Геодинамический анализ рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов с переходной морфологией

Розова, Анастасия Васильевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геодинамический анализ рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов с переходной морфологией
ВАК РФ 25.00.25, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Геодинамический анализ рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов с переходной морфологией"

На правах рукописи

РОЗОВА Анастасия Васильевна

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ РЕЛЬЕФА ДНА РИФТОВЫХ ЗОН СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ С ПЕРЕХОДНОЙ МОРФОЛОГИЕЙ

25.00.25 - геоморфология и эволюционная география

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук

Москва - 2006

Работа выполнена на кафедре геоморфологии и палеогеографии географического факультета Московского государственного университета им. М.ВЛомоносова

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук

Е.П. Дубинин

Официальные оппоненты: доктор географических наук, профессор

А.В. Ильин

кандидат географических наук, старший научный сотрудник

Н.Н. Турко

Ведущая организация:

Институт океанологии им. П.ГГ. Ширшова РАН

Защита состоится И мая 2006 г. в 15°° часов на заседании диссертационного совета по геоморфологии и эволюционной географии, гляциологии и криолитологии Земли, картографии и геоинформатике (Д-501.001.61) в Московском государственном университете им. М.В.Ломоносова по адресу: 119992, Москва, ГСП-2, Ленинские горы, МГУ, Географический факультет, ауд.2109.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке географического факультета МГУ по адресу: 119992, Москва, ГСП-2, Ленинские горы, Главное здание МГУ, 21 этаж.

Автореферат разослан /О апреля 2006 г.

Отзывы на автореферат (в двух экземплярах, заверенных печатью) просим отправлять по адресу: 119992, Москва, ГСП-2, Ленинские горы, МГУ, Географический факультет, ученому секретарю диссертационного совета Д-501.001.61. Факс: (495) 932-88-36. E-mail: eeoeco@geogr.msu.su

Ученый секретарь диссертационного совета, профессор

Ю.Ф. Книжников

2-ОР& д

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы

Рифтовые зоны срединно-океанических хребтов (СОХ) уже несколько десятилетий являются объектом повышенного научного интереса морских геоморфологов и геологов. Именно в рифтовых зонах СОХ были сделаны фундаментальные научные открытия, связанные с активной тектоно-магматической и гидротермальной деятельностью, приводящей к аккреции океанической коры, формированию месторождений глубоководных полиметаллических сульфидов и образованию морфоструктурного плана всего океанского дна. Важнейшим параметром, определяющим интенсивность наращивания океанической коры, является скорость спрединга. По этому параметру спрединговые хребты были разделены на медленноспрединговые (Успр< 4 см/год) с характерной морфологией рифтовых долин (например, Срединно-Атлантический хребет), быстроспрединговые (Успр> 8 см/год) с типичной морфологией осевых поднятий (например, Восточно-Тихоокеанское поднятие) и среднеспрединговые (Успр= 4-8 см/год) с некоторым промежуточным, или переходным типом морфологии (например, Юго-Восточный Индийский хребет, хр. Хуан-де-Фука и др.). Последний тип морфологии, являясь характерным для среднеспрединговых хребтов, нередко встречается и на хребтах с высокой и низкой скоростями спрединга. Рельеф дна и глубинное строение спрединговых хребтов с морфологией рифтовых долин и морфологией осевых поднятий изучены в настоящее время сравнительно неплохо. Спрединговые хребты с переходной морфологией исследованы в гораздо меньшей степени. Это касается как особенностей строения рельефа дна, так и глубинных геодинамических процессов, управляющих аккрецией новой коры и эндогенным рельефообразованием

Рельеф рифтовой зоны часто оказывается прекрасным индикатором глубинного строения коры. Поэтому исследование рельефа рифтовых зон в областях изменения морфологии от рифтовых долин к осевым поднятиям крайне важно для понимания характера изменения механизмов аккреции океанической коры и строения литосферы в этих областях.

Цель диссертационной работы

Выявить особенности строения рельефа рифтовых зон с переходным типом морфологии, установить закономерности его изменений при переходе от морфологии осевых поднятий к морфологии рифтовых долин и определить геодинамические причины этих изменений. .......

РОС НАЦИОНАЛЬНАЯ БИБЛИОТЕКА С.Петербур! <3 ОЭ

етербурр? Я ,

Для реализации поставленной цели необходимо:

рассмотреть геодинамические обстановки существования переходной морфологии;

выявить типичные формы рельефа, образующие морфологию рифтовых зон переходного типа и установить закономерности изменения рельефа рифтовых зон переходного типа при изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам;

провести анализ параметров морфоструктурной сегментации рифтовых зон с различным типом морфологии;

выявить геодинамические причины изменения форм осевого рельефа и параметров морфоструктурной сегментации рифтовых зон с различным типом морфологии;

установить зависимость между изменением элементов рельефа рифтовой зоны переходного типа и изменением глубинных структур, предсказываемых по результатам геолого-геофизических исследований и численного моделирования. Материалы, используемые в работе

Цель и задачи диссертационной работы потребовали сбора и анализа значительного геоморфологического и геолого-геофизического материала по результатам исследований на разных участках Мировой системы рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Большая часть данных сосредоточена в отечественных и зарубежных публикациях. В работе использовался также обширный картографический материал и цифровые гриды. Привлекались и материалы, предоставленные для анализа зарубежными коллегами: серия среднемасштабных (1:200000) батиметрических карт хребта Рейкъянес, опубликованных коллективом авторов [Keeton et al., 1997], предоставленная Р. Сирлом (R.C.Searle, Univ. of Durham, UK), цифровые гриды участка Срединно-Атлантического хребта к югу от Азорского поднятия, предоставленные П. Жантом с коллегами (P.Gente et al., Institut Universitaire Européen de la Mer, Université de Bretagne, Brest, France). Методика работы

За основу структуры диссертационной работы принималось разделение морфологии рифтовых зон на 3 типа: морфологию осевых поднятий, переходную морфологию и морфологию рифтовых долин [Ma, Cochran, 1996; Sempere et al., 1997]. Для анализа параметров морфоструктурной сегментации использовалась классификация уровней сегментации рифтовых зон СОХ [Дубинин, Ушаков, 2001].

Для выявления связей между рельефом и глубинным строением литосферы использовались результаты численного [Галушкин и др., 2002] и экспериментального [Грохольский, Дубинин, 2006] моделирования, проведенного научным коллективом сектора геодинамики Музея землеведения МГУ. Основные защищаемые положения

1. Переходная морфология рифтовых зон спрединговых хребтов встречается как на хребтах со средней скоростью спрединга, так и в рифтовых зонах с низкой и высокой скоростью раздвижения, подверженных влиянию мантийных плюмов («горячих точек») или структурных нарушений типа трансформных разломов и нетрансформных смещений. Для переходной морфологии характерны следующие формы рельефа: крупное поднятие, среднее поднятие и поднятие осевого вулкана, ограниченные полуграбенами и депрессиями.

2. Переход от морфологии осевых поднятий быстро раздвигающихся хребтов к морфологии рифтовых долин медленно раздвигающихся хребтов осуществляется путем зарождения и постепенного углубления рифтовой долины, в которую погружается крупное поднятие. Одновременно происходит формирование среднего поднятия, которое затем часто погружается в пределы крупного грабена. При этом структуры более мелкого масштаба (осевые вулканы и осевые грабены) могут появляться и исчезать на любой из промежуточных стадий изменения морфологии.

3. Изменение морфологии осевых зон происходит одновременно с изменением длин сегментов осевых зон СОХ, а также типов морфоструктурных нарушений и амплитуд смещений по ним.

4. Изменения морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине, а также изменения морфоструктурной сегментации рифтовых зон, могут быть результатом уменьшения скорости спрединга, температуры мантии и интенсивности магмоснабжения (при возможном взаимодействии всех трех факторов). Эти факторы приводят к уменьшению размеров и увеличению глубины кровли осевой магматической камеры (вплоть до ее полного исчезновения) и заглублению области сфокусированного мантийного апвеллинга, что, в свою очередь, отражается в изменении плотностной структуры литосферы в осевой зоне, в увеличении эффективно-упругой мощности литосферы, и, как результат, в последовательном изменении форм рельефа переходного типа.

Научная новизна работы

В работе впервые представлен анализ эволюции рельефа рифтовых зон от морфологии типа рифтовых долин до осевых поднятий. Проведено описание и типизация форм рельефа рифтовых зон переходного типа. Исходя из анализа характерных элементов рельефа рифтовой зоны, выявлены закономерности их изменения, и установлена тенденция в вариации глубинного строения осевой литосферы при переходе от морфологии рифтовых долин к морфологии осевых поднятий.

Практическое значение работы

Результаты работы показывают, что рельеф рифтовой зоны вместе с геофизическими данными позволяет судить о глубинном строении осевой литосферы и о глубинных процессах образования океанической коры. Исследование рельефа слабоизученных рифтовых зон с меняющейся морфологией позволяет даже при отсутствии геофизических данных получить представление об изменении строения литосферы этих рифтовых зон.

Полученные результаты могут быть использованы при прогнозировании приуроченности гидротермальных полей и глубоководных полиметаллических сульфидов к морфотектоническим структурам рифтовых зон. Апробация работы

Основные результаты диссертационного исследования докладывались и были опубликованы в материалах следующих конференций: VI и VII Международной конференции студентов и аспирантов по фундаментальным наукам «Ломоносов» (Москва, 1999, 2000); IV и V Щукинских чтений (Москва, 2000, 2005); XXXIV и XXXV Тектонического совещания (Москва, 2001, 2002); XXXVII Тектонического совещания (Новосибирск, 2004); 7-ой Международной конференции по тектонике литосферных плит им. Л.П.Зоненшайна (Москва, 2001); Молодежной конференции «2-е Яншинские чтения» (Москва, 2002); XX Всероссийской молодежной конференции (Иркутск, 2003); Молодежной школы XXXVII Тектонического совещания (Москва, 2004); XXVIII Пленума геоморфологической комиссии РАН (Новосибирск, 2004); VI International Conference on Geomorphology (Zaragoza, 2005). Публикации

По теме диссертации опубликовано 14 научных работ и две находятся в печати.

