Образование поверхностных разломов, трещин и нормальных сбросов в пределах дивергентной границы плит вызвано горизонтальным растяжением наиболее холодной, хрупкой, верхней части литосферы. Однако в пределах узкой гребневой рифтовой зоны многие из геоморфологических черт обусловлены преобладающими вертикальными силами, вызванными внедрением даек из осевого резервуара магмы и приводящим к растрескиванию коры или образованием нормальных сбросов вдоль границ осевого грабена при обрушении линейной кальдеры в результате высвобождения давления магмы при извержении. Эти движения имеют также и горизонтальную компоненту, зависящую от ширины даек и интенсивности растрескивания коры. Однако генеральная ориентация разломов и трещин определяется горизонтальными силами растяжения.[ ...]
Как было отмечено выше, на флангах неовулканической зоны начинается зона интенсивного тектонического растрескивания. В пределах 2-3 км от оси некоторые из этих трещин имеют значительные вертикальные смещения по нормальным сбросам.[ ...]
Растрескивание коры, вероятно, является причиной пониженных значений сейсмических волн в слое 2А океанической коры. Этот слой при толщине около 500 м характеризуется значением объемной скорости сейсмических волн всего лишь 2,5-3,8 км/с [295], что заметно меньше, чем скорость, характерная для отдельных образцов (5,6-6,0 км/с). Впоследствии трещины заполняются осадками, запечатываются в процессе низкотемпературной диагенетической цементации. Высокотемпературные металлоносные растворы также стремятся заполнить трещины гидротермальными минералами. По мере того как продолжаются эти процессы сейсмическая скорость слоя 2А будет увеличиваться (до 5,5 км/сек), и зону трещиноватости трудно выделить по скоростям сейсмических волн.[ ...]
Изучение Срединно-Атлантического хребта в районе 41°с.ш. показало, что для медленно раздвигающихся хребтов характерно наличие протяженных разломов значительной длины (до 30 км), вытянутых вдоль простирания долины и чередующихся друг за другом через 2 км вкрест простирания рифтовой оси в пределах всей срединной долины и гребневых гор. Можно предположить, что эти разломы появились впервые в пределах внутренней долины на расстоянии около 2 км от оси. Их образование связывают с обрушением кальдеры осевого вулкана и последующим локальным изостатическим выравниванием [483]. Заметим, что характерный интервал времени между образованием таких разломов (порядка 2-105 лет) превосходит среднее время эпизодичности вулканизма внутреннего дна срединной долины в области ФАМОУС. Эти факты позволяют предполагать, что обрушение кальдеры, связанное с вулканизмом в осевой области, создает начальные разломы, а вязкое трение и региональное изостатическое выравнивание определяют рост этих разломов, а также вертикальные смещения, формирующие стенки срединной долины.[ ...]
При средних значениях скорости спрединга перепады высот по плоскостям сбросов, имеющих наклон в сторону оси спрединга, достигают только 50 м. Дно рифтовой долины относительно бортов погружено на меньшую глубину, чем это имеет место в случае медленно раздвигающихся хребтов. Поднятия рельефа существенно компенсируется пологими ( 5°) обратнонаклоненными сбросами [323].[ ...]
Морфологические следствия вулканических и тектонических процессов в быстро раздвигающихся хребтах отличаются от таковых в медленно раскрывающихся хребтах, но и здесь имеет место ситуация, только что описанная для медленно раздвигающихся хребтов. А именно, зарождение горстовых и грабено-вых морфоструктур, наблюдаемое вне вулканического поля, также обусловлено комплексным воздействием динамики осевого вулканизма, тектонического растяжения и локального изостатического выравнивания на краях вулканического поля.[ ...]
Таким образом, рельеф осевой части быстро раздвигающихся хребтов в пределах вершинного грабена определяется в значительной степени периодическими излияниями лавы. Этот процесс начинается с основного извержения, при котором магма из-под осевого резервуара (осевой магматической камеры, а, точнее, линзы расплава) заполняет вершинный грабен и растекается по склонам вулкана в пределах вулканического поля. Резкое падение давления в магматическом резервуаре после основного извержения приводит, как отмечалось выше, к обрушению кальдеры в вершинной части, причем стенки образовавшегося при этом нового осевого вершинного трога обрушения будут находиться внутри стенок старого осевого вершинного грабена вследствие расширения всей осевой области при внедрении даек [354]. После основного извержения возможны небольшие излияния через трещины, образующие невысокие (до 50 м) возвышенности на дне сформировавшегося осевого грабена.[ ...]
Подчеркнем еще раз, что хотя именно трещинные излияния лавы, переполняющие грабен, создают первичный рельеф склонов осевого вулкана, но их наклон в конечном итоге определяется вовсе не растекающейся лавой, а быстрым изостатическим выравниванием и проседанием вне оси раздвижения [354]. Плавно опускающиеся склоны осевого вулкана подвержены региональному растяжению, подобно периферийным зонам внутреннего дна срединных долин медленно раздвигающихся хребтов. Так же, как и в последних, это растяжение создает зону вертикальных трещин растяжения шириной до 500 м. В процессе накопления магмы в мелком подосевом резервуаре увеличивающийся гидростатический напор в канале будет способствовать поднятию верхнего крыла близ одной из трещин растяжения. Нижнее опустится, и на изгибе (в области максимальных напряжений изгиба) произойдет раскол и смещение другой стенки блока, блок просядет, образуя грабен. Нормальные сбросы с прямым и обратным падением создают здесь серию уступов с перепадом высот 50 м и менее. В результате получается картина чередования горстов и грабенов. Образование таких разломов может сопровождаться вулканизмом.[ ...]
Хотя данных до сих пор недостаточно, но уже сейчас можно высказать предположение о том, что кора при малых скоростях спрединга подвержена большему тектоническому воздействию (сбросы, трещины и т.д.), чем при больших скоростях. Исследования показывают, что область активных сбросов распространяется на 4-10 км в сторону от оси для хребтов с большой и средней скоростями спрединга, и заметно шире ( 30 км) - для медленно раздвигающихся хребтов [214, 326, 190] (см. рис. 2.1). Вне зоны активного сбросообразования, океаническую литосферу можно рассматривать как относительно жесткое тело. Граница зоны активных сбросов тем самым отмечает положение края границы плит или начала области квазижесткого поведения плит.[ ...]
В последние годы в результате широкого использования высокоразрешающих гидроакустических систем СИ БИМ, ГЛОРИЯ, СИ МАРК и системы АРГО появилась возможность детально за-картировать дизъюнктивные нарушения на больших площадях вдоль простирания осевых зон СОХ [190, 326, 376]. В частности, детальное картирование было проведено в осевой зоны ВТП на участке от 13° до 8° с.ш., [214, 190]. Система СИ МАРК-1 обеспечивала съемку в полосе шириной до 6 км. Иными словами, если судно было центрировано непосредственно над осевой зоной Успрея = 11 см/год), то границы полосы съемки достигали коры с возрастом 50 тыс. лет.[ ...]
Рисунки к данной главе:
| Гравитационные и батиметрические профили через рифтовые зоны СОХ с различными скоростями спрединга |
 |