Наши представления о строении рифтовых зон СОХ существенно изменились за последние 10-15 лет. Это связано с развитием инструментальной базы и техническими возможностями, предопределившими появление новых геолого-геофизических методов, повысивших эффективность исследований океанической литосферы.[ ...]
В настоящем разделе представлена целостная разномасштабная картина сегментации рифтовых зон СОХ и рассмотрена геодинамическая природа сегментов каждого уровня (табл. 3.1).[ ...]
Первый уровень сегментации СОХ - уровень литосферных плит, или уровень тройных соединений (ТС), включает сегменты рифтовых зон с характерным размером в несколько тысяч километров и временем существования десятки - максимум первые сотни миллионов лет (см. табл. 3.1). Эти характеристики во многом связаны с особенностями геометрии и кинематическими параметрами относительного вращения соседних плит, которые, в свою очередь, определяются жесткостью плит и характером мантийной конвекции. В пределах сегментов сохраняется генеральное простирание границы плит, а величины линейных скоростей спрединга изменяются лишь в соответствии с положением полюса относительного вращения плит. Сегменты этого ранга ограничены на концах зонами ТС, т.е. местами, где встречаются границы трех плит (рис. 3.1).[ ...]
Второй уровень сегментации - уровень средин-но-океанических хребтов (или уровень трансформных разломов) характеризуется размерами сегментов рифтовых зон СОХ в несколько десятков или первые сотни километров и временем их устойчивого развития десятки миллионов лет [47]. Крупные трансформные разломы смещают отрезки хребта на десятки и даже сотни километров, т.е. на расстояния заметно превышающие поперечный размер рифтовой зоны (см. рис. 3.1). Появление сегментов этого уровня молено связать с наличием отрезков границы плит значительно отклоняющихся (в пределах генерального тренда) от направления на полюс раскрытия, а также с существованием ослабленных зон, вызванных аномалиями в структуре, вещественном составе или в глубинном строении литосферы.[ ...]
Поступление магмы в магматическую камеру происходит, видимо, эпизодически, и является функцией высвобождения большого количества расплавленного вещества с глубин более 30 - 40 км в верхней мантии. Концентрация расплавленного вещества в центральной части сегмента приводит к увеличению объема (разбуханию) магматической камеры и миграции расплава вдоль оси к краям сегмента. С приближением к трансформному разлому глубина кровли, как правило, опускается вплоть до полного исчезновения соответствующего горизонта близ трансформного разлома. Это в значительной степени обусловлено охлаждающим влиянием более старого литосферного блока, граничащего с осевой зоной по трансформному разлому (эффект трансформного разлома). Соответственно, наблюдается и постепенное погружение уровня дна океана (см. рис.3.2).[ ...]
Локальные осевые магматические камеры можно представить как узкие резервуары над телом астеносферного поднятия (стационарных магматических камер), которые периодически насыщаются расплавом до некоторой критической массы, а затем изливаются на поверхность и истощаются в конце вулканической стадии тектоно-вулкани-ческого цикла. Формирование и эволюция осевой камеры через ее термическое состояние находят отражение в форме рельефа осевой зоны (форма поперечного сечения осевого поднятия, наличие осевого вершинного грабена и др.) (см. рис. 3.6). Подробно структура осевых магматических камер будет рассмотрена в следующей главе.[ ...]
Рисунки к данной главе:
| Сегментация участка ВТП на уровне трансформных разломов (2-й масштабный уровень) |
 |
| Принципиальная схема глубинной структуры литосферы осевых зон СОХ |
 |