ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы Области пересечения трансформных разломов и срединно-океанических хребтов из "Океанический рифтогенез" Характерные черты рельефа дна и распределения аномальных геофизических полей в зонах трансформных разломов различных типов определяются их глубинным строением и контролируются относительным движением краев литосферных плит, контактирующих вдоль простирания трансформного разлома. Для выявления количественных характеристик относительного движения краев плит вдоль трансформных разломов можно использовать мгновенную кинематику движения литосферных плит Земли. [c.99] В соответствии с этим трансформные разломы океана были отнесены к трем основным типам, различающимся по характеру динамики взаимодействия краев плит на активных участках трансформных разломов разломам чистого сдвига, разломам со сжатием и разломам с раздвижением (рис. [c.100] Трансформные разломы с чистым сдвигом. [c.100] Здесь X - коэффициент термической диффузии пород литосферы, Ф — функция вероятности, (Гя + Сг) - температуры мантии под осевой зоной срединного хребта, т.е. при / = 0. В модели пограничного слоя глубина изотерм и подошвы литосферы, а также глубина дна океана к, отсчитываемая от ее значения на оси хребта, увеличиваются пропорционально значению V/. [c.100] Результаты расчетов краевого гравитационного эффекта для идеальных трансформных разломов, разделяющих разновозрастные блоки литосферы, показывают, что при фиксированном возрасте молодого блока увеличение возраста старого блока /г приводит к возрастанию величины Ag (см. рис. 3.13, профили 3, 5, 7, 9). Аналогично любое уменьшение возраста молодого блока при фиксированном возрасте более старого блока 2 также приведет к возрастанию аномалий Дg (профили 4, 6, 8, 10). [c.101] Причем амплитуда Дg возрастает прямо-пропорционально увеличению Лг при фиксированном возрасте одного из блоков (вне осевой части СОХ). Например, амплитуда краевого эффекта увеличивается от 25 мГал для возрастов контактирующих блоков / = 10 и Гг = 20 млн лет (профиль 5) до 58 мГал при возрастах = 10 и 2 = 40 млн лет (профиль 9). Такое увеличение Ag является следствием возрастания разности глубин (Аг-АО и подошв блоков литосферы Нг-Нх), расположенных по разные стороны разлома, и до некоторой степени изменения в строении верхних слоев литосферы с возрастом. При фиксированной разности возрастов Лг = (/2- 0 с ростом абсолютных значений /] и 2 происходит уменьшение разности глубин дна (/22-/11) и подошв литосферы (Я2-Я1), а, следовательно, уменьшается и гравитационный краевой эффект А . [c.101] Этот контакт приводит к распространению термической аномалии и связанного с ней повышения рельефа дна от осевой области разлома на 20-30 км в сторону холодного блока. Дополнительное превышение температуры становится меньше с удалением от оси хребта в пассивную часть разлома, однако и через 50 млн лет его следы обнаруживаются в виде размазанной широкой области превышения рельефа амплитудой 100-300 м. Поднятие поверхности рельефа и подошвы литосферы вносит противоположный вклад в гравитационные аномалии, и поэтому изменение амплитуды последних, вызванное теплообменом блоков на активном участке разлома, не превышает 5 мГал. [c.102] Для гравитационных исследований немаловажное значение имеет тот факт, что аномалии Л св по профилям вкрест простирания разлома в пределах его активного участка будут отличаться от аномалий А св по профилям в пределах пассивного участка и взятых для того же сочетания возрастов блоков литосферы (но уже для другого разлома), а, следовательно, и близкого их строения. Причина этого - различие термической эволюции блоков. [c.103] Таким образом, результаты расчетов (см. рис. 3.14) дают возможность оценить вклад каждого из рассмотренных эффектов в рельеф, тепловой поток и аномальное гравитационное поле. Хотя все изложенное в этом разделе касалось в основном первого геодинамического типа трансформных разломов -разломов с чистым сдвигом, необходимо иметь в виду, что процессы латерального теплообмена разновозрастных блоков литосферы имеют место и в двух остальных типах трансформных разломов с раздвижением и со сжатием краев плит. [c.103] Геоморфологические и геофизические исследования трансформных разломов показывают, что центральная часть активного участка разлома является наиболее вероятным (хотя и не единственным) местом внедрения интpyз н l. Время действия интрузии может быть самым разнообразным. Кроме того, тепловое влияние отрезков рифтовой зоны, рядом с которыми проходит старый блок литосферы, до некоторой степени идентично возобновлению действия интрузии, так что вгюлие вероятным представляется распространение действия интрузии на ближайшую (3-5 млн лет) часть пассивного участка разлома. [c.105] Результаты расчетов показаны на рис. 3.17 для примера трансформного разлома со смещением рифтовой оси А/ = 30 млн. лет. Максимальное поднятие рельефа приразломР1ых, термических хребтов достигает АЛ 1,5 км, а ассоциированные с ним гравитационные аномалии 80 мГал. Поднятие термического хребта не может