Объем и структура работы

Диссертация объемом страниц печатного текста состоит из введения,

шести глав, заключения. Текст иллюстрирован рисунками и графиками, таблицами. Список литературы включает £$0 названий. Благодарности

Автор выражает искреннюю признательность научному руководителю д.г.-м.н. Е.П.Дубинину, сотрудникам сектора геодинамики Музея землеведения МГУ дт.н. Ю.И.Галушкину, к.г.-м.н. А.А.Свешникову, к.г.н. А.Л.Грохольскому, н.с. Н.И.Белой, н.с. К.А.Скрипко, профессорам и преподавателям кафедры геоморфологии и палеогеографии Географического факультета МГУ д.г.н. Ю.Г.Симонову, д.г.н. Г.А.Сафьянову, д.г.н. Г.И.Рычагову, к.г.н. В.В.Фролю, к.г.н. В.И.Мысливцу, сотрудникам лаборатории геоморфологии и тектоники дна океанов ГИН РАН д.г.-м.н. А.О.Мазаровичу, к.г.н. Н.Н.Турко, к.г.н. Г.В.Агаповой и к.ф.-м.н. С.Ю.Соколову, а также профессору Даремского Университета (Англия) Роджеру Сирлу за неоценимую помощь в работе, предоставленные материалы и ценные консультации.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 00-05-64399 и на заключительном этапе проект № 06-05-65254-а).

Глава 1. Рельеф дна и геолого-геофизическое строение рифтовых зон срединно-океаннческих хребтов с морфологией рифтовых долин и осевых поднятий

В первом разделе первой главы определяются основные понятия, которые используются в работе. Также рассматриваются типы морфоструктурных нарушений и используемая в работе классификация разномасштабных порядков морфоструктурной сегментации рифтовых зон СОХ.

Во втором разделе описываются особенности рельефа рифтовых зон с морфологией рифтовых долин, их геолого-геофизическая характеристика и морфоструктурная сегментация. Рифтовые долины являются характерными формами рельефа для СОХ с медленным спредингом. Типичным примером такого рода хребтов является Срединно-Атлантический хребет (САХ). Его морфология и геолого-геофизическое строение хорошо изучены и описаны во многих фундаментальных работах [Кленова, Лавров, 1975; Леонтьев, 1982; Удинцев и др., 1973; 1977; 1996; Литвин, 1980; Мирлин, 1985; Ильин, 1976; 1996; Харин, Чернышева, 1997; Фроль, 1987; Турко, Морозов, 1989; Пущаровский, 1999; Мазарович, 2000; Мазарович и др., 2001 и др.]. Как правило, рифтовая долина состоит из внутреннего дна, где располагаются центральные вулканы, внутренних стенок, террас и внешних стенок

Внешние стенки образуют границу между срединной долиной и рифтовыми горами. Ширина рифтовых долин обычно составляет около 30 км, а глубина - около 1,5-3 км.

Сейсмические исследования, проведенные в окрестности рифтовых зон СОХ, свидетельствуют о существовании зоны пониженных скоростей сейсмических волн в подкоровой мантии, а геотермические модели [Сорохтин, Ушаков, 2002; Галушкин и др., 1994] предполагают поднятие кровли астеносферы под осевыми зонами СОХ. На СОХ с морфологией рифтовых долин на уровне нижней и верхней коры сейсмические данные иногда выявляют аномалии сейсмических скоростей, связанные, по всей видимости, с локальными короткоживущими магматическими очагами аккумуляции расплава. Такие области были обнаружены с помощью сейсмической томографии, например, в центральной части сегмента на 35° с.ш. САХ [Magde et al., 2000]. Однако устойчивой осевой магматической камеры в коре под рифтовыми долинами современными геофизическими методами нигде не обнаружено за исключением редких участков с аномально высокими температурами мантии, обусловленными влиянием горячих точек (например, участок хребта Рейкъянес) [Constable et al., 1997].

Морфоструктурная сегментация рифтовых зон с морфологией рифтовых долин сильно отличается от сегментации рифтовых зон с другими типами морфологии [Дубинин и др., 1992; Sempere et al., 1993; Macdonaid, 1998]. В пределах рифтовых долин образуются нетрансформные смещения, которые при других типах морфологии обычно не встречаются. Сильно отличаются по своему рельефу и более мелкие нарушения оси спрединга. Морфоструктурные нарушения оси рифтовых долин находят наибольшее отражение в изменении глубины вдольосевого профиля по сравнению с любыми другими типами рифтовых зон. Связанные с сегментацией перепады высот вдольосевого профиля могут достигать 5 км. Для рифтовых долин характерно образование самых коротких сегментов второго, третьего и четвертого порядка. Ось спрединга в пределах рифтовых долин часто существенно отличается по своему простиранию от общего простирания срединно-океанического хребта.

Для рельефа склонов срединно-океанических хребтов, обладающих рифтовой долиной, характерна сильная расчлененность. Она создается высокими и близко расположенными друг к другу абиссальными холмами, ограниченными крупными сбросами. Абиссальные холмы склонов рифтовых долин отличаются значительной высотой и шириной. Вероятно, это связано с большой глубиной проникновения разломов в пределы океанической коры, образованной в рифтовых долинах.

В третьем разделе рассматриваются спрединговые хребты с морфологией осевого поднятия, типичным представителем которых является быстроспрединговое

Восточно-Тихоокеанское поднятие (Bill). Рельеф осевой зоны этого хребта характеризуется горстообразным поднятием шириной в среднем порядка 30 км и высотой 400-500 м [Lonsdale, 1977, 1985, 1989; Macdonald et al., 1984; Macdonald, Fox, 1988]. Посередине горстообразного поднятия располагается осевое поднятие, которое может приобретать треугольную, купольную или трапециевидную форму. В центральной части осевого поднятия периодически появляется вершинный грабен глубиной в первые десятки метров и шириной десятки-сотни метров, который протягивается на расстояние в десятки километров вдоль оси [Lonsdale, 1977; Macdonald, Fox, 1988]. Вершинный грабен с обеих сторон ограничивается плавно понижающимися вулканическими склонами, изредка осложненными поднятиями более поздних внеосевых вулканических извержений. На расстоянии от оси в 1-1,5 км эти склоны сменяются резко расчлененным рельефом горстов и грабенов.

В окрестности рифтовой зоны осевых поднятий сейсмические методы фиксируют два основных отражающих горизонта. Один из них достаточно стабильный и прослеживается на глубинах 4-7 км. Он, вероятно, определяется положением границы Мохо и связан с существованием поднятия кровли астеносферы под осевыми зонами СОХ с характерной шириной поднятия 20-30 км (полная ширина) и глубиной залегания кровли астеносферы 5-10 км. Второй отражающий горизонт находится на глубине 1-3 км ниже дна океана. Он прослеживается на 0,54 км в каждую сторону от оси спрединга и, вероятно, связан с существованием под осевыми поднятиями осевой внутрикоровой магматической камеры (ОМК). В осевых зонах быстро раздвигающихся хребтов также было обнаружено наличие зоны резкого снижения скоростей сейсмических волн, ассоциированной с расплавленным материалом, аккумулированным вблизи кровли ОМК. Он может скапливаться в виде тонких линз расплавленного базальта, располагающихся над основной магматической массой в верхней части очага. Толщина таких линз составляет первые десятки метров, а их ширина в направлении, перпендикулярном хребту, варьирует от 1 до 3 км [Sinton, Detrick, 1992]. Протяженность этих образований вдоль хребта может достигать десятков километров. Прослеживается корреляция глубины и формы ОМК с глубиной и рельефом дна осевой зоны [Macdonald, Fox, 1988; Дубинин и др., 2001].

Для морфоструктурных нарушений рифтовых зон с осевыми поднятиями характерен ряд особенностей. На тройных соединениях здесь часто образуются микроплиты. В областях соединения рифтовых зон с трансформными разломами нередко формируются структуры перекрытия осей спрединга. Последние являются

характерными морфоструктурными нарушениями 3-го и 4-го порядков, сегментирующими осевые зоны быстро раздвигающихся хребтов. Нарушения пятого порядка здесь представлены искривлениями в линейном простирании осевого вулкана, в отличие от рифтовых долин, где осевые вулканы на нарушениях этого типа полностью исчезают. Сегментация осевых поднятий не очень сильно изменяет осевую глубину, хотя здесь нарушениям также соответствуют области максимальных глубин оси. В результате, вдольосевой профиль глубины хребтов с осевыми поднятиями гораздо менее изрезан, а сегменты осевых поднятий 2-4 порядка оказываются, в целом, намного длиннее, чем сегменты рифтовых долин.

Рельеф флангов хребтов с осевыми поднятиями очень слабо расчленен. В пределах относительно ровного рельефа абиссальных холмов лишь иногда встречаются более высокие изометричные внеосевые вулканические конусы. Часто сбросы склонов абиссальных холмов драпируются вулканическими потоками. Высота абиссальных холмов в области осевых поднятий увеличивается лишь около морфоструктурных нарушений.

В следующих трех главах рассмотрены геодинамические обстановки и условия формирования морфологии переходного типа.

Глава 2. Региональные изменения морфологии и морфоструктурная сегментация рифтовых зон со средней скоростью спрединга

Морфология рифтовых зон в значительной степени контролируется тремя главными факторами: значением скорости спрединга, температурой подосевой мантии и интенсивностью магмоснабжения. Комбинация этих факторов определяет соотношение тектонических и магматических процессов, управляющих рельефообразованием в рифтовых зонах. Соотношением этих факторов также определяются геодинамические условия формирования рифтовых зон с переходной морфологией. Участки рифтовых зон с переходной морфологией, промежуточной между морфологией осевых долин и морфологией осевых поднятий, отмечаются на различных спрединговых хребтах. Области с переходной морфологией наиболее характерны для хребтов со средней скоростью раздвижения. Здесь малейшие изменения любого из трех упомянутых факторов приводят к существенным изменениям рельефа рифтовой зоны.

