ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы Палеограницы плит, образованные при перескоке оси спрединга из "Океанический рифтогенез" Современные границы плит широко распространены на поверхности Земли. Они представляют, как правило, зоны повышенной тектонической и магматической активности. [c.233] В этом разделе представлены основные типы палеодивергентных, или палеорифтовых границ плит, в пределах океанической литосферы, дана их краткая характеристика и приведены конкретные примеры каадого типа шовных зон. [c.233] Рифтогенные континентальные окраины атлантического типа представляют собой зоны контакта океанической и континентальной литосферы. Например, восточные окраины Южной и Северной Америки, окраины Южной и Западной Австралии, западной и восточной Африки, Индии, восточной Антарктиды. [c.233] При длительном растяжении континенталыюй литосферы происходит ее утонение и разрыв сплошности, сопровождаемый переходом от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу. На этой стадии расплавленная магма преимущественно базальтового состава, поднимающаяся по рифтовой трещине, припаивается к краям утоненной континентальной литосферы. Процесс раскола континента, формирование молодой океанической коры и пассивной континентальной окраины подробно изучены на примерах Атлантического океана [269, 299, 542, 234, 107], Красного моря [234] и Индийского океана [206]. [c.233] В результате раскола континентальной плиты и последующего спрединга океанической коры активная дивергентная граница (осевая зона молодого срединно-океанического хребта) постепенно удаляется от краев соответствующих континентов, так что зона перехода от континента к океану представляет собой положение этой границы на стадии ее зарождения и развивается как пассивная рифтогенная континентальная окраина атлантического типа (рис. 7.6, см. табл. 7.4). Линейные магнитные аномалии фиксируют это удаление их номера увеличиваются по мере приближения к континенту. Накапливающиеся осадки перекрывают фундамент переходной зоны, формируя мощные осадочные бассейны. Форма и структура бассейнов в значительной степени определяется глубинным строением литосферы переходной зоны и историей развития континентальной окраины на стадии перехода от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу, когда скорость раздвижения менялась от почти нулевых значений до величины, характерной для современных спрединговых хребтов. [c.236] Границы шовной зоны контакта океанической и континентальной литосферы фиксируются в аномалиях гравитационного и магнитного полей, а сама зона характеризуется спокойным магнитным полем [450]. В окрестности переходной зоны происходит интенсивный теплообмен между молодой относительно горячей океанической и древней холодной континентальной литосферами, приводящий к изменению их термического режима, выражающемуся, в частности, в относительном возды-мании краев континентального блока и погружении краев океанического блока. [c.236] Со временем при удалении оси спрединга от границы континента,термический режим океанической и континентальной литосферы в переходной зоне в значительной степени выравнивается. Это приводит к релаксации термического рельефа (рельефа, обусловленного термическим расширением или сжатием пород литосферы) прилегающего края континента, тогда как погружение прилегающего края океанической литосферы продолжается. В зоне термической спайки отсутствуют относительные горизонтальные смещения между океаническим и континентальным блоками литосферы. Исключение могут составлять небольшие коровые вертикальные подвижки, вызванные влиянием нагрузки осадков и выралсающиеся в мелкофокусной сейсмичности. [c.236] Подобный механизм термической спайки и теплообмена будет осуществляться между блоками океанической литосферы и при эволюции других типов палеодивергентных границ плит, сформированных в результате рассмотренных ниже процессов. [c.236] Перескок оси спрединга на расстояние в сотни километров - явление довольно распространенное в пределах океанической литосферы и наблюдается, как правило, в районах СОХ с большими и средними скоростями раздвижения (таких, как восточная часть Тихого океана). Здесь имеется несколько примеров перескока оси спрединга (рис. 7.7) перескок оси спредингового хребта Алук к западу и образование отрезка Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) в районе 55° ю.ш. -65° ю.ш. [186] перескок отрезка оси спрединга Галапагосского поднятия на 900 км к западу и образование отрезка ВТП на участке между 50° ю.ш. и 20° ю.ш. [387] наконец, перескок оси спрединга хребта Математиков на 450 км к востоку и образование нового отрезка спрединга ВТП на участке от 17° с.ш. до 22°с.ш. [387, 389]. [c.236] Принципиальная схема эволюции литосферы при перескоке оси спрединга показана на рис. 7.8. Результат перескока оси спрединга отражается в рельефе дна в виде старого, отмершего спредингового хребта, нового спредингового, хребта, сформированного на старой океанической литосфере и двух шовных зон - дальней и ближней к палео-спрединговому хребту, фиксирующих контакт разновозрастных литосфер, сформированных на новом и старом спрединговых хребтах (рис. 7.8, г)). Эти шовные зоны фиксируют места зарождения новой рифтовой зоны в пределах океанической литосферы они расположены симметрично относительно оси нового центра спрединга и субпараплельны ему. Правильная последовательность линейных магнитных аномалий, симметричных относительно своего спредингового хребта, нарушается в районе шовных зон, сохраняя тем не менее, прежнее или почти прежнее простирание [20, 43, 387, 389]. [c.236] Таким образом, перескок оси спрединга предполагает формирование нового отрезка СОХ на старой океанической литосфере. Этот процесс рассмотрен в работах [387, 20, 50]. Он включает следующие основные стадии растяжение и утонение старой океанической литосферы воздымание и сводообразование вследствие подъема высокотемпературного мантийного материала грабенообра-зование и разрыв сплошности старой океанической литосферы переход от рифтинга к спредингу и формированию нового срединно-океанического хребта и, наконец, установившийся спрединг на новом сегменте СОХ и прекращение спрединга на старом СОХ (рис. 7.8). [c.236] Зоны перехода от старой океанической литосферы к более молодой можно считать некоторым аналогом пассивных континентальных окраин. Поэтому изучение рельефа дна и понимание процессов, происходящих при формировании зон перехода от старой океанической литосферы к более молодой позволит в некотором приближении понять глубинное строение литосферы, скрытой под мощным покровом осадков в областях пассивных риф-тогениых континентальных окраин. [c.238] В окрестности рассматриваемых шовных зон наблюдается скачкообразное изменение региональных глубин дна для разновозрастных литосферных блоков. Причем в соответствии с законом V/ [115, 432] средние глубины участка молодой литосферы гораздо меньше, чем старой, более удаленной от оси нового спредингового хребта. Между разновозрастными литосферными блоками происходит латеральный перенос тепла от более молодого и нагретого блока к более старому, холодному. В результате региональный уступ будет постепенно сглаживаться, становясь со временем менее выраженным в рельефе. [c.238] Вернуться к основной статье