превосходить по высоте уровень срединно-океанического хребта. С другой стороны, это поднятие зависит от толщины старого блока литосферы и глубины внедрения интрузии h. Как видно из рис. 3.17, область океанической литосферы по обе стороны от разлома подвержена термическому влиянию интрузии. Это выражается в наличие приразломных термических хребтов и повышенных величин теплового потока. С удалением от разломной зоны (ортогонально ее простиранию) тепловой поток будет приближаться к своим нормальным для данного возраста литосферы значениям. [c.105] Существуют трансформные разломы, у которых высота приразломных хребтов в пределах их активных участков значительно превышает термическую высоту. А в пределах пассивных участков таких разломов заметная амплитуда приразломных хребтов может сохраняться в течение 80 млн лет и более остывания литосферы. Таковы, например, хребты, обрамляющие участки трансформных разломов Романш, Вима, Чейн, Кейн и др. Хотя здесь рельеф приразломных хребтов понижается с возрастом литосферы, но все же он остается существенным на большом протяжении пассивных участков (см. рис. 3.15). Формирование таких хребтов, по-видимому, в значительной степени связано с явлением серпентинизации ультраосновного мантийного материала, поднимающегося вдоль стенок разломов на их активных участках. [c.106] При подъеме по разломной зоне с раздвижением до глубин 10 км и менее (от уровня дна океана), что приблизительно соответствует положению границы Мохоровичича в океанической литосфере, ультра-основная мантийная интрузия может попадать в зону циркуляции термальных вод. Здесь при Т= 300- 500°С создаются благоприятные условия для процесса серпентинизации ультрабазитов. Наши расчеты (см. рис. 3.17, а), а также наблюдаемые над такими разломными зонами повышенные значения теплового потока (в 2-4 раза превышающие нормальные значения д для океанической коры) предполагают наличие температурного интервала серпентинизации на глубинах 3-10 км (эти глубины сильно зависят от положения кровли высокотемпературного интрузивного мантийного материала). Постепенная серпентинизация перидотитов понижает их плотность до значений, меньших плотности окружающих пород океанической коры, и приводит к увеличению их объема на 15-20% [45]. [c.106] Как отмечалось, та часть рельефа приразломных хребтов, которая обусловлена термическим расширением пород, релаксирует уже через 10-15 млн. лет после прекращения активного действия мантийной интрузии. Рельеф приразломных хребтов, остающийся после термического остьшания, обусловлен в основном протрузиями серпентинитов и связанными с ними поднятиями блоков земной коры. Эти хребты, видимо, сохраняются в рельефе дна значительный период времени (десятки миллионов лет) и прослеживаются вдоль пассивных участков трансформных разломов на многие сотни километров. [c.106] Станции драгирования позволили обнаружить по склонам многих разломных долин и приразломных хребтов базальтовые и габброидные породы, а также ультрабазиты (гарцбургиты, дуниты, лерцолиты и др.) с разной степенью серпентинизации [238, 253, 335, 123, 112]. Такие породы часто обнажаются по всему склону хребта (от подошвы до вершины), а иногда и полностью слагают приразломные хребты (участки разломных зон Вима, Оуэн, Романш, Сан-Паулу и др.). Во многих драгированных серпентинитах наблюда-ются четкие признаки формирования их в процессе тектонического выжимания [175]. [c.106] Активная часть разлома Вима сейсмична. Эпицентры землетрясений расположены в основном вдоль подножия южной стенки разлома механизмы в очагах свидетельствуют о преимущественно сдвиговом движении по трансформному разлому [519]. Пассивные участки разлома асейсмичны. [c.107] Детальные сейсмические исследования осадочного чехла разломной долины позволили обнаружить нарушенную зону вдоль ее простирания. Характер деформаций свидетельствует о наличии локальных областей сжатия и растяжения, имеющих, по-видимому, подчиненный характер и косвенно связанных с относительным движением контактирующих плит. Области скучивания и воздымания осадков могут быть обусловлены внедрением локальных мантийных протрузий под осадочным чехлом [235]. Такие нарушения верхних частей осадочного чехла могли произойти в течение 500 тыс. лет. Ложе долины под осадочным чехлом (по данным MOB) представляет собой ряд возвышенностей и депрессий [235, 544]. Глубинное строение океанической литосферы в приразломной зоне, полученное по результатам сейсмических исследований в районе 42 з.д.-43° з.д. показывает, что сейсмический слой 3 океанической коры (Fp=5,9-6,3 км/с) под разломной долиной значительно утонен (мощность его около 2,5 км) [368]. [c.107] Непосредственно под этим слоем залегают породы верхней мантии (Гр=8,12 км/с), кровля которой располагается выше ожидаемой границь Мохоровичича. Все это говорит в пользу подъема высокотемпературного мантийного вещества по разломной трещине на исследуемом участке разлома. Высокотемпературное мантийное вещество здесь, видимо, было поднято до глубины проникновения гидротермальной циркуляции. [c.107] Вернуться к основной статье