На СОХ с низкой скоростью спрединга участки рифтовых зон с переходным типом морфологии и даже с морфологией осевого поднятия образуются в областях с аномально высокой температурой мантии. На СОХ с быстрым спредингом участки

рифтовых зон с переходной морфологией представляют собой более локальные образования. Они появляются в областях пересечения оси спрединга с крупными трансформными разломами, в которых литосфера старшего возраста оказывает охлаждающее воздействие на осевую зону.

В данной главе рассматриваются особенности рельефа дна и морфоструктурной сегментации рифтовых зон с переходной морфологией, приуроченных к участкам СОХ со средней скоростью раздвижения (V= 4-8 см/год): Тихоокеанско-Антарктического хребта, Юго-Восточного Индийского хребта, Галапагосского центра спрединга, Центрально-Индийского хребта, хребта Хуан-де-Фука и Восточно-Тихоокеанского поднятия.

Изменение морфологии рифтовой зоны при изменении скорости спрединга вдоль простирания хребта (Тихоокеанско-Антарктический хребет)

Тихоокеанско-Антарктический хребет (TAX) располагается в южной части Тихого океана и простирается от тройного соединения (ТС) Маккуори до ТС Хуан-Фернандес. Вдоль этого центра спрединга скорость раздвижения изменяется от 8 см/год на севере до 5 см/год на юге, но значение осевой глубины вдоль TAX практически не меняется, что может свидетельствовать об однородной температуре мантии вдоль этого отрезка рифтовой зоны. Такое уменьшение скорости спрединга приводит к изменению морфологии рифтовой зоны с севера на юг от осевых поднятий до рифтовых долин. В результате, большая часть рифтовой зоны южной части Тихоокеанско-Антарктического хребта имеет переходную морфологию.

Изменение морфологии рифтовой зоны вследствие изменения температуры осевой мантии (Юго-Восточный Индийский хребет)

Юго-Восточный Индийский хребет (ЮВИХ) протягивается от ТС Родригес до ТС Маккуори. Скорость спрединга на ЮВИХ с запада на восток изменяется от 5,7 до 7,6 см/год fSempere et al., 1997]. Австрало-Антарктический Дискорданс и плато Амстердам - Сен-Поль образуют морфологически аномальные области ЮВИХ, разделяя его на несколько участков, отличающихся по простиранию, типу сегментации, морфологии рифтовой зоны и характеру структурных нарушений. Морфология на ЮВИХ изменяется 3 раза. Лучше всего переход морфологии от рифтовых долин к осевым поднятиям изучен на участке между 88° в.д. и 118° в.д. К западу от этого участка расположены горячие точки Амстердам - Сен-Поль (на оси спрединга) и Кергелен (вне оси), а восточная граница участка соответствует границе

Австрало-Антарктического Дискорданса, предположительно, расположенного над областью относительно холодной мантии [Sempere et al., 1997]. Между 88° в.д. и 118° в.д. рельеф рифтовой зоны изменяется от осевого поднятия вблизи горячих точек Амстердам - Сен-Поль и Кергелен к рифтовой долине на востоке участка, при этом большая часть рифтовой зоны имеет переходную морфологию [Sempere et al., 1997]. Интересно, что изменение морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине происходит на фоне увеличения скорости спрединга. Причиной этого изменения может быть значительное увеличение мантийной температуры под влиянием горячих точек на западе участка и уменьшение ее на востоке с приближением к Австрало-Антарктическому Дискордансу. Это подтверждается и увеличением глубины дна осевой зоны с запада на восток более чем на 2100 м.

Изменение морфологии рифтовой зоны при одновременном воздействии изменения температуры верхней мантии и изменения скорости спрединга (Галапагосский центр спрединга)

Галапагосский центр спрединга (ГЦС) расположен на востоке экваториальной части Тихого океана. Здесь скорость спрединга увеличивается от 4 см/год на западе до 6,5 см/год на востоке [DeMets et al., 1994]. Сильное воздействие на рельеф рифтовой зоны оказывает Галапагосская горячая точка, что подтверждается уменьшением глубины дна осевой зоны на 1100 м [Canales et al., 1997]. Около горячей точки рифтовая зона имеет морфологию осевого поднятия. Здесь же по геофизическим данным отмечается увеличение толщины коры на оси спрединга, свидетельствующее о повышении интенсивности магмоснабжения [Chen, Lin, 2004]. При удалении от Галапагосской горячей точки к западу и к востоку рельеф рифтовой зоны изменяется до рифтовой долины. В результате, в пределах ГЦС формируются два протяженных участка рифтовой зоны с переходной морфологией. При удалении от Галапагосской горячей точки к западу температура мантии уменьшается одновременно с уменьшением скорости спрединга. В итоге, рельеф рифтовой зоны меняется от осевого поднятия к переходному типу и к рифтовой долине на протяжении всего лишь 550 км. К востоку от Галапагосской горячей точки также можно ожидать уменьшение температуры мантии, однако, скорость спрединга здесь возрастает. В результате, в рельефе рифтовой зоны осевое поднятие сохраняется дольше, область переходной морфологии имеет заметно большую протяженность вдоль оси, а рифтовые долины появляются дальше от горячей точки, чем на западе.

Изменение морфологии рифтовой зоны вследствие воздействия локальной аномалии плавления (сегмент г. Осевой на хребте Хуан-де-Фука)

Еще одним примером среднеспрединговых хребтов является хребет Хуан-де-Фука (ХДФ). Этот хребет имеет скорость спрединга около 6 см/год, которая почти не изменяется вдоль оси хребта. Рифтовая зона хребта разделяется нарушениями 3-го порядка на 6 сегментов, расположенных с севера на юг в следующем порядке: Западная Долина, Эндевер, Кобб, гора Осевая, Ванко и Клефт. Для четырех из них характерен переходный тип рельефа рифтовой зоны. Сегмент горы Осевой представляет собой один большой щитовой вулкан - гору Осевую с современной вулканической деятельностью, и местоположение рифтовой зоны здесь определить сложно. Влияние горячей точки здесь локализовано в пределах одного спредингового сегмента и почти не затрагивает рельеф соседних сегментов с переходным типом морфологии. Самый северный относительно короткий сегмент Западная Долина располагается около трансформного разлома (ТР) Сованко и имеет морфологию рифтовой долины, происхождение которой, вероятно, связано с охлаждающим воздействием трансформного разлома.

Особенности рельефа рифтовой зоны Центрально-Индийского хребта

В пределах Центрально-Индийского хребта (ЦИХ) скорость спрединга изменяется от 3,4 см/год на севере до 5,5 см/год на юге, около ТС Родригес. ЦИХ разделяется диффузной границей Индийской и Австралийской плит на северный и южный участки, смыкающиеся в районе 6-9° ю.ш. [1)гоНа е1 а1., 2000]. Рифтовая зона северного участка характеризуется низкой скоростью спрединга и морфологией типичной рифтовой долины. На южном участке рифтовая зона имеет среднюю скоростью спрединга, но, тем не менее, сохраняет морфологию рифтовой долины. Если сравнить значения глубины вдольосевого профиля ЦИХ с профилями осевой глубины других рассмотренных центров спрединга, оказывается, что ось спрединга здесь расположена примерно на 1500-2000 м глубже. Столь значительное увеличение глубины дна осевой зоны ЦИХ может быть связано с низкой температурой осевой мантии, как и в области Австрало-Антарктического Дискорданса с близкой глубиной дна осевой зоны. Эта же причина может объяснить развитие рифтовой долины вдоль всей рифтовой зоны ЦИХ, несмотря на среднее значение скорости спрединга. Охлаждающее воздействие трансформных разломов при сильной сегментации ЦИХ также может препятствовать образованию здесь морфологии переходного типа.

Вариации виеосевого рельефа при изменении морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия до рифтовой долины

Характер виеосевого рельефа, параметры абиссальных холмов и внеосевых вулканов в окрестности рифтовых зон с морфологией рифтовых долин и осевых поднятий сильно различаются. Результаты экспериментального моделирования [Грохольский, Дубинин, 2006] также подтверждают, что при переходе от морфологии осевых поднятий к рифтовым долинам увеличивается расчлененность рельефа, меняются размеры абиссальных холмов, которые с приближением к области развития рифтовых долин становятся выше и шире. Изменения внеосевой морфологии четко прослеживаются на батиметрических картах ЮВИХ [Sempere et al., 1997], где внеосевой рельеф сильно изменяется при переходе от морфологии осевого поднятия к рифтовой долине. Эти изменения настолько значительны, что их можно увидеть даже на региональных картах, построенных по данным спутниковой альтиметрии. Подобная картина наблюдается и на ГЦС при изменении рельефа рифтовой зоны.

На TAX изменение типа виеосевого рельефа от выровненного к изрезанному позволяет предполагать изменение морфологии рифтовой зоны во времени. Здесь в обе стороны от области современного изменения рельефа рифтовой зоны от осевого поднятия к переходному типу за пределы оси уходит граница протяженностью более 1000 км, разделяющая регионы с выровненным и с сильно расчлененным рельефом. Она хорошо видна по данным спутниковой альтиметрии. Эта граница имеет в плане V-образную форму с вершиной на оси хребта в области изменения морфологии. Образующие ее ветви сходятся к югу, предполагая продвижение во времени морфологии осевого поднятия вдоль оси в южном направлении [Ondreas et al., 2001].

В целом, анализ особенностей виеосевого рельефа позволяет выявить важные подробности эволюции рифтовых зон во времени. Аномальное кратковременное увеличение вулканической активности фиксируется во внеосевом рельефе внеосевыми поднятиями по обе стороны от оси спрединга (например, на хребте Рейкъянес и в Азорском регионе САХ). Если эти хребты наклонены в плане к оси спрединга, можно предполагать миграцию аномалии плавления вдоль оси хребта. Аналогично по изменению расчлененности рельефа и параметров абиссальных холмов можно судить об эволюции морфологии рифтовой зоны во времени.

