струй, несущих вещество из неистощенных низов мантии. Выразительны редкоземельные спектры этих базальтов с гораздо более высокими, чем в нормальных толеитах, содержаниями легких редких земель. Выделяют и переходный геохимический тип базальтов T-MORB (англ., transitional), степень обогащенности которых нарастает при приближении к горячим точкам.

Особенно важны данные о содержании в базальтах таких элементов, как торий, тантал, гафний, которые устойчивы при последующих вторичных изменениях пород и поэтому надежны при использовании химических данных для реконструкций (см. рис. 5.10, II).

В случае дифференциации первичной базальтовой магмы в зонах спрединга обычно проявляется так называемый «толеитовый» тренд с накоплением железа на ранних стадиях процесса. Тренды дифференциации, наряду с составом, широко используются для распознавания и разграничения базальтоидов разных геодинамических обстановок.

Вариации состава базальтов в срединно-океанских хребтах обнаруживают связь с тектонической сегментацией. Согласно Дж. Синтону (1990), крупные, длиной в сотни километров, отрезки зон спрединга различаются такими геохимическими особенностями базальтов, которые лучше всего объясняются неодинаковым составом исходного мантийного вещества. Вариации состава базальтов при сравнении сегментов длиной в десятки километров обусловлены преимущественно степенью парциального плавления. Наконец, для самой дробной сегментации, измеряемой километрами, вариации базальтов отражают главным образом разную глубину плавления. На все эти вариации накладывается зависимость состава базальтовых магм от скорости спрединга (см. ниже).

Базальты окраинных морей, формирующиеся в задуговых зонах спрединга, иногда неотличимы по составу от базальтов срединно-океанских хребтов. Вместе с тем, как показали А. Сондере и Дж. Тарни (1984), среди них представлены разности с геохимическими признаками, которые сближают их с островодужными толеитами.

Остается неясным вопрос о каких-либо направленных изменениях базальтовых выплавок в ходе эволюции зоны спрединга от ее заложения и до раскрытия бассейна океанских размеров. Такие направленные изменения установлены в составе мантийных реститов по образцам перидотитов, взятых в осевой зоне юных систем спрединга (с острова Забаргад в Красном море), микроокеанов и зрелых океанских бассейнов. Согласно Э. Бонатти (1988), по мере эволюции зоны спрединга и расширения окружающего ее бассейна возрастают температура выплавки базальтовой магмы (определяемая по пироксеновому термометру) и геохимическая деплетированность мантийных реститов. С.А. Паланджян (1991) рассмотрел и использовал при палеотектоническом анализе направленные изменения состава минералов в перидотитах, в частности распределение окиси хрома между шпинелью и ортопироксеном.

Сопоставление низко- и высокоскоростных зон спрединга. Скорость спрединга, варьирующая от 1, 5 до 15—18 см/год, определенным образом связана с особенностями глубинного строения и режима, с поверхностной тектонической структурой и рельефом, а также с характером вулканизма, петрографическими и геохимическими особенностями его продуктов. Обычно считают низкими скорости спрединга менее 3 см/год, средними — 3—7 см/год, высокими — более 7 см/год.

Рис. 5.11. Зависимость рельефа срединно-океанского хребта, морфологии базальтовых лав и их химического состава от скорости спрединга. Профили — по Р. Экиньяну, 1984 (I — Срединно-Атлантический хребет; II, III — Восточно-Тихоокеанское поднятие). Процентные соотношения подушечных лав и базальтовых покровов, по Э. Бонатти и К. Харрисону, 1988 (1 — Красное море, 18°с.ш.; 2 — Срединно-Атлантический хребет, 37°с.ш.; 3 — рифт Галапагос, 86°з.д., 4—12 — Восточно-Тихоокеанское поднятие, в том числе 4, 5 — 21°с.ш., 6, 7 — 12°50'с.ш., 8 — 20°ю.ш., 9 —21°30'ю.ш., 10 — 18°30'ю.ш., 11 — 17°30'ю.ш., 12 — 20°ю.ш.). График содержаний окиси титана, по В. В. Матвеенкову, 1983 (К —Красное море, 18°с.ш.; А — Срединно-Атлантический хребет, 37°с.ш., ВТ-1 — Восточно-Тихоокеанское поднятие. 21°с.ш.: ВТ-2 — там же, 9°с.ш.)

Тектонотипом низкоскоростных зон служит Срединно-Атлантический хребет, высокоскоростных — Восточно-Тихоокеанское поднятие. Уже в географических названиях — хребет (англ., ridge) и поднятие (англ., rise) — отразилось различие рельефа этих крупнейших поясов. При медленном спрединге образуется сравнительно узкий подводный хребет с отчетливо выраженной, ограниченной сбросами центральной рифтовой долиной, к осевой части которой приурочен вулканизм (см. гл. 10). При быстром спрединге появляется обширное вздутие океанской литосферы, вдоль него вместо центральной долины протягивается система мелких грабенов и горстов (рис. 5.11). Воздымание литосферы связывают с более свободным подъемом разогретой астеносферы, что способствует более полному соответствию рельефа изостатическому равноценно. Полагают, что таким образом, через рельеф срединноокеанских поднятий, вытесняющих массы морской воды на континентальные шельфы, скорости спрединга контролируют эвстатические колебания уровня Мирового океана («тектоноэвстазия»). Поэтому эвстатическая кривая дает представление о крупных вариациях глобальной интенсивности спрединга (см. рис. 17.1).

Обособление базальтовой магмы, предшествующее ее выходу на поверхность, также зависит от скорости спрединга. В низкоскоростных зонах магматические очаги до сих пор не установлены, подъем базальтового расплава, по-видимому, рассредоточен, что согласуется с наблюдениями о непостоянстве оси трещинных излияний в таких зонах в отличие от высокоскоростных.

При малых скоростях спрединга базальтовая магма выходит на поверхность при температуре и вязкости, способствующих образованию подушечных лав, которые в виде насыпи нагромождаются непосредственно над подводящей трещиной. Чем выше скорости спрединга, тем больше условий для быстрого подъема магмы, тем выше температура и ниже вязкость изливающейся лапы. Поэтому она все реже проявляет сферическое строение, все чаще вместо подушечных лав при подводных трещинных излияниях образуются базальтовые покровы, похожие на платобазальты континентов. Так, съемка с помощью многолучевого сонара бокового обзора показала, что при извержении на Восточно-Тихоокеанском поднятии у 8°ю.ш. базальтовая лава разлилась на расстояние до 18 км от осевой трещины, образовав покров площадью около 220 км².

Текучесть базальтовых лав в таких условиях может быть очень высокой и известны базальтовые покровы толщиной всего лишь 0, 2 м наблюдались лавовые озера. На диаграмме (см. рис. 5.11) видно вполне закономерное соотношение подушечных лав и лавовых покровов в осевой части рифтовых зон с разной скоростью спрединга.

Согласно В.В. Матвеенкову (1983), при малых скоростях спрединга, затрудняющих выход базальтовой магмы на поверхность, возрастает степень ее дифференциации, появляются порфировые и даже крупнопорфировые разности базальтов. Однако, судя по более поздним данным У. Мелсона (1993), эта зависимость не столь однозначна.

Различие условий отделения базальтового расплава при разных скоростях спрединга выражается не только в объемах магмы, поступающей на единицу длины рифтовой зоны, но и в ее геохимических особенностях, что важно для палеотектонических реконструкций. Дж. Морел и Р. Экиньян (1980) обнаружили возрастание содержаний титана и отношения железа к магнию с увеличением скорости спрединга, эта зависимость была в дальнейшем уточнена (см. рис. 5.11).