ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСЕВОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ из "Океанический рифтогенез" В современных моделях спрединга предполагается, что вулканические и плутонические породы в рифтовой зоне формируются не в результате извержения и внедрения непосредственно из мантии, а образуются в процессе дифференциации мантийных компонентов первичной магмы в неглубоких магматических камерах, представляющих собой верхнюю часть астеносферного клина под СОХ. Последнее заключение подтверждается глубинами очагов землетрясений в рифтовых зонах, в большинстве своем расположенных в диапазоне 3 -7 км [298, 296], аномально высокими фоновыми значениями теплового потока [560, 515], плотностными моделями рифтовой зоны [205, 347, 384, 273, 203, 33] и термическими моделями спрединга [439, 495, 561,22,212, 288]. [c.140] Таким образом, можно достаточно уверенно предполагать, что под рифтовыми зонами СОХ существует обширное поднятие астеносферы, сложенное частично-разуплотненным материалом мантии, который в окрестности рифтовой оси может формировать легкоплавкие фракции частично расплавленного дифференцированного базальтового вещества, образующего магматические камеры. На основании первоначально полученных результатов Н.Слип и Ж.Мортон с соавторами [272, 498] представили возможные модели магматической камеры в рифтовых зонах СОХ (таблица 4.1). [c.140] Наиболее полно анализ информации, свидетельствующей о геометрии, петрологических и геохимических свойств и внутренней динамики магматической камеры, был дан в работах [493, 164]. [c.140] Значения скоростей продольных волн внутри большей части ЗПС понижены, по сравнению с нормальными скоростями для слоя 3 океанической коры на 1 км/с. Самые низкие значения скоростей (7 5км/с) приурочены к узкой ( 2 км ширины), относительно тонкой ( 1 км толщины) области ЗПС, расположенной в ее верхней части иепосредствен-но под осью спрединга [493]. Экспериментальные данные указывают на то, что значения продольных волн в базальтовых расплавах уменьшаются до V-3 км/с, по сравнению с нормальными значениями для базальтов У 6 км/с при температуре О С и давлении 1 атм. [390]. Причем понижение скоростей сейсмических олн происходит уже при температурах 200-400 С. [c.140] На рис. 4.1 показано сравнение сейсмической структуры осевой зоны для трех профилей. Ошибка в измерениях могла составлять 0,5 км/с, что соответствует 0,2 км глубины [289]. Глубина отражающего горизонта, соответствующего кровле магматической камеры, изменяется на расстоянии 50 км от 2 км на профиле 17 до 1,5 км на профиле 20, что указывает на изменения в глубине кровли магматической камеры. [c.142] Следует отметить, что сейсмические волны фиксируют отражения от кровли камеры и не фиксируют отражения от стенок. Этот факт свидетельствует о том, что либо стенки камеры очень крутые, либо имеет место слишком плавный переход в упругих свойствах пород камеры и ее окружения. Дно камеры также может совпадать с одним из отражающих горизонтов, который прослеживается [юд осью ВТП, На рис. 4,1 показано, что кровля камеры на профиле 17 имела полную ширину 8 км, а на профилях 19 и 20 соответственно 2 и 4 км [289]. Если на профиле 17 кровля магматической камеры в несколько раз шире, чем на профилях 19 и 20, то, возможно, это связано с большим объемом расплава вблизи кровли камеры. [c.142] Начиная с 1981 г., сейсмические исследования систематически проводились в окрестности осевой зоны ВТП. Результаты интерпретации полученных данных также свидетельствовали о наличии под осевой зоной на глубине 2-5 км области пониженных скоростей сейсмических волн, ассоциированной с осевой магматической камерой, имеющей кровлю шириной 2-3 км, расположенную на глубине 1,5-3,0 км ниже уровня дна океана. Типичные значения скоростей сейсмических волн в пределах камеры 4,5-5,0 км/с. Цен- фальная часть камеры сужается гю мере приближения к поверхности, и в этой части может располагаться небольшой магматический резервуар, непосредственно ответственный за отдельные излияния (рис. 4.2). [c.142] Глубина до кровли магматической камеры хорошо фиксируется по сейсмическим данным. Эта глубина вдоль исследованного участка ВТП варьирует от 1,2 до 2,4 км (ниже уровня дна). Обнаружена корреляция глубины магматической камеры (т.е. толщины хрупкой коры, перекрывающей камеру) с глубиной дна осевой зоны. Последняя для исследованного участка ВТП варьирует не более чем на 300 м на всем протяжении в 500 км, в то время как изменения глубины кровли магматической камеры могут превышать 1 км (рис. 3.6, б). Самые мелкие участки осевого поднятия (южнее трансформного разлома Клиппертон, между И с.ш. и 11 40 с.ш., а также к северу и югу от ПЦС на 12 54 с.ш. связаны, как правило, с самой тонкой корой над камерой. [c.143] Отражающий горизонт кровли ОМК углубляется также по мере приближения к большим зонам ПЦС. Он может быть либо прослежен в самой зоне ПЦС (в пределах одной из ветвей), либо не фиксироваться совсем, что предполагает исчезновение выраженной ОМК. Однако в случае небольших зон ПЦС можно ожидать наличия ОМК под обеими перекрывающимися ветвями осей спрединга. При детальных сейсмических исследованиях [225, 318, 319] были зарегистрированы нарушения геометрии ОМК и под небольшими зонами ПЦС на 12 54 с.ш., на 12°37 с.ш. и на 9° 03 с.ш., что соответствует предсказаниям о вероятном разрушении ОМК [341]. [c.144] Детальные сейсмические исследования дали возможность в общих чертах предположить форму и протяженность ОМК на участках ВТП с большими скоростями раздвижения. Предполагаемая модель, согласующаяся с данными наблюдений, для быстро раздвигающихся хребтов представлена иа рис. 4.3, а. Камера имеет относительно выровненную кровлю шириной 2-3 км,и может быть заполнена как расплавленным, так и частично затвердевшим магматическим веществом. На рис. 4.3, а изображена камера грибообразной формы с выпуклой кровлей и узким подводящим магматическим каналом. Естественно, что как о корневой структуре локальной осевой камеры, так о ее вещественном составе имеется лишь очень приближенная информация. [c.144] Участки пониженных скоростей сейсмических волн в осевой зоне СОХ, ассоциированные с коровой магматической камерой, были обнаружены и в спрединговых хребтах со средними скоростями раздвижения. Так, в юмсной части хребта Хуан де Фука (Уа реа 6,0 см/год) были проведены многоканальные сейсмические исследования осевой зоны с целью изучения глубинного строения корьЕ и структуры осевой магматической камеры. Площадь исследований простиралась от трансформного разлома Бланко к северу до 45°40 с.ш. Результаты сейсмических исследований показали, что кровля магматической камеры располагается здесь на глубине 2,3-2,5 км от уровня дна осевой долины [412]. [c.145] Таким образом, сейсмические данные еще раз подтверждают вывод, сделанный во второй главе, о существенном различии глубинной структуры быстро- и медленно раздвигающихся спрединговых хребтов, выражающемся в различии их геолого-геофизических характеристиках, глубинном строении коры, толщине литосферы и в различии геодинамических процессов, управляющих апвеллингом и аккрецией океанической коры. [c.148] Вернуться к основной статье