Таким образом, действительно переходная морфология оказывается характерной для среднеспрединговых хребтов. Однако ее зависимость от скорости спрединга неоднозначна. Генеральный тренд изменения переходной морфологии в

сторону морфологии осевых поднятий с увеличением скорости спрединга может быть нарушен влиянием других факторов, таких как изменение температуры мантии (например, ЮВИХ, ЦИХ) и/или интенсивности магмоснабжения (ГЦС).

Глава 3. Изменение морфологии рифтовой зоны от рифтовых долин до осевых поднятий при низкой скорости спрединга

В этой главе рассматриваются особенности образования рифтовых зон с переходной морфологией при медленном спрединге. Такие примеры действительно существуют в областях влияния мантийных плюмов, или горячих точек, на процесс медленного спрединга (например, влияние Исландского гопома на морфологию хребта Рейкъянес или влияние Азорской горячей точки на участок САХ к югу от нее).

Изучение рельефа рифтовой зоны хребта Рейкъянес с помощью детальных « батиметрических карт [Searle et al., 1994] показало, что при низкой скорости

раскрытия (около 2 см/год) в области влияния Исландского плюма образуются осевые поднятия, которые к югу сменяются протяженным отрезком рифтовой зоны с переходным типом рельефа (61°-58° с.ш.). Для хребта Рейкъянес, также как и для других центров спрединга, подверженных влиянию горячей точки, характерны значительные изменения глубины дна осевой зоны вдоль ее простирания. В южной части, около TP Байт, это дно располагается на глубине около 2000 м, а к северу его глубина уменьшается с приближением к Исландии, где рифт выходит на поверхность. Очевидно, что на хребте Рейкъянес формирование участков с переходной морфологией и морфологией осевого поднятия связано с заметным увеличением температуры мантии [Constable et al., 1997] и повышенным магмоснабжением под воздействием Исландской горячей точки.

Наклонность спрединга хребта Рейкъянес [Murtón, Parson, 1993] предопределяет ряд особенностей его рифтовой зоны. Отдельные сегменты и вулканические хребты в пределах рифтовой зоны имеют простирание 010-015°, примерно соответствующее азимуту растяжения 092°. В результате, они образуют однообразный тип эшелонирование смещенных хребтов, оси которых наклонены к общему простиранию рифтовой зоны примерно на 30° [Smallwood, White, 1998; Tuckwell et al., 1998]. На хребте Рейкъянес нет левосторонних смещений. Другой не менее уникальной особенностью хребта Рейкъянес является характер его сегментации. Вдоль всей этой структуры протяженностью более 800 км нет ни одного трансформного разлома, и имеются всего лишь 2 нарушения третьего порядка. Сегментация хребта создается нарушениями четвертого порядка, которых также

немного (16). Основная доля приходится на нарушения 5-го порядка, которые отделяют друг от друга многочисленные вулканические хребты высотой 100-350 м, шириной 2-6 км и длиной 5-37 км. Вдоль оси выделяется 63 таких нарушения. Существование вдольосевого потока от Исландской горячей точки, по мнению многих исследователей, объясняет отсутствие крупных смещений рифтовой зоны (трансформных разломов и нетрансформных смещений) на хребте Рейкъянес.

Наклонность растяжения относительно общего простирания хребта Рейкъянес приводит к образованию эшелонирование смещенных трещин, ориентированных перпендикулярно направлению растяжения, над которыми образуются отдельные вулканические хребты. Эти трещины ограничены по длине холодной и жесткой литосферой за пределами осевой зоны. Результатом совместного воздействия вдольосевого потока астеносферы и наклонного характера растяжения хребта Рейкъянес и является образование уникального типа морфоструктурной сегментации.

Для САХ вблизи Азорского плато характерно очень быстрое изменение морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине, и область развития переходной морфологии имеет относительно небольшую протяженность. В отличие от хребта Рейкъянес, здесь хорошо прослеживается разномасштабная структурная сегментация вдоль простирания рифтовой зоны центрального САХ.

В целом, морфология дна и особенности сегментации рифтовой зоны САХ в окрестности Азорской горячей точки свидетельствуют о менее интенсивном влиянии последней на рельеф и морфоструктуру рифтовой зоны, чем в случае Исландского плюма и хребта Рейкъянес. Однако в обоих случаях изменение температуры мантии и интенсивности магмоснабжения в осевых зонах спрединга, вызванное влиянием близко расположенных термически аномальных мантийных зон, приводит к заметным изменениям морфологии и морфоструктурной сегментации рифтовых зон.

Глава 4. Влияние морфоструктурных нарушений на локальные изменения морфологии в пределах отдельных сегментов спрединговых хребтов

Морфоструктурные нарушения, значительно смещающие ось спрединга, оказывают воздействие на рельеф рифтовой зоны и могут предопределять изменение типа морфологии и образование участков рифтовых зон с переходной морфологией.

В первом параграфе этой главы рассматривается влияние морфоструктурных нарушений на осевую морфологию рифтовых зон с быстрым спредингом. Большая часть рифтовых зон СОХ с быстрым спредингом имеет морфологию осевого поднятия. Однако в локальном масштабе, вблизи от некоторых крупных

трансформных разломов, здесь может появляться переходный тип рельефа (например, на ВТП при приближении к TP Клиппертон с севера).

Во втором параграфе исследуется воздействие морфоструктурных нарушений на рельеф рифтовых зон со средним спредингом. Как отмечалось в гл. 2, СОХ со средним спредингом реагируют на малейшие изменения геодинамической обстановки сильным изменением рельефа. Для многих среднеспрединговых хребтов морфология дна осевой зоны около центра сегментов приближается к рельефу осевых поднятий, а около их окончаний - к рельефу рифтовых долин. Вследствие этого рифтовая зона более коротких сегментов имеет морфологию, близкую к морфологии рифтовой долины, а рифтовая зона более длинных сегментов - к морфологии осевого поднятия.

Однако для локальных вариаций внутрисегментной морфологии, связанных с морфоструктурной сегментацией, большое значение может иметь также и изменение температуры мантии, вызванное воздействием горячих точек, или мантийных шпомов. Наличие такого влияния предполагается на ЮВИХ между областью воздействия горячей точки Кергелен и Австрало-Антарктическим Дискордансом [Ма, Cochran, 1996; Scheirer et al., 2000; Sempere et al., 1997]. На этом участке в пределах каждого сегмента с западной стороны от нарушения рельеф оказывается ближе к рифтовым долинам, а с восточной - к осевым поднятиям, что прямо противоположно общей направленности изменения рельефа от осевых поднятий к рифтовым долинам с запада на восток. До конца механизм возникновения такой аномалии не ясен, но, можно предполагать, что морфоструктурное нарушение вызывает возмущение во вдольосевой миграции астеносферы, приводящее к увеличению количества образуемого расплава после преодоления морфоструктурного нарушения.

Такой же тип внутрисегментного изменения морфологии наблюдается и на TAX в отсутствие вдольосевого астеносферного потока. Здесь также на фоне общего изменения морфологии рифтовой зоны от осевых поднятий к рифтовым долинам с севера на юг при пересечении морфоструктурных нарушений морфология рифтовой зоны изменяется: к северу от нарушения наблюдается относительное заглубление рифтовой зоны, а к югу - морфология рифтовой зоны меняется в сторону поднятия.

Третий параграф посвящен влиянию морфоструктурных нарушений (прежде всего, трансформных разломов) на изменение рельефа рифтовых зон с медленным спредингом. Чем больше амплитуда смещения по трансформному разлому, тем более мощный и холодный блок литосферы располагается напротив рифтовой зоны в области пересечения. Если вдоль рифтовой зоны в астеносфере имеет место миграция расплава, то около пересечения с трансформным разломом этот поток встречает

мощный блок литосферы. В результате, перед трансформным разломом образуется «запруда» более горячего вещества астеносферы, над которой возникает локальная аномалия плавления. Это явление, известное как «дамбовый эффект», впервые было отмечено П.Фогтом и Л.Джонсоном [Vogt, Johnson, 1975] в связи с потоком от Исландского мантийного плюма в сторону TP Чарли-Гиббс. Локальное повышение температуры мантии перед трансформным разломом может привести к изменению рельефа рифтовой зоны от рифтовой долины к переходному типу.

Таким образом, наличие крупных структурных нарушений, смещающих осевые зоны спрединга на значительное расстояние, оказывает влияние на температурный режим и интенсивность магмоснабжения в рифтовых зонах, что может приводить к изменению осевой морфологии в пределах отдельных сегментов.

Глава 5. Строение рельефа рифтовых зон с переходной морфологией и закономерности его изменения

Благодаря исследованию рифтовых зон с переходной морфологией в различных геодинамических обстановках, удалось выявить особенности строения их рельефа и определить закономерности формирования рельефа переходного типа при изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам.

ОСЕВОЙ ГРАБЕН w: 0,5-7 км: Ь: 40-350 м

Рис. 1. Основные морфоструктурные элементы поперечного профиля рифтовой зоны СОХ с переходной морфологией.

В первом разделе этой главы показано, что типичный поперечный профиль рельефа рифтовой зоны с переходной морфологией (рис. 1) включает в себя крупное поднятие, основание которого располагается ниже уровня окружающих склонов хребта, образуя по обе стороны от него депрессии. Поднятие ограничивается достаточно крутыми склонами. Его вершинная поверхность часто рассекается крупным грабеном. В пределах грабена или непосредственно на вершинной поверхности крупного поднятия только на хребтах с переходной морфологией образуется среднее поднятие, имеющее обычно куполообразную вершину. На ней может появляться осевой грабен. На оси рифтовой зоны в пределах грабена или на вершине среднего поднятия иногда располагаются осевые вулканы.

Рис. 2. Схематичные поперечные профили рифтовых зон СОХ: а) с морфологией осевых поднятий; б) - з) с переходной морфологией; и) с морфологией рифтовых долин.

]

■с

Е 5

и о

При изменении морфологии от осевого поднятия (рис. 2, а) к рифтовой долине (рис. 2, и) происходит изменение характера рельефа (расположения отдельных элементов поперечного профиля), закономерности которого описываются во втором разделе этой главы. Прежде всего, происходит опускание крупного поднятия в пределы зарождающейся рифтовой долины. Сначала у его подножий появляются лишь небольшие краевые впадины (рис. 2, б), затем в центральной части крупного поднятия выделяется среднее поднятие (рис. 2, в). На этом этапе среднее поднятие может располагаться либо на вершине немного опущенного в пределы рифтовой долины крупного поднятия (рис. 2, в), либо погружаться в пределы образующегося на вершине крупного поднятия крупного грабена (рис. 2, г), либо исчезать вовсе, оставляя на поверхности крупного поднятия один крупный грабен '

(рис. 2, д). При дальнейшем изменении морфологии в

сторону рифтовой долины опускание крупного поднятия продолжается, и его вершина оказывается ниже бровок рифтовой долины (рис. 2, е, ж). На этом этапе в

-е-а

ов я

в &

2 я С К

о. о

пределах крупного поднятия также может сохраняться среднее поднятие, которое располагается либо на его вершине, либо погружено в пределы крупного грабена, расчленяющего вершину крупного поднятия (рис. 2, ё), либо вовсе исчезает, и тогда на вершине крупного поднятия остается один крупный грабен (рис. 2, ж). В дальнейшем, крупное поднятие исчезает, в результате чего остается одна рифтовая долина. Однако иногда крупное поднятие исчезает, но при этом какое-то время внутри рифтовой долины еще сохраняется среднее поднятие (рис. 2, з). Затем оно тоже исчезает. В итоге, на поперечном профиле остается одна рифтовая долина (рис. 2, и). На первых этапах этого изменения вершина крупного поднятия чаще имеет выпуклую или плоскую форму, а на последних - вогнутую. На каждой из этих стадий осевой грабен и осевой вулкан могут появляться и исчезать.

Изменения морфологии рифтовой зоны СОХ сопровождаются изменениями ее морфоструктурной сегментации, которые охарактеризованы в третьем разделе. Особенно отчетливо изменение морфоструктурной сегментации при переходе от осевых поднятий к рифтовым долинам проявляется на уровнях сегментации 3-5 порядков. Если для рифтовых зон с осевыми поднятиями характерно образование перекрытий центров спрединга, то при морфологии рифтовых долин нарушения третьего и четвертого порядка представлены, как правило, нетрансформными смещениями. Для рифтовых зон с переходной морфологией характерен особый тип нарушений третьего порядка - продвигающиеся рифты, отличающиеся более значительным смещением осей спрединга. При изменении типа морфологии рифтовой зоны меняются длины сегментов различных порядков, соотношения длин сегментов соседних порядков, количество морфоструктурных нарушений и амплитуда смещения на них. В зависимости от типа морфологии рифтовой зоны заметно изменяются перепады глубин вдоль оси спрединга. На хребтах с переходной морфологией параметры сегментов имеют, в целом, средние значения по сравнению с параметрами сегментов хребтов с осевыми поднятиями и с рифтовыми долинами, что хорошо прослеживается на ЮВИХ.

Рельеф дна в рифтовых зонах с переходной морфологией имеет характерные разномасштабные элементы, которые закономерно изменяются при изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам. Наряду с изменением рельефа изменяется и характер морфоструктурной сегментации.

Глава 6. Геодинамическая природа рельефа дна рифтовых зон с переходной морфологией

Данная глава посвящена рассмотрению геодинамических связей строения и характера изменения рельефа дна рифтовых зон с переходной морфологией с глубинными тектоно-магматическими процессами и особенностями их изменения со временем. Как отмечалось в предыдущих главах, изменение морфологии рифовых зон связано с изменением, главным образом, трех факторов: скорости спрединга, температуры мантии и интенсивности магмоснабжения.

В первом разделе этой главы рассматривается численная геодинамическая модель формирования термического режима осевых зон спрединговых хребтов. Она используется для анализа зависимости термической структуры осевой литосферы, в частности, формирования магматических очагов, ответственных за аккрецию и строение океанической коры, от скорости спрединга и температуры мантии. Численная модель дискретно-непрерывного спрединга была разработана Ю.И.Галушкиным, Е.П.Дубининым и А.А.Свешниковым [Галушкин и др., 1994; 2002; 2006]. Она позволяет рассчитать характер распределения температуры в литосфере и изменение прочности коры под рифтовыми зонами СОХ при различной скорости спрединга и прогретости мантии. Результатом численного моделирования является выявление условий формирования магматических очагов в разных геодинамических режимах спрединга, а также получение картины глубинного строения, показывающей расположение, форму и размеры разноуровненных и разномасштабных очагов плавления и изменение прочности коры с глубиной на различном расстоянии от оси спрединга. Эти результаты сопоставляются с геолого-геофизической информацией по исследуемому региону и сравниваются с осевым рельефом рифтовой зоны.

Геолого-геофизические данные [Dunn et al., 2000] и результаты численного моделирования [Галушкин и др., 2006] свидетельствуют о том, что под рифтовыми зонами с морфологией осевого поднятия кровля астеносферы может подниматься до границы Мохо, где формируется подкоровая магматическая камера. В то же время в коре над астеносферным поднятием образуется стационарная коровая магматическая камера (ОМК), в верхней части которой аккумулируется линза расплава. Форма кровли и размеры камеры предопределяют рельеф осевого поднятия хребта [Macdonald et al., 1988]. Под медленно раздвигающимися рифтовыми зонами с морфологией рифтовых долин в верхней части астеносферного поднятия ниже границы Мохо формируются центры сфокусированного мантийного апвеллинга,

питающие локальные короткоживущие очаги расплава в коре, из которых происходят конкретные извержения. Стационарные ОМК в коре здесь не образуются.

Во втором разделе этой главы рассматривается связь изменения рельефа дна с глубинным строением осевой зоны При изменении морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине происходит погружение крупного поднятия в пределы зарождающейся рифтовой долины. Существование крупного поднятия определяется близким к поверхности расположением кровли астеносферы. В условиях дискретно-непрерывного спрединга при заглублении кровли астеносферы под осью происходит образование узкой области сфокусированного мантийного апвеллинга. За ее пределами по обе стороны от оси литосфера кристаллизуется, в результате чего ее плотность становится выше плотности астеносферы. Таким образом, при движении от оси спрединга на боковой границе области сфокусированного мантийного апвеллинга происходит увеличение плотности и мощности литосферы. Увеличение плотности приводит к «проваливанию» рифтовой долины по крупным сбросам, рассекающим мощный хрупкий слой приосевой литосферы. Чем сильнее сужается и заглубляется астеносферное поднятие, приобретая форму центра сфокусированного апвеллинга, тем глубже становится зарождающаяся рифтовая долина и ниже крупное поднятие, которое, в конце концов, совсем исчезает.

В то же время, как показывают расчеты [Галушкин и др., 2006], уменьшение скорости спрединга и/или температуры мантии приводит к постепенному заглублению кровли и уменьшению размеров (сужению) ОМК. При заглублении кровли и уменьшении размеров ОМК изменяется и рельеф осевого поднятия, который все больше и больше приобретает элементы, свойственные переходной морфологии. Существенную роль в расположении осевых вулканов и осевых грабенов на этом этапе играет насыщенность или истощенность расплавом магматической камеры.

Заглубление ОМК приводит к образованию в рифтовых зонах с переходной морфологией среднего поднятия, расположенного на вершине крупного поднятия. О том, что среднее поднятие образуется из осевого поднятия, свидетельствует плавное увеличение ширины среднего поднятия при изменении морфологии. Увеличение размеров среднего поднятия по сравнению с осевым поднятием определяется увеличением глубины ОМК. Чем глубже располагается кровля ОМК, тем большая по размеру форма рельефа ей соответствует. При переходе к морфологии рифтовой долины ОМК одновременно заглубляется и сужается, что приводит к кристаллизации вещества у ее боковых стенок и, следовательно, некоторому увеличению его плотности. В результате, на границе ОМК возникает плотностной контраст, который

может вместе с заглублением кровли камеры предопределить заложение крупного грабена. В пределы крупного грабена постепенно погружается среднее поднятие, которое после полного исчезновения ОМК тоже исчезает.

В отличие от рифтовых зон с морфологией осевого поднятия, образование осевого вулкана и осевого грабена на хребтах с переходной морфологией и с рифтовыми долинами контролируется расположением, формой и насыщенностью короткоживущего локального очага плавления в коре. В начале фазы магматической активизации в кору внедряется некоторая порция расплава, образующая локальный магматический очаг (силл), из которого происходят конкретные извержения, формирующие осевые вулканы. Такая ситуация отмечалась в центральной части сегмента АМАР на 35,5° с.ш. САХ к югу от Азорского плато [Ма§с1е е1 а!., 2000]. Когда магматический очаг опустошается и остывает, вулканический хребет погружается в осевой грабен и через какое-то время разрушается. Тогда на оси спрединга остается только грабен.

В третьем разделе дается объяснение глубинных причин изменения характера морфоструктурной сегментации рифтовых зон при изменении типа морфологии. Изменение характера морфоструктурной сегментации также связывается с изменением глубинного строения осевой зоны спрединга [Дубинин, Ушаков, 2001].

При изменении морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия к переходному типу морфологии и к рифтовым долинам уменьшение длин сегментов 2-го порядка связано с уменьшением длины ячеек общего поднятия астеносферы. Уменьшение длин сегментов третьего порядка определяется уменьшением протяженности вдоль оси ОМК, а после ее исчезновения, вдольосевым размером центров сфокусированного апвеллинга мантии. Уменьшение длины сегментов 4-го порядка определяется сокращением размеров отдельных линз расплава в пределах ОМК, а затем, при ее заглублении, вдольосевыми размерами локальных очагов плавления в коре, питающих отдельные извержения.

В четвертом разделе этой главы рассматривается связь типов рельефа и характера его расчлененности с реологической структурой коры. Эффективная мощность хрупкого слоя предопределяет глубину проникновения нарушений, а, значит, и их амплитуду, и размеры образуемых ими блоков литосферы.

Увеличение мощности хрупкого слоя при переходе от рифтовых зон с осевыми поднятиями к рифтовым долинам приводит к увеличению размеров и амплитуды сбросов как на оси, так и за ее пределами, и к образованию более высоких осевых и внеосевых вулканических построек.

Проведенное исследование ограниченных разломами литосферных блоков выявило значительные изменения их размеров и формы в зависимости от мощности хрупкого слоя. Блоки, расположенные на удалении от оси, где мощность литосферы возрастает, - более изометричные и крупные. Увеличение размеров блоков происходит и с приближением к зонам трансформных разломов, где вследствие их охлаждающего влияния, мощность хрупкого слоя осевой литосферы также возрастает. Отличительной чертой блоков в окрестности трансформных разломов является сильная вытянутость, определяющаяся интенсивными тектоническими деформациями, происходящими в области пересечения трансформных разломов с рифтовой долиной. Самые мелкие блоки характерны для осевых зон сегментов.

Пятый раздел этой главы - заключительный Здесь подчеркивается важность исследования рельефа для получения представления о глубинном строении рифтовых зон срединно-океанических хребтов. То есть рельеф рассматривается, как индикатор глубинных процессов. Сложность строения рельефа рифтовых зон предопределяется, во многом, его разномасштабностью. При рассмотрении морфоструктурной сегментации мы видим, что ее можно рассматривать в шести различных масштабах Анализ строения рифтовой зоны в поперечном сечении также показывает сосуществование здесь форм рельефа не менее чем трех различных масштабов. Формам рельефа и морфоструктурной сегментации каждого масштаба соответствует свой масштабный уровень глубинных структур, определяющих существование этих форм рельефа, особенности строения рельефа и эволюции его во времени. Разномасштабность рельефа, на первый взгляд, очень усложняет общую картину рельефа, но при более детальном рассмотрении выясняется, что, благодаря ей, оказывается возможным судить о строении коры и мантии на различных глубинах.

Итак, рельеф дна рифтовых зон можно рассматривать как важный индикатор глубинного строения и глубинных процессов спрединговых хребтов. Анализ же пространственно-временных изменений рельефа дна не только вдоль и поперек оси спрединга, но и за пределами рифтовой зоны, зачастую позволяет восстановить эволюцию процесса аккреции океанической коры и историю развития рифтовых зон срединно-океанических хребтов.

В заключении подводятся итоги проделанной работы: 1. В работе рассмотрены геодинамические условия образования рельефа рифтовых зон с переходной морфологией. Основной ареной формирования рифтовых зон с переходной морфологией являются срединно-океанические хребты со средним

спредингом. Показано, что на хребтах с медленным спредннгом области переходной морфологии обычно связаны с региональным или локальным повышением температуры мантии либо с интенсивным магмоснабжением. На хребтах с быстрым раздвижением рельеф переходного типа встречается локально в области пониженной температуры мантии около крупных морфоструктурных нарушений.

2. Исследование рифтовых зон с переходной морфологией в различных геодинамических обетановках позволило установить типичные формы рельефа для морфологии этого типа. Они включают крупное поднятие, основание которого располагается ниже уровня окружающих склонов хребта, образуя по обе стороны от него депрессии. Вершинная поверхность поднятия часто рассекается крупным грабеном. В пределах грабена или непосредственно на вершинной поверхности крупного поднятия на хребтах с переходной морфологией имеется среднее поднятие с осевым грабеном и/или осевым вулканом в пределах него.

3. Установлены закономерности эволюции рельефа рифтовых зон переходного типа при изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам. Это изменение сопровождается опусканием крупного поднятия в пределы зарождающейся рифтовой долины.

4. Анализ особенностей внеосевого рельефа позволил дать геодинамическое объяснение изменениям внеосевого рельефа и его связи с типом осевой морфологии.

5. Проведенный анализ параметров морфоструктурной сегментации рифтовых зон с различным типом морфологии показал, что изменение морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам сопровождается уменьшением длины сегментов 2-4 порядков, изменением типа морфоструктурных нарушений, увеличением заглубления вдольосевого профиля на этих нарушениях, а также появлением сегментов с сильно наклонным спредингом. Сопоставление глубинного строения рифтовых зон с параметрами морфоструктурной сегментации позволило выявить геодинамические причины изменения сегментации.

6. Основная глубинная причина изменения морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия к рифтовой долине - это углубление кровли астеносферы, сопровождающееся уменьшением размеров и заглублением (вплоть до полного исчезновения) коровой магматической камеры с изменением плотностной структуры осевой литосферы и, как результат, с формированием крупного грабена.

Основные научные результаты диссертационного исследования изложены в индивидуальных публикациях:

1. Розова A.B., 1999. Особенности строения участка Срединно-Атлантического хребта. - Сб. тез. докл. по мат-лам Межд. конф. студ. и асп. по фунд. наукам "Ломоносов-99", секция география. М., изд-во Географический факультет МГУ, с.96.

2. Розова A.B., 2000. Сравнительный анализ морфоструктурной сегментации рифтовых зон срединно-океанических хребтов с медленными и быстрыми скоростями спрединга. - Сб. мат-лов Межд. конф. студ. и асп. по фунд. наукам "Ломоносов", вып. 4. М., изд-во Моск. ун-та, с. 196-197.

3. Розова A.B., 2000. Сравнительный анализ морфоструктурной сегментации рифтовых зон срединно-океанических хребтов с медленными и быстрыми скоростями спрединга. - В сб.: Геоморфология на рубеже XXI века (труды IV Щукинских чтений). М., изд-во Географический факультет МГУ, с.437-439.

4. Розова A.B., 2002. Особенности морфологии и тектоники спрединговых хребтов со средними скоростями раздвижения. - В сб.: Современные вопросы геологии (Мат-лы молодежной конф. "2-е Яншинские чтения"). М., изд-во Научный мир, с.237-241.

5. Розова A.B., 2003. Геодинамический анализ рельефа дна и морфоструктурной сегментации рифтовых зон срединно-океанических хребтов со средней скоростью спрединга. - В сб.: Строение литосферы и геодинамика: Материалы XX Всероссийской молодежной конференции. Иркутск, ИЗК СО РАН, с.31-32.

А также в следующих работах:

6. Розова A.B., Симонов Ю.Г., Фроль В.В., 2001. Геоморфологическое строение участка Южно-Атлантического хребта между 3°ю.ш. и 15°ю.ш. в связи с особенностями его сегментации. - Вестник Моск. ун-та, сер.5, №5, с.55-61.

7. Дубинин Е.П., Розова A.B., Грохольский А.Л., 2001. Геодинамический анализ рельефа дна и морфоструктурной сегментации Юго-Восточного Индийского хребта. -В сб.: Тез.докл. 7-й Межд.конф. по тектонике литосферных плит им. Л.П.Зоненшайна. М., изд-во Научный мир, с.34-35.

В. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л, Розова A.B., Свешников A.A., 2001. Тектонические особенности морфоструктурной сегментации рифтовых зон СОХ с

медленными и быстрыми скоростями спрединга. - В сб.: Тектоника неогся: общие и региональные аспекты (Мат-лы XXXIV Тектонического совещания). М., изд-во ГЕОС, т. 1,с.215-219.

9. Дубинин Е.П., Розова A.B., Грохольский А.Л., 2002. Геодинамическая природа особенностей изменения рельефа дна, морфоструктурной сегментации и аномальных геофизических полей вдоль простирания Юго-Восточного Индийского хребта. - В сб.: Тектоника и геофизика литосферы (Мат-лы XXXV Тектонического совещания). М., изд-во ГЕОС, т. 1, с. 178-181.

10. Дубинин Е.П., Галушкин Ю.И., Грохольский А.Л., Свешников A.A., Розова A.B., 2004. Эволюция литосферы при формировании, развитии и отмирании спрединговых хребтов. - В сб.: Эволюция тектонических процессов в истории Земли (Материалы XXXVII Тектонического совещания). Новосибирск, изд-во СО РАН Филиал «Гео», т. 1, с. 156-159.

11. Розова A.B., Дубинин Е.П., 2004. Эндогенная природа вариаций рельефа дна и морфоструктурной сегментации в осевых зонах среднеспрединговых хребтов. - В сб.: Эволюция тектонических процессов в истории Земли (Материалы молодежной школы-конференции XXXVII Тектонического совещания). М., изд-во ГЕОС,

12. Дубинин Е.П., Розова А.В., Свешников А.А., 2004. Эндогенная природа вариаций рельефа дна в рифговых зонах срединно-океанических хребтов со средними скоростями раздвижения. - В сб.: Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследования: Материалы XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН. Новосибирск, ИГ СО РАН, с. 100-102.

13. Розова А.В., Дубинин Е.П., 2005. Геодинамическая природа изменения рельефа дна и морфоструктурной сегментации в осевых зонах срединно-океанических хребтов со средней скоростью спрединга. - В сб.: Новые и традиционные идеи в геоморфологии. V Щукинские чтения - Труды. М., Географический факультет МГУ, с. 160-164.

14. Rozova A.V., Dubinin Е.Р., 2005. Axial relief and morphostructural segmentation of the intermediate spreading ridges and the relationship with deep seated processes. -Abstracts of the Sixth Int.Conf. on Geomorphology, Sept.7-11, Zaragoza, p.269.

c.224-227.

¿оов А

№-76 52

Подписано в печать 04 апреля 2006 г. Заказ 638. Формат 60 х 90/16. Объем 1.0 п.л. Тираж 150 экз. Отпечатано в салоне оперативной печати ПКФ Москва, Садовая-Черногрязская, ЗБ.

Содержание диссертации, кандидата географических наук, Розова, Анастасия Васильевна

Введение

Глава 1. Рельеф дна и геолого-геофизическое строение рифтовых зон срединно-океанических хребтов с морфологией рифтовых долин и осевых поднятий.

1.1. Общие черты строения и морфоструктурной сегментации рифтовых зон срединно-океанических хребтов.

1.2. Рифтовые зоны с морфологией рифтовых долин.

1.2.1. Основные элементы рельефа дна рифтовых зон с морфологией рифтовых долин.

1.2.2. Геолого-геофизическая характеристика рифтовых зон срединно-океанических хребтов с морфологией рифтовых долин

1.2.3. Особенности морфоструктурной сегментации рифтовых зон с морфологией рифтовых долин.

1.2.4. Особенности рельефа флангов срединно-океанических хребтов с морфологией рифтовых долин.

1.3. Рифтовые зоны с морфологией осевых поднятий.

1.3.1. Основные элементы рельефа осевых поднятий.

1.3.2. Геолого-геофизическая характеристика рифтовых зон срединно-океанических хребтов с морфологией осевых поднятий

1.3.3. Морфоструктурная сегментация рифтовой зоны с морфологией осевых поднятий.

1.3.4. Особенности рельефа флангов срединно-океанических хребтов с морфологией осевых поднятий.

Глава 2. Региональные изменения морфологии и морфоструктурная сегментация рифтовых зон со средней скоростью спрединга.

2.1. Геодинамические обстановки проявления переходной морфологии рифтовых зон в глобальной системе срединно-океанических хребтов.

2.2. Изменение морфологии рифтовой зоны при изменении скорости спрединга (Тихоокеанско-Антарктический хребет).

2.3. Изменение морфологии рифтовой зоны вследствие изменения температуры осевой мантии (Юго-Восточный Индийский хребет).

2.4. Изменение морфологии рифтовой зоны при одновременном воздействии изменения температуры верхней мантии и изменения скорости спрединга (Галапагосский центр спрединга)

2.5. Изменение морфологии рифтовой зоны вследствие воздействия локальной аномалии плавления (сегмент г. Осевой на хребте Хуан-де-Фука)

2.6. Особенности рельефа рифтовой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия в районе 21°ш.

2.7. Особенности рельефа рифтовой зоны Центрально-Индийского хребта

2.8. Вариации внеосевого рельефа при изменении морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия до рифтовой долины.

Глава 3. Изменение морфологии рифтовой зоны от рифтовых долин до осевых поднятий при низкой скорости спрединга.

3.1. Хребет Рейкъянес (влияние изменения прогретости верхней мантии вблизи Исландской горячей точки)

3.1.1. Изменение осевой морфологии хребта Рейкъянес.

3.1.2. Особенности морфоструктурной сегментации хребта Рейкъянес

3.2. Срединно-Атлантический хребет вблизи Азорского плато.

3.3. Влияние Исландского и Азорского мантийных плюмов на внеосевой рельеф

Глава 4. Воздействие морфоструктурных нарушений на локальные изменении морфологии в пределах отдельных сегментов спрединговых хребтов

4.1. Влияние структурных нарушений на осевую морфологию на хребтах с быстрым спредингом.

4.2. Влияние структурных нарушений на осевую морфологию на хребтах со средним спредингом.

4.3. Влияние структурных нарушений на осевую морфологию на хребтах с медленным спредингом («дамбовый эффект»).

Глава 5. Строение рельефа рифтовых зон с переходной морфологией и закономерности его изменения.

5.1. Обобщенный поперечный профиль и элементы рельефа переходного типа

5.2. Изменение характера рельефа дна рифтовой зоны при изменении морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине.

5.3. Изменение морфоструктурной сегментации при изменении морфологии рифтовой зоны.

Глава 6. Геодинамическая природа рельефа дна рифтовых зон с переходной морфологией.

6.1. Геодинамическая модель строения осевых зон спрединговых хребтов

6.2. Геодинамическая связь изменений рельефа дна с глубинным строением

6.3. Геодинамическая связь изменений морфоструктурной сегментации с глубинным строением.

6.4. Связь типов рельефа и характера его расчлененности рельефа с реологическим строением коры.

6.5. Рельеф как индикатор глубинного строения рифтовой зоны

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геодинамический анализ рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов с переходной морфологией"

Рифтовые зоны срединно-океанических хребтов (СОХ) уже несколько десятилетий являются объектом повышенного научного интереса морских геоморфологов и геологов. Именно в рифтовых зонах СОХ были сделаны фундаментальные научные открытия, связанные с активной тектоно-магматической и гидротермальной деятельностью, приводящей к аккреции океанической коры, формированию месторождений глубоководных полиметаллических сульфидов и образованию морфоструктурного плана всего океанского дна. Важнейшим параметром, определяющим интенсивность наращивания океанической коры, является скорость спрединга. По этому параметру спрединговые хребты были разделены на медленноспрединговые (Vcnp< 4 см/год) с характерной морфологией рифтовых долин (например, Срединно-Атлантический хребет), быстроспредииговые (Vcnp> 8 см/год) с типичной морфологией осевых поднятий (например, Восточно-Тихоокеанское поднятие) и средиеспрединговые (Vcnp= 4-8 см/год) с некоторым промежуточным, или переходным типом морфологии (например, Юго-Восточный Индийский хребет, хр. Хуан-де-Фука и др.). Последний тип морфологии, являясь характерным для среднеспрединговых хребтов, нередко встречается и на хребтах с высокой и низкой скоростями спрединга. Рельеф дна и глубинное строение спрединговых хребтов с морфологией рифтовых долин и морфологией осевых поднятий изучены в настоящее время сравнительно неплохо. Спрединговые хребты с переходной морфологией исследованы в гораздо меньшей степени. Это касается как особенностей строения рельефа дна, так и глубинных геодипамических процессов, управляющих аккрецией повой коры и эндогенным рельефообразованием.

Цель диссертационной работы - выявить особенности строения рельефа рифтовых зон с переходным типом морфологии, установить закономерности его изменений при переходе от морфологии осевых поднятий к морфологии рифтовых долин и определить геодинамические причины этих изменений. Основные задачи исследования: рассмотреть геодинамические обстановки существования переходной морфологии; выявить типичные формы рельефа, образующие морфологию рифтовых зон переходного типа и установить закономерности изменения рельефа рифтовых зон переходного типа при изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам; провести анализ параметров морфоструктурной сегментации рифтовых зон с различным типом морфологии; выявить геодинамические причины изменения форм осевого рельефа и параметров морфоструктурной сегментации рифтовых зон с различным типом морфологии; установить зависимость между изменением элементов рельефа рифтовой зоны переходного типа и изменением глубинных структур, предсказываемых по результатам геолого-геофизических исследований и численного моделирования; рассмотреть связь осевой морфологии рифтовой зоны и виеосевого рельефа. Основные защищаемые положения:

1. Переходная морфология рифтовых зон спрсдинговых хребтов встречается как на хребтах со средней скоростью спрединга, так и в рифтовых зонах с низкой и высокой скоростью раздвижения, подверженных влиянию мантийных плюмов («горячих точек») или структурных нарушений типа трансформных разломов и нетрансформных смещений. Для переходной морфологии характерны следующие формы рельефа: крупное поднятие, среднее поднятие и поднятие осевого вулкана, ограниченные полуграбепами и депрессиями.

3. Изменение морфологии осевых зон происходит одновременно с изменением длин сегментов осевых зон СОХ, а также типов морфоструктурпых нарушений и амплитуд смещений по ним.

В работе рассматриваются рифтовые зоны СОХ, для которых характерен переходный тип морфологии. Это рифтовые зоны Юго-Восточного Индийского хребта, Тихоокеанско-Антарктического хребта, Галапагосского поднятия, хребта Хуан-де-Фука, Центрально-Индийского хребта, хребта Рейкъянес, центральной части Срединно-Атлантического хребта к югу от Азорского тройного соединения, Восточно-Тихоокеанского поднятия в районе 21°с.ш. Методика работы

Основные результаты диссертационного исследования докладывались и были опубликованы в материалах следующих конференций: VI и VII Международной конференции студентов и аспирантов по фундаментальным наукам «Ломоносов» (Москва, 1999, 2000); IV и V Щукинских чтений (Москва, 2000, 2005); XXXIV и XXXV Тектонического совещания (Москва, 2001, 2002); XXXVII Тектонического совещания (Новосибирск, 2004); 7-ой Международной конференции по тектонике литосферных плит им. Л.П.Зоиеншайна (Москва, 2001); Молодежной конференции «2-е Яишинские чтения» (Москва, 2002); XX Всероссийской молодежной конференции (Иркутск, 2003); Молодежной школы XXXVII Тектонического совещания (Москва, 2004); XXVIII Пленума геоморфологической комиссии РАН (Новосибирск, 2004); VI Международной геоморфологической конференции (Zaragoza, 2005). Публикации

По теме диссертации опубликовано 14 научных работ и две находятся в печати. Объем и структура работы

Диссертация объемом страниц печатного текста состоит из введения, шести

Заключение Диссертация по теме "Геоморфология и эволюционная география", Розова, Анастасия Васильевна

Заключение

1. При изменении скорости спрединга происходит изменение морфологии рифтовых зон от осевых поднятий до рифтовых долин через формирование переходной морфологии. Для переходной морфологии характерно образование нескольких элементов рельефа. Типичный поперечный профиль рельефа рифтовой зоны с переходным типом морфологии состоит из крупного поднятия высотой 300-600 м и шириной 10-40 км, основание которого располагается ниже уровня окружающих склонов хребта, образуя по обе стороны от него депрессии. Поднятие обычно ограничивается достаточно крутыми склонами. Его вершинная поверхность часто рассекается крупным грабеном, шириной 3-11 км и глубиной 50-450 м. В пределах грабена или непосредственно на вершинной поверхности крупного поднятия только на хребтах с переходной морфологией образуется среднее поднятие, имеющее обычно куполообразную вершину шириной 3-8 км и высотой 150-300 м. На ней может появляться осевой грабен шириной 0,5-2,5 км и глубиной 40-130 м. На оси рифтовой зоны в пределах грабена или на вершине среднего поднятия иногда располагается осевой вулкан высотой 50-170 м и шириной около 0,8-2,5 км.

При изменении рельефа от осевых поднятий к рифтовым долинам происходит опускание крупного поднятия в пределы зарождающейся рифтовой долины. Сначала у его подножий появляются лишь небольшие краевые впадины, затем в центральной части этого поднятия выделяется среднее поднятие, которое постепенно расширяется и все чаще оказывается погруженным в пределы крупного грабена. Потом оно исчезает, а вершина крупного поднятия оказывается ниже бровок рифтовой долины. На первых этапах этого изменения вершина крупного поднятия чаще имеет выпуклую или плоскую форму, а на последних - вогнутую. В итоге на поперечном профиле остается одна рифтовая долина. На каждой из этих стадий осевой грабен и осевой вулкан могут появляться и исчезать.

2. Изменение морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия через формирование структур переходного типа и затем к рифтовой долине может происходить не только в результате сокращения скорости спрединга, но также и при уменьшения температуры подстилающей осевой астеносферы, связанного, например, с влиянием «горячих» точек, а также при дефиците снабжения рифтовой зоны расплавом. Все три фактора - скорость спрединга, температура мантии и интенсивность магмоснабжения - могут взаимодействовать друг с другом.

3. Основная глубинная причина изменения морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия к рифтовой долине связана с углублением подосевого поднятия астеносферы, при котором происходит увеличение мощности эффективно упругого слоя осевой литосферы, сопровождающееся уменьшением размеров и заглублением (вплоть до полного исчезновения) коровой магматической камеры, изменением плотностной структуры осевой литосферы и, как результат, формированием крупного грабена.

Существование крупного поднятия определяется близким к поверхности расположением кровли астеносферы. При достаточно сильном заглублении кровли астеносферы под осью происходит образование довольно узкой области сфокусированного мантийного апвеллинга. За его пределами по обе стороны от оси образуется хрупкая литосфера, плотность которой гораздо выше. Таким образом, при движении от оси спрединга на боковой границе центра сфокусированного мантийного апвеллинга происходит увеличение мощности и плотности литосферы,. Это увеличение плотности приводит к «проваливанию» рифтовой долины по крупным сбросам, рассекающим мощный хрупкий слой. Чем сильнее сужается и заглубляется астеносферное поднятие, приобретая форму локализованного к оси сфокусированного апвеллинга, тем глубже становится зарождающаяся рифтовая долина и ниже крупное поднятие, которое в конце концов совсем исчезает.

Заглубление осевой коровой магматической камеры (ОМК) приводит к образованию в рифтовых зонах с переходной морфологией среднего поднятия, расположенного на вершине крупного поднятия. О том, что среднее поднятие образуется из осевого поднятия, свидетельствует плавное увеличение ширины среднего поднятия при изменении морфологии. Увеличение размеров среднего поднятия по сравнению с осевым поднятием морфологии осевых поднятий определяется увеличением глубины ОМК. Чем глубже располагается ОМК, тем большая по размеру форма рельефа ей соответствует. При переходе к морфологии рифтовой долины ОМК не только заглубляется, но и сужается, а ее стенки, вероятно, становятся круче. В результате, на границе ОМК возникает плотностной контраст, который может вместе с заглублением кровли камеры предопределить заложение крупного грабена. В пределы крупного грабена постепенно погружается среднее поднятие, которое после полного исчезновения ОМК тоже исчезает.

В отличие от рифтовых зон с морфологией осевого поднятия, где рельеф осевого поднятия предопределяется формой ОМК, образование осевого вулкана и осевого грабена на хребтах с переходной морфологией и с рифтовыми долинами контролируется расположением, формой и насыщенностью расплавом короткоживущего локального очага плавления в коре. В начале фазы магматической активизации в кору внедряется некоторая порция расплава, образующая локальный магматический очаг, из которого происходят конкретные извержения. В результате них, на оси формируется вулканический хребет. Когда магматический очаг опустошается и остывает, вулканический хребет проваливается в осевой грабен и через какое-то время разрушается. Тогда на оси спрединга остается один грабен.

4. Изменение морфологии рифтовых зон затрагивает не только поперечный, но и продольный план осевых зон СОХ. Оно сопровождается изменением длин сегментов осевых зон СОХ, вариациями типов морфоструктурных нарушений и амплитуд смещений на них. При изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам происходит уменьшение длин сегментов 2-4 порядка.

5. Также как и при изменениях в поперечном профиле, вдольосевые вариации в морфологии осевых зон СОХ, связаны изменениями в строении осевой литосферы и в глубине кровли подосевой астеносферы, со вдольосевыми размерами разномасштабных очагов расплава и с мощностью эффективно хрупкого слоя осевой литосферы. При изменении морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия к переходному типу морфологии и к рифтовым долинам уменьшение длин сегментов 2 порядка связано с уменьшением длины ячеек общего поднятия астеносферы. Уменьшение длин сегментов третьего порядка определяется уменьшением протяженности вдоль оси ОМК, а после ее исчезновения, вдольосевым размером центров сфокусированного апвеллинга мантии. Уменьшение длины сегментов 4 порядка определяется сокращением размеров отдельных линз расплава в пределах ОМК, а затем, при ее заглублении, вдольосевыми размерами локальных очагов плавления в коре, питающих отдельные извержения.

6. Увеличение толщины хрупкого слоя осевой литосферы способствует формированию высоких вулканических построек, крупноамплитудных сбросов, изменению характера внеосевого рельефа с увеличением перепада высот и изменением периодичности расположения абиссальных холмов, а значит, и с изменением размеров отдельных литосферных блоков. Характер внеосевого рельефа позволяет определить тип морфологии рифтовой зоны, существовавший в момент формирования рассматриваемого участка океанической литосферы.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата географических наук, Розова, Анастасия Васильевна, Москва

1. Агапова Г.В., Шарапов В.Н., 1997. Морфоетруктура восточного сочленения осевого рифта Срединно-Атлантического хребта с разломом Зеленого Мыса. -Океанология, т.37, №6, с.915-919.

2. Атлантический океан. Геоморфология, 1975. Карта под ред. А.В. Ильина. М., ГУГК.

3. Боголепов К.В., Чиков Б.М., 1976. Геология дна океанов. М., изд-во Наука, 248 с.

4. Виноградов А.П., 1967. Введение в геохимию океана. М., изд-во Наука, 168 с.

5. Виноградов А.П., Удинцев Г.Б., Дмитриев Л.В., Канаев В.Ф. и др., 1969. Строение рифтовой зоны Индийского океана и ее место в мировой системе рифтов. Изв. АН СССР, сер. геол., №10, с.3-27.

6. Гайнанов А.Г., 1978. Глубинное строение литосферы океанов по геофизическим данным. Вестник МГУ, геология, №4, с. 10-14.

7. Гайнанов А.Г., Захарова Т.П., Мазо Е.Л., Холодных Д.А., 1990. Гравитационное поле океанов по данным спутниковой альтиметрии. Вестник МГУ, геология, №2, с.69-73.

8. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Свешников А.А., 2002. Формирование осевых магматических очагов в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов с учетом вариаций в составе пород коры и мантии Докл. РАН, т.386, №2, с.245-249.

9. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Свешников А.А., 2006. Нестационарная модель термического режима осевых зон СОХ: проблема формирования коровых и мантийных магматических очагов. Физика Земли (в печати).

10. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Шеменда А.И., 1994. Термическая структура осевой зоны срединно-океанического хребта. Статья 1 .Формирование и эволюция осевой магматической камеры Изв. АН РАН, сер. Физика Земли, №5, с.11-19.

11. Геология и металлогения северной и экваториальной частей Индийского океана, 1984. Киев, изд-во Наукова думка, 165 с.

12. Геолого-геофизический атлас Индийского океана, 1975. Удинцев Г.Б. (ред.). М., изд-во АН СССР, ГУГК, 152 с. .

13. Гравитационное поле и рельеф дна океана, 1979. Под ред. С.А.Ушакова. Л., изд-во Недра, 295 с.

14. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П., 1999. Кинематические и морфометрические закономерности зон перекрытий осей спрединга срединно-океанических хребтов. Тихоокеанская геология, тектоника и геодинамика, т.18, №4, с.3-15.

15. Грохольский A.JI., Дубинин Е.П., 2006. Экспериментальное моделирование структурообразующих деформаций в рифтовых зонах срединно-океапических хребтов. Геотектоника, №1, с.76-94.

16. Деменицкая P.M., 1975. Кора и мантия Земли. М., изд-во Недра, 256 с.

17. Дмитриев Л.В., 1998. Вариации состава базальтов Срединно-океанических хребтов, как функция геодинамической обстановки их формирования. -Петрология, т.6, №4, с.340-362.

18. Дубинин Е.П., 1987. Трансформные разломы океанической литосферы. М., изд-во МГУ, 182 с.

19. Дубинин Е.П., Прозоров Ю.И., Белая Н.И., 1992. Геодинамическая природа сегментации срединно-океанических хребтов. В сб.: Жизнь Земли. Геодинамика и экология (под ред. С.А.Ушакова). М., изд-во МГУ, с.46-54.

20. Дубинин Е.П., Ушаков С.А., 2001. Океанический рифтогенез. М., изд-во ГЕОС, 293 с.25.

Информация о работе

Розова, Анастасия Васильевна
кандидата географических наук
Москва, 2006
ВАК 25.00.25

Диссертация

Геодинамический анализ рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов с переходной морфологией - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы