Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Моделирование рельефообразующих деформаций в областях перекрытий осей спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия

ВАК РФ 11.00.04, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Моделирование рельефообразующих деформаций в областях перекрытий осей спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия"

РГБ ОД

I {а правах рукописи

2 2 АПР 1996

ГРОХОЛЬСКИЙ АНДРЕЙ ЛЬВОВИЧ

МОДЕЛИРОВАНИЕ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИХ ДЕФОРМАЦИЙ В ОБЛАСТЯХ ПЕРЕКРЫТИЙ ОСЕЙ СПРВДИНГА ВОСТОЧНО-ТИХООКЕАНСКОГО ПОДНЯТИЯ

11.00.04 - геоморфология и эволюционная география

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук

Москва I 996

Работа выполнена на кафедре геоморфологии и иалео|еографни географического факультета и в Музее землеведения Московского государственного университета им. М.ВЛомоносона

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук академик РАЕН, профессор С.А. Ушаков

Официальные оппоненты:

• доктор географических наук, старший научный сотрудник С.М. Александров

• кандидат географических наук Б.В. Малкии

Ведущая организация: Институт океанологии им. П.П.Шнршова РАН

Защита состоится "23" мая 1996 г. в 17м часов на заседании диссертационного совета по геоморфологии, эволюционной географии, мерзлотоведению и картографии (Д-053.05.06) при Московском государственном университете им. М.ВЛомоносова по адресу: 119899, Москва, ГСП-3, Ленинские горы, МГУ, географический факультет, этаж 21, аудитория

2109.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке географического факультета МГУ на 21 этаже.

Автореферат разослан

Ученый секретарь диссертационного совета, доктор географических наук, профессор

Ю.Ф.Книжников

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Применение высокоточной техники в исследованиях морского дна позволило в последние годы выявить тонкую структуру рнфтовых зон срединно-океанических хребтов (СОХ). Геоморфологические и геолого-геофизические данные, полученные при крупномасштабном картировании рифтовых зон СОХ с помощью высокоразрешающих многолучевых эхолотов, сонарных систем бокового обзора, подводного фотографирования и подводных обитаемых аппаратов существенно дополнили традиционные представления о концепции спрединга. Эти данные показали, что глобальная непрерывная система рифтовых зон СОХ разбита на множество сегментов морфоструктурными нарушениями разных типов (такими как тройные соединения, трансформные разломы и др.) [Мас<1опа1<1 ег. а1., 1991; Дубинин и др., 1992; ЬопБсЫе, 1994]. Среди таких нарушений на Восточно-Тихоокеанском поднятии (ВТП), где наблюдаются средние (5-8 см/год) и большие(8-14 см/год) скорости спрединга, были обнаружены многочисленные морфоструктурные неоднородности, представляющие собой области кулисообразного перекрытия центров нли осей спрединга (ПЦС), по которым осевые зоны смещаются на расстояния от сотен метров до 20-30 км. Повышенное внимание к этим структурам вызвано необходимостью дальнейшего познания закономерностей образования и развития океанической коры и морфоструктурного плана дна океана, а также практическим интересом, связанным с поиском месторождений полезных ископаемых, особенно - глубоководных полиметаллических сульфидов.

Важную роль в понимании генетической природы осевых зон срединно-океанических хребтов играют существующие геодинамические модели их глубинного строения, термического режима, напряженного состояния литосферы и гидротермальной конвекции. Такие модели помогают объяснить процессы формирования трещин, сбросов, периодичность вулканических излияний, Р-Т условия, контролирующие формирование рельефа и гидротермальную циркуляцию. Поэтому развитие существующих и построение новых геодинамических моделей таких активных зон, как срединно-океанические хребты остается актуальной задачей геоморфологии, геологии и геофизики. После открытия зон перекрытий центров спрединга в зарубежной литературе появились различные математические модели их образования и

рлшнтия. Однако, протекающие здесь процессы настолько сложны, что описать их теоретически, с "омощью математического моделирования. без значительных упрощений, представляется затруднительным. Поэтому важное значение для изучения процессов, происходящих в осевых зонах срединно-океанических хребтов, приводящих к образованию таких специфических морфоструктур, как ПЦС, приобретает метод физического моделирования. Эксперименты, проведенные зарубежными исследователями не объяснили полностью строение и эволюцию ПЦС. В развитие этих работ мы также провели эксперименты по физическому моделированию ПЦС. Их результаты являются основой настоящей работы.

При разработке методических принципов физического моделирования мы использовали опыт, накопленный в этом направлении сотрудниками проблемной лаборатории эрозии почв и русловых процессов кафедры геоморфологии географического факультета МГУ (Н.И.Маккавеев, О.КЛеонтьев, Н.В.Хмелева и др.), лаборатории геотектоники и тектонофизики кафедры динамической геологии геологического факультета МГУ (М.А.Гончаров, В.Г. Талицкий, В.А.Гапкин и др.). лаборатории тектонофизики Института Физики Земли РАН (М.В.Гзовский, Д.Н. Осокина, А.М.Сычева-Михайлова и др.), лаборатории тектонофизики Института земной коры СО РАН (С.И.Шерман, С.А.Борняков, В.Ю.Буддо и др.), экспериментальной лаборатории Института геологии и геохимии горючих ископаемых АН Украины (А.Н.Бокун).

Цель работы - использование экспериментального геодинамического моделирования для изучения особенностей рельефа дна и эволюции литосферы в зонах перекрытия осей спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия.

Основные задачи исследования. Для достижения поставленной в работе цели необходимо было решить следующие основные задачи:

- на основе комплексного анализа рельефа дна и геолого-геофизических данных выявить закономерности строения зон перекрытий осей спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия;

- с помощью экспериментального моделирования исследовать условия образования и развития перекрытий центров спрединга;

- провести анализ структур, полученных в результате моделирования, и сопоставить их с геоморфологическими и голого-геофизическими данными по исследованным перекрытиям центров спрединга;

- выявить глубинные процессы, контролирующие морфоструктуру зон перекрытий центров спрединга и прилегающих к ним областей океанического дна.

Для проведения экспериментального геодинамнческого моделирования автору работы потребовалось решить ряд методических и технических вопросов:

- разработать и создать экспериментальную установку;

- разработать методику проведения экспериментов и визуализации полученных экспериментальных картин;

' - овладеть методиками приготовления и исследования реологических свойств модельных материалов, отвечающих условиям подобия для решения такого класса задач.

Основные защищаемые положения.

• Анализ геоморфологических и геолого-геофизических данных позволил выделить два типа перекрывающихся центров спрединга: крупные и мелкие, которые различаются строением, морфометрическими параметрами (размерами и формой в плане, глубиной центральной депрессии и соотношением длины перекрытых осей к их ширине), а также глубинной структурой.

• Разработанный экспериментальный комплекс и методика проведения опытов по геодинамическому моделированию морфострукгур, связанных с растяжением литосферы в рифтовых зонах срединно-окенических хребтов.

• При экспериментальном моделировании перекрытий центров спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия получены два типа ПЦС - крупные и мелкие, различающиеся по своим размерам и времени существования. Ведущую роль в их образовании играют: геометрия оси спрединга (длина разрезов и ослабленных зон, их взаимное расположение); толщина деформируемого слоя коры, направление и скорость растяжения.

• Условия образования зон перекрытий центров спрединга разных типов существенно различны. Мелкие (короткоживущие) перекрытия формируются на отдельных сегментах осевой рифтовой зоны, образующихся при крупномасштабных перестройках спрединга. Крупные (длительноживущие) перекрытия развиваются при продвижении двух сегментов навстречу друг другу.

• Рельеф зон перекрытий центров спрединга меняется в процессе их эволюции и зависит ог напряженного состояния литосферы, термического режима осевой магматической камеры, степени трещи новатости коры и интенсивности гидротермальной циркуляции. В зонах ПЦС существует геодинамическая связь между размерами и глубиной кровли магматической камеры и морфологией осевого поднятия.

• Экспериментальная модель крупных перекрытий позволяет объяснить основные закономерности их образования, строения и эволюции.

Научная новизна выполненной работы заключается в следующем:

• Разработан и изготовлен оригинальный экспериментальный комплекс для физического моделирования процесса спрединга;

• Отработаны методики проведения экспериментов и визуализации полученных экспериментальных картин;

• Проведено физическое моделирование перекрывающихся центров спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия и исследована зависимость их образования от геометрических параметров и скорости растяжения модели;

• В проведенных экспериментах получены два класса ПЦС - мелкие и крупные, различающиеся по строению, механизму образования и развития;

• На основе экспериментальных результатов и анализа геоморфологических и геолого-геофизических данных предложена модель образования и развития перекрытий центров спрединга, объясняющая их рельеф и механизм миграции.

Практическая ценность работы. Полученные в работе результаты могут быть использованы для изучения конкретных перекрытий центров спрединга, истории их образования и развития. Результаты экспериментов внедрены в экспозицию Музея землеведения Московского университета и используются в учебной работе для студентов географического и геологического факультетов. На основе экспериментальной модели эволюции перекрытий осей спрединга и анализа рельефа дна в этих областях, выявлены участки коры, перспективные на глубоководные полиметаллические сульфиды (ГПС). На этом основании разработаны рекомендации для повышения эффективности геологоразведочных работ на ГПС, которые представлены в трех научных отчетах, переданных в Полярную морскую геолого-разведочную экспедицию (ПМГРЭ) ПГО "Севморгеология" и ВНИИОкеанология в рамках хоздоговорных тем.

Разработанный экспериментальный комплекс может эффективно использоваться при моделировании различных морфоструктур, связанных с растяжением и сжатием литосферы.

Апробация работы. Материалы диссертации в целом и ее отдельные главы докладывались и обсуждались на: семинарах сектора геодинамики Музея землеведения МГУ (1986-1990г.г.); семинарах отдела тектоники литосферных плит Института океанологии АН СССР(1986,1988г.г.); Ш-й Тихоокеанской школе по морской геологии, геофизике и геохимии (Владивосток, 1987); 2-м Всесоюзном симпозиуме по экспериментальной тектонике в решении задач теоретической и практической геологии(Ялта, 1987); 8-й, 9-й и 11-й Всесоюзных школах по морской геологии (Геленджик, 1988, 1990, 1994); Всесоюзном совещании - XX Пленума Геоморфологической комиссии АН СССР (Владивосток 1989); Всесоюзном совещании: "Разломообразование в литосфере: тектонофизические аспекты" (Иркутск, 1990); Международной конференции: "Механика разрушения горных пород и тектоника" ( Монпелье, Франция, 1991 ); семинарах Института геофизики Центрального Национального Университета (Чун - Ли, Тайвань, 1992 ); семинаре лаборатории морской геоморфологии Географического факультета МГУ (1995); XXIX Тектоническом совещании "Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов" (Москва, 1996).

Публикации: По теме диссертации опубликовано 10 работ.

Объем и структура работы. Диссертация изложена на страницах

машинописного текста. Она включает в себя 56 иллюстраций, состоит из введения, четырех глав, заключения, списка использованной литературы и приложения. Библиография содержит наименований.

Благодарности. Автор выражает искреннюю благодарность директору Музея землеведения МГУ, академику РАЕН С-А.Ушакову за научное руководство и постоянное внимание к проводимым исследованиям.

Автор признателен А.И.Шеменде, совместно с которым была проведена значительная часть исследований.

Исключительно важной была поддержка ведущего научного сотрудника Музея землеведения Е.П.Дубинина, с которым обсуждались все этапы работы.

Диссертант благодарен Е.П.Семенову за значительный вклад в создании экспериментальной базы.

В процессе работы над диссертацией очень полезными оказались консультации и помощь сотрудников Музея землеведения Московского государственного университета Н.И.Белой, Ю.И.Галушкина, О.П.Иванова, ЕЛ.Кирсановой, А.А.Ковалева, В.П. Кравец, Ю.И.Прозорова, А.А.Свешникова, К.А.Скрипко и кафедры геоморфологии географического факультета МГУ Л.Д.Бычковой, А.Н. Варущенко, Е.И.Игнатова, С.АЛукьяновой, В.И.Мыслевца, Г.А.Сафьянова, Г.Д.Соловьевон, В.В.Фроля.

Особую благодарность автор приносит Т.В.Газиной и А.Н.Филаретовой оказавшим неоценимую помощь при оформлении диссертации.

Автор благодарен Т.С.Андреевой за ее внимание к работе и помощь.

В технической части работы очень важной была помощь Ю.В.Лаушкина, за что автор искренне признателен ему.

Завершающая стадия работы выполнялась при финансовой поддержке Международного Научного Фонда (ISF grant М 62300) и Российского Фонда фундаментальных исследований (грант 96-05-64885).

Содержание работы

Глава 1. Геоморфологические и геолого-геофизические представления о строении рифтовой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия.

В первом параграфе дается краткая характеристика морфоструктурных неоднородностей различного ранга и глубинного строения рифтовой зоны ВТП. Детальные данные в исследовании ВТП, полученные в последние годы с помощью высокоточной техники [Macdonald et al., 1984, 1988, 1991, 1992; Lonsdale, 1985, 1989, 1994; Carbotte, Macdonald, 1992; Perram et al., 1993; Cormier, Macdonald, 1994] позволили выявить новые морфоструктуры -перекрывающиеся центры спрединга. Их открытие расширило наши представления о системе сегментации рифтовых зон СОХ.

Отечественные и зарубежные исследователи [ Macdonald et al., 1991; Дубинин и др.,1992; Мирлин, Сущевская, 1992; Lonsdale, 1994; Дубинин, 1995] выделяют несколько масштабных уровней сегментов со специфическими типами границ. Каждый масштабный уровень отличается своим морфотектоническим строением и глубинной структурой, обусловленными как

процессами на предыдущих, более крупных уровнях, так и процессами, присущими лишь данному уровню. Эти процессы контролируют длительность существования сегмента, особенности его геологического строения и рельефа дна. Границами сегментов разных масштабных уровней служат тройные соединения, трансформиые разломы, перекрывающиеся центры спрединга, нетрансформные сдвиги, изгибы и др. Структуры ПЦС в этой системе занимают некоторое среднее положение.

Второй параграф посвящен географическому положению перекрывающихся центров спрединга в системе рифтовой зоны ВТП. В настоящее время на участке ВТП от 20° с.ш. до 20° ю.ш. закартировано около 50-ти ПЦС. Различают мелкие зоны ПЦС с небольшим смещением осей спрединга (до 2-3 км) и крупные - со смещением осей от 2 до 30 км.

Если рассматривать участки ВТП к северу и югу от экватора, то распределение крупных и мелких ПЦС довольно равномерно. Так, на отрезке ВТП от 0® до 20° с.ш. количество крупных и мелких ПЦС составляет 9 и 21 соответственно, а на отрезке от 0° до 20° ю.ш. их обнаружено соответственно 9 и 18.

Распределение ПЦС между трансформными разломами не так равномерно. Количество крупных ПЦС может меняться от 1-го до 4-х, а мелких от 1-го до 9-ти. По-видимому, это связано с различиями в длине сегментов между трансформными разломами.

В третьем параграфе приводится геоморфологическая и геолого-геофизическая характеристика ПЦС и прилегающих участков рифтовой зоны. Рифтовая зона ВТП представляет собой горстообразную структуру шириной до 10 км, высотой 200-400 м [Живаго, 1979; Macdonald et al., 1984, 1992; Lonsdale, 1985, 1994; Удинцев , 1987; Хаин, Ломизе, 1995 ]. В центральной части рифтовой зоны располагается отчетливое осевое поднятие. Узкую область шириной 0,5-2 км вдоль оси рифта занимает неовулканическая зона. На флангах неовулканической зоны начинается довольно плотная сеть разломов и трещин шириной 1-3 м. Далее от оси трещины сменяются уступами сбросового происхождения. Они имеют протяженность 5-10 км, а амплитуда смещения блоков достигает десятков метров. Рельеф этих областей волнистый и представлен чередованием горстов и грабенов с длиной волны 2-4 км. Все разломообразование происходит в пределах 2-10 км от оси рифта [Lonsdale, 1978; Ушаков и др.,1979; Caress et al., 1992; Edwards et al.,1991].

Осевое поднятие имеет различную поперечную форму - треугольную, куполообразную, трапециевидную. Это место наиболее молодого вулканизма, который в основном обусловил рельеф этой зоны. Гребень осевого вулканического поднятия обычно осложнен вершинным грабеном, который определяет ось неовулканической зоны. Ширина грабена 100-1000 м, а его глубина может достигать 100 м и более [Macdonald et ah, 1984, 1987; Lonsdale, 1989, 1994].

Осевые продольные профили глубин дна на разных отрезках ВТП [Macdonald et al., 1984; Lonsdale, 1985] показали, что максимальные глубины приурочены к трансформным разломам и зонам ПЦС. Это связывается с заглублением кровли высокотемпературной магматической камеры в окрестности таких структур, обусловленным повышенной трещиноватостью и интенсивным охлаждением гидротермальной конвекцией. Магматические очаги под осью ВТП были выделены в результате многоканальных сейсмических исследований и сейсмической томографии, как зоны с пониженными скоростями сейсмических волн [Detrick et al., 1987; Sinton, Detrick, .1992; Harding et al.,1993; Kent et al., 1993]. Ширина камеры составляет не более 4-6 км, а ее кровля находится на глубине 1,5-3 км от уровня дна. Осевая магматическая камера непрерывно прослеживается на расстоянии десятки километров вдоль простирания оси ВТП и не фиксируется лишь в районах трансформных разломов и крупных ПЦС. В окрестности зон ПЦС магматическая камера не исчезает, а видимо, находится в истощенном, редуцированном состоянии [Kent et al.,1993]. Как отмечалось, детальные батиметрические исследования осевой зоны ВТП свидетельствуют о том, что осевые поднятия и неовулканические зоны испытывают смещения и кулисообразно перекрываются, образуя ПЦС. Перекрытия имеют эллипсоидальную форму и характерное соотношение длины d и ширины w равное 3:1. Существенной особенностью ПЦС является наличие между перекрытыми центрами спрединга депрессии с относительной глубиной до 600700 м [Macdonald et al., 1984; 1992; Lonsdale, 1985, 1989]. Имеющиеся данные показывают, что крупные ПЦС могут мигрировать вдоль оси со скоростью близкой к скорости спрединга. Движение ПЦС фиксируется в смещениях магнитных аномалий, а также в виде полос деформированной коры и цепочек подводных гор, расположенных под углом к оси рифта. Эти следы идут от

современного положения ПЦС в более древнюю океаническую литосферу с возрастом до 3,5 млн. лет [Lonsdale, 1985,1989; Macdonald et al.,1992; Rea, 1978].

В четвертом параграфе рассмотрены имеющиеся модели образования и развития перекрытий центров спрединга. ПЛонсдейлом [Lonsdale, 1983] и К.Макдональдом [Macdonald et al., 1984] - авторами, впервые описавшими зоны ПЦС, были предложены две альтернативные модели формирования этих морфоструктур. В модели П.Лонсдейла принималось, что ПЦС представляют собой стационарные морфоструктуры, развивающиеся за счет асимметричного наращивания коры на перекрытых осях спрединга [Lonsdale, 1983]. В модели К.Макдональда с соавторами [Macdonald, Fox, 1983; Macdonald et al., 1984] предполагалось, что ПЦС являются короткоживущими образованиями, возникающими за счет роста в коре трещин и существующими до момента пересечения этих трещин. К.Макдоналд с соавторами провели эксперименты развития зон ПЦС на парафине. На корку остывающего парафина они наносили параллельные разрезы, а затем проводили поперечное растяжение модельной плиты. В процессе растяжения из разрезов в направлении друг друга начинали расти трещины. Затем они перекрывались и приближались друг к другу. Возникающие при этом формы перекрытых трещин очень похожи на реальные ПЦС. Аналогичные результаты получались при математическом моделировании распространения трещин в хрупком материале [Pollard, Aydin, 1984; Sempere et al.,1986]. С продолжением процесса растяжения парафиновой корки перекрытые трещины продолжали расти, сближаясь до тех пор, пока одна из них не пересекала другую и не возникал непрерывный центр спрединга. На основании этих экспериментов К.Макдональд с соавторами предположили, что ПЦС существуют в течение одного тектоно-магматического цикла и прекращают свое существование после того, как одна из продвигающихся трещин соединится с другой. Отсюда следует, что каждая зона ПЦС в своем развитии проходит стадию, когда спрединг идет вдоль искривленной оси, прямолинейные участки которой смещены на расстояние до 20-30 км. Однако, везде на ВТП, где наблюдается смещение осевых зон расположены или ПЦС, или трансформные разломы. Предположение о том, что ПЦС все время образуются на новом месте противоречит данным по крупным перекрытиям, возраст которых может составлять 3.5 млн лет (см.п. 1.3).

3 отличие от этой модели, П.Лонсдейл предположил, что ПЦС являются стационарными (устойчивыми во времени и пространстве) структурами

[Lonsdale, 1983]. Их стационарность он объясняет асимметричным спредингом, при котором наращивание океанической коры происходит только с внешней стороны перекрывающихся осей так, что геометрия ПЦС сохраняется. Однако такой процесс возможен только при наличии небольших трансформных разломов на краях перекрывающихся осей, что противоречит фактическим данным [Macdonald et al., 1984].

Если модель К.Макдональда с соавторами предполагает две перекрывающихся оси спрединга, то, по модели ПЛонсдейла, имеются сдвоенные рифтовые зоны, формирующие единый центр спрединга и расположенные над единой магматической камерой. Однако, сейсмические данные свидетельствуют, что в случае крупных ПЦС под каждой перекрывающейся спрединговой ветвью могут располагаться две раздельные магматические камеры [Kent et а1.,1993]. Последние, по всей видимости, различаются по степени насыщения или истощения расплавом.

Рассмотренные модели не смогли объяснить все явления, связанные со строением и развитием ПЦС. Так, осталось непонятным происхождение центральной депрессии. Не ясен также вопрос о механизме миграции ПЦС.

Более поздние исследования ВТП показали, что существуют различные типы ПЦС - короткоживущие (мелкие) и длительноживущие (крупные), а их эволюция связана с периодическими перескоками осей спрединга. В результате были предложены более сложные модели [Lonsdale, 1989; Macdonald et al., 1987; 1988, 1992; Шеменда, Грохольский, 1988]. Так, в основе модели, предложенной в работе [Macdonald et al.,1987] лежат представления об активной роли магматической камеры, вещество которой воздействует на вышележащую кору и приводит к ее разрушению. Разномасштабное движение магматического вещества приводит к образованию ПЦС разного порядка. Миграция ПЦС объясняется разным термическим состоянием магматической камеры (ее насыщенностью или истощенностью расплавленной фракцией) в каждой из его осей. Аналогичные выводы сделаны в представляемой работе на основе результатов физического моделирования ПЦС. Однако, основная роль в образовании и развитии ПЦС разного порядка нами отводится особенностям периодического квазихрупкого разрушения коры.

Коротко резюмируя содержание первой главы, можно сказать, что зоны ПЦС являются широкораспространенными морфотектоническими структурами рифтовых зон СОХ со средними и большими скоростями спрединга. Они

отличаются по своим размерам, строению коры и' морфологической выраженности.

Глава 2. Методика и средства физического моделирования процессов происходящих в осевой зоне быстроразрастающихся средиино-океанических хребтов.

В первом параграфе описываются экспериментальная установка и методики проведения экспериментов. Изложены способы визуализации полученных экспериментальных картин и обработки полученных результатов.

В процессе подготовки экспериментов были учтены методические приемы и опыт проведения экспериментов по моделированию столкновения подводных гор и хребтов с островными дугами [Грохольский, Шеменда, 1985], формирования некоторых типов краевых морей [Шеменда, 1985] , крупномасштабных деформаций литосферы [Шеменда, 1989] и др.

Для проведения экспериментов была разработана и изготовлена собственными силами оригинальная экспериментальная установка. Она состоит из ванночки, выполненной из текстолита. На дне ванночки и ее внутренних стенках расположены электрические нагреватели в виде нихромовых спиралей. Здесь же расположены термопары для контроля за температурой в процессе подготовки и проведения экспериментов. В верхней части ванночки расположена движущаяся рамка с поршнем, с приводом от электродвигателя.

В ванночку помещается вещество, моделирующее материал астеносферы и осевой магматической камеры. С помощью нагревателей оно расплавляется. Когда весь расплав примет одинаковую температуру, поверхность вещества начинает охлаждаться с помощью вентилятора. На дне и боковых стенках температура в течении всего эксперимента остается повышенной. При Охлаждении модельное вещество начинает застывать сверху, образуя корку и приваривается к поршню и противоположной боковой стенке. После того, как толщина образующейся корки достигает нужной величины, начинается ее горизонтальное растяжение в помощью электродвигателя. Картина, которая получается на поверхности модели, постоянно фотографируется. Внутренние деформации и рельеф изучаются позже. Когда эксперимент закончился и модельное вещество приняло комнатную температуру, любой участок

полученной модели можно вырезать и извлечь из установки, а затем исследовать, сфотографировать в разрезе.

Второй параграф посвящен теоретическим основам физического моделирования процессов, происходящих в осевой зоне рифта при быстром спрединге. К экспериментальному моделированию процесса спрединга обращались немногие исследователи. Среди них необходимо отметить работы [Oldenburg, Brune, 1975, Macdonald, Fox, 1983, Naar, Stoddard, 1988]. Физическое моделирование, выполненное в настоящей работе, основано на теоретических разработках Л.ИЛобковского, О.Г.Сорохтина и А.И.Шеменды [Лобковский, Сорохтин, 1976; Шеменда,1979]. Исследование процесса разрушения базальтового слоя в осевой зоне быстрораздвигающегося хребта проводилось в рамках упруго-вязко-пластической модели литосферы и верхней мантии. В той постановке, в которой рассматривался этот процесс, критерии подобия должны характеризовать деформационные свойства базальтового слоя, определяющие механизм его разрушения. Разрушение слоя коры происходит путем развития в слое индивидуальных трещин, а не за счет развития пластических деформаций. Количественное выражение этого условия получить трудно, т.к. не ясно, как учитывать масштабный фактор, латеральную и вертикальную неоднородность базальтового слоя в осевой зоне рифта в оригинале. Поэтому в проведенных опытах пришлось выполнять качественное условие подобия, добиваясь чтобы разрушение слоя в модели происходило за счет возникновения в нем трещин. Это достигалось путем подбора соответствующего материала и режима его деформирования.

В той постановке, в которой проводилось моделирование важен корректный учет параметра т, - предела прочности слоя. Поэтому выполнялся следующий критерий подобия [Шеменда, 1983]:

где р- плотность слоя; д - ускорение свободного падения; Н - толщина слоя.

В третьем параграфе рассказывается о материалах, моделирующих вещество корового слоя и осевой магматической камеры. Критерии подобия требуют от применяемых при моделировании материалов очень маленькой прочности, порядка 10 Па. Это означает, что такие материалы нельзя будет взять в руки - они будут деформироваться под действием собственного веса.

Поэтому для такого класса задач были специально разработаны модельные вещества [Шеменда, 1984]. Они представляют собой системы композиционных материалов, состоящих из сплава твердых (церизинов и парафинов) и жидких (вазелиновое масло) углеводородов, а также добавок поверхностно-активных веществ. Свойства этих материалов таковы, что при небольших изменениях температуры они сильно меняются. Достаточно поднять температуру на 20° по "сравнению с комнатной, чтобы вещество из твердого превратилось в жидкое.

Автор совместно с А.И.Шемендой участвовал в изготовлении и исследовании реологических свойств модельных материалов, необходимых для выполнения данной работы. Исследования реологических свойств полученных материалов при различном составе и температуре проводилось в лаборатории экспериментальной геодинамики Музея землеведения МГУ на вискозиметре постоянных напряжений - ВПН-01. Этот измерительный комплекс позволяет проводить измерения при очень малых напряжениях ( начиная с 1 Па). В результате были подобраны составы и температурные режимы, при которых модельные материалы имеют свойства, необходимые по условиям подобия. Эти материалы при определенных температуре и скорости деформации способны разрушаться, как хрупкое тело, т.е. путем образования отдельных трещин.

Таким образом, сконструированная экспериментальная установка и разработанная методика проведения экспериментов служат основой для моделирования процесса растяжения литосферы в рифтовых зонах СОХ, приводящих к образованию перекрывающихся центров спрединга.

Глава 3. Физическое моделирование образования и развития перекрытий центров спрединга.

В главе рассматриваются результаты экспериментов по моделированию образования мелких и крупных ПЦС. Всего проведено около 150 экспериментов.

В первом параграфе приведены результаты экспериментов по растяжению однородного ненарушенного слоя. В этих опытах были получены мелкие ПЦС. Их ширина соизмерима с толщиной модельной плиты и составляет первые километры в пересчете на природу. Длина d перекрытых осей получалась в 1,5-2 раза больше их ширины w. Существенно то, что

трещины в зоне перекрытия прямолинейны, т.е. расстояние между ними приблизительно постоянно. Это соответствует небольшим зонам ПЦС в природе.

Во втором параграфе описываются результаты экспериментов по моделированию крупных ПЦС. Получить их удавалось, только предварительно задав центры роста трещины в форме разрезов в деформируемом модельном слое. Разрезы наносились в модельной плите перед началом растяжения. Из них в процессе растяжения начинали расти трещины, перекрывая друг друга. Ширина этих ПЦС фактически задается первоначальным смещением разрезов. Их длина <3 получалась в 2-3 раза больше ширины. Раскрытие трещин приводит к повороту центрального блока заключенного между ними. Это сопровождается сложными деформациями перемычек в краевых зонах ПЦС, одна из которых при дальнейшем растяжении разрушается, делая ось непрерывной. Полученные в этих опытах ПЦС имеют эллипсоидальную форму в плане. Их оси характерно отклоняются друг от друга перед перекрытием, после чего они сближаются. При этом все ПЦС имеют асимметричное строение, т.е. одна из трещин ближе подходит к другой. Это является следствием различной длины задававшихся разрезов. Из более длинных разрезов трещины начинают расти раньше и продвигаются дальше.

Интересно, что получить в эксперименте мелкие ПЦС, такие же, как получались при растяжении однородного слоя, путем предварительно сделанных разрезов не удалось. В этом случае разрезы не перекрывались, а просто соединялись поперечным разломом.

Третий параграф посвящен результатам моделирования мелких и крупных ПЦС в одном эксперименте. Эти опыты стали следующим этапом в экспериментальной части работы. Вместо разрезов в экспериментах задавались ослабленные зоны (полосы, в которых толщина модельной плиты была несколько меньше). В этих зонах при растяжении получались мелкие перекрытия, такие же, как описанные в первом параграфе этой главы. При дальнейшем растяжении из этих ослабленных зон росли трещины, образуя крупные ПЦС, аналогичные описанным во втором параграфе этой главы.

Проведенные эксперименты также показали, что в процессе растяжения важную роль в формировании ПЦС различных масштабных уровней играют морфометрические характеристики задаваемых разрезов и ослабленных зон. В

первую очередь - это длина I задаваемых разрезов или ослабленных зон (отрезков рифтовых трещин). Важное значенне также имеет соотношение таких параметров, как продольное смещение Д1 и поперечное смещение э между задаваемыми разрезами. Так, при небольшом Д1 или вообще при его отсутствии, после начала растяжения, трещины сразу стремятся замкнуться на соседний разрез. При этом место на разрезе, в которое стремится замкнуться продвигающаяся из соседнего разреза трещина может быть различным. Это зависит от величины э. При относительно небольшой величине поперечного смещения разрезов э, ко при Д1 > 0, растущие трещины, как правило, стремятся к вершинам соседних разрезов. При значительном в трещины растут под углом -50° к оси растяжения и могут замкнуться в любую точку соседнего разреза. Анализ проведенных экспериментов показал, что существует оптимальное соотношение морфометрических параметров задаваемых в модели неоднородностей для образования перекрытий, имеющих сходство с реальными структурами. Значения этих параметров были следующими: длина разрезов (ослабленных зон) I = 7-8 см; продольное смещение разрезов Д1 = 4-5 см; поперечное смещение разрезов э = 1-1.5 см; толщина модельного слоя Н = 2-3 мм.

Продвигающиеся трещины в верхней части слоя, как показали результаты экспериментов, имеют более крутое положение, а в нижней - их наклон составляет около 45° к поверхности дна. Благодаря наклону трещин, их развитие сопровождается сбросовыми подвижками бортов, приводящими к неравномерным, неизостатическим вертикальным смещениям центрального блока. В результате этих движений формируется бассейн перекрытия.

Эксперименты также показали, что косое простирание осей спрединга (неортогонально приложенным растягивающим напряжениям в рифтовой зоне) мало влияет на закономерности образования ПЦС. Трещины, растущие из косых разрезов вначале стремятся выравнить направление своего продвижения на ортогональное к растяжению. При этом увеличиваются поперечные и уменьшаются продольные смещения между ними. Поэтому дня образования "нормального" ПЦС потребуется несколько большее продольное смещение и меньшее поперечное.

Очень важными также являются такие параметры, как толщина растягиваемого слоя Н (толщина коры) и скорость его растяжения V (скорость

спрединга). В проведенных опытах увеличение V приводило к тому, что хрупкость модельного вещества возрастала. В этих опытах изменялась картина разрушения и роста трещин из разрезов. Трещины, псрекрывшись. резко меняли направление своего продвижения на субпараллельное сделанным разрезам, а не замыкались на соседний разрез. И наоборот, при увеличении Н разрушение модельного вещества происходило более пластично. При этом развивалась более широкая сдвиговая зона, состоящая из множества трещин.

Таким образом, эксперименты показали, что существуют два типа ПЦС, различающиеся по своим размерам, геометрии осей перекрытий: Их развитие зависит от взаимного расположения осей перекрытий, толщины коры и скорости растяжения.

Глава 4. Формирование и эволюция перекрытии осей спредпига Восточно-Тихоокеанского поднятия.

В первом параграфе предложена общая схема глубинных процессов, формирующих рельеф и структурные особенности зон ПЦС. Эти процессы связаны с периодическим перескоками осей спрединга. После очередного вулканического цикла, начинается охлаждение излившейся магмы. Однако, до следующего разрушения коры, связанного с растяжением, т.е. через 50-100 лет [Наушоп et al., 1991], она не успевает полностью затвердеть. Поэтому новая трещина образуется на старом месте. При многократном повторении этого процесса происходит утонение коры в осевой зоне рифта и развитие под ним магматической камеры. По мере того, как меняется форма камеры меняется и форма поперечного профиля осевой зоны рифта от треугольной в начале, к куполообразной и затем трапециевидной. Такая схема эволюции осевой зоны ВТП находится в согласии с математической моделью, предложенной в работах [Галушкин, Дубинин, 1993; Галушкин и др., 1994]. В ней, в рамках модели непрерывно-дискретного спрединга, рассмотрены условия формирования и развития магматической камеры под осевой зоной СОХ и связи ее термического состояния с поперечной формой осевого поднятия.

По мере развития магматической камеры и осевого поднятия над ней толщина коры здесь выходит на равновесный для данной скорости спрединга уровень ( 1,5-2 км), при котором магма в трещинах успевает затвердеть по всей

глубине. На этой стадии ось нового разрушения коры может образоваться в любом ме^те коры осевой зоны рифта с одинаковой толщиной. Такому разрушению может соответствовать начальная стадия эксперимента с ослабленными зонами(полосами), в которых образуются мелкие ПЦС. Время существования последних определяется периодичностью, с которой происходят перескоки осей и составляет порядка 105 - 104 лет. Они образуются на отдельных, смещенных друг относительно друга, крупных сегментах рифтовой зоны длиной в десятки километров. Эти сегменты можно рассматривать как ослабленные зоны, дающие начало росту трещин, которые в дальнейшем образуют крупные ПЦС. Такие зоны ПЦС могут существовать миллионы лет, пока существуют смещенные сегменты. Перекрывающиеся оси спрединга в этих зонах могут иметь отдельные магматические камеры.

Во втором параграфе описывается модель развития крупных ПЦС, построенная на основе результатов проведенных экспериментов. Она объясняет их строение и рельеф , динамику и механизм миграции . Разрушение осевой Зоны рифта перед вулканическим извержением сопровождается растяжением океанической коры и раскрытием трещин. Такое растяжение, как отмечалось выше, происходит неравномерно и сопровождается поворотом центрального блока . Перед следующим извержением происходит новое разрушение осевой зоны. В зонах ПЦС, в силу существующей здесь асимметрии напряженного состояния, наблюдаются перескоки осей, которые происходят в основном в одну и ту же сторону - внутрь ПЦС. При этом сохраняется взаимное расположение перекрывающихся осей. Вдоль них происходит дальнейшее наращивание дна и затем, в следующем цикле, снова произойдет поворот центрального блока. Дальше все события повторяются.

Эксперименты также показали, что из-за различий в условиях роста трещин, образующих ПЦС, они создают асимметричную форму перекрытия. Т.е. одна из осей продвигается быстрее и ближе подходит к другой. К такой асимметрии могут приводить различия в длине зон первоначального разрушения. Пока эти различия сохраняются, одна из осей на каждом цикле будет продвигаться все дальше, заставляя отступать другую ось, т.е. ПЦС будет мигрировать вдоль простирания рифтовой зоны. Согласно модели , мигрирующее ПЦС оставляет У-образиые следы в виде линейных зон с аномальным строением коры (состоящей из разновозрастных блоков) и нарушенным рельефом дна, выраженным в виде последовательной смены

поднятий н впадин. Из-за миграции 11ЦС, с учетом его асимметрии, след со стороны отступающей оси выражен сильнее . Со стороны наступающей оси ПЦС, при достаточно большой скорости его миграции, след в рельефе может быть вообще не выражен.

Модель позволяет понять происхождение депрессий в зонах ПЦС. Согласно модели, возраст наиболее древних участков центральной депрессии должен быть значительно большим, чем можно было бы ожидать, исходя из расстояния от центров спрединга до центральных участков бассейна перекрытия. В предложенной модели этот возраст определяется не только размерами ПЦС, но и скоростью его миграции, т.е. скоростью переработки центрального блока.

Далее в параграфе рассматривается возможное применение базовой модели образования и эволюции ПЦС для прогнозирования развития малоизученных крупных перекрытий. Опираясь на модель и данные по исследованным ПЦС, можно достаточно уверенно определить направление миграции перекрытия, характер смещения и расположение линейных магнитных аномалий и \Лобразных следов с аномальными рельефом и корой. Рассмотрены примеры предполагаемого развития конкретных ПЦС(3°24', 5°30', 9°03', 11°45'с.ш. и др.) [Грохольский и др., 1994; Грохольский. 1996), согласующиеся с данными последних исследований ВТП.

В третьем параграфе рассматриваются вопросы влияния зон ПЦС на состояние осевой магматической камеры, относительное превышение осевых поднятий на разных ветвях перекрытий. Делается вывод о том, что отдельные сегменты оси рифтовой зоны между крупными ПЦС могут иметь различную плотность вещества подстилающей их магматической камеры, а следовательно, и разный уровень ее кровли. Поэтому уровень поверхности осевого поднятия по обе стороны ПЦС не будет одинаковым. Разная плотность вещества магматической камеры (насыщенность или истощенность расплавленной фракции) под разными осями перекрытия создает различное распирающее давление на борта растущих трещин. А значит, центры спрединга на относительно более низких сегментах (с большей плотностью магмы) должны иметь преимущественные условия для их продвижения в ПЦС. Отсюда следует, что ПЦС должны смещаться от более глубоких к более мелким участкам осевого поднятия . Это подтверждается данными по исследованным крупным

ПЦС: например, перекрытия 11°45\ 9»03', 5°30\ 4°54\ 3-24', 0°42' с.ш.; 1°30\ 2"48'. 5°30', 10°54' ю.ш. и др. [Macdonald et al., 1984,1992; Lonsdale, 1985, 1989а].

В четвертом параграфе рассматривается соотношение трансформных разломов и ПЦС, а также вопрос о возможной предельной ширине ПЦС. Как отмечалось во втором параграфе второй главы режим деформирования модельной плиты подбирался таким образом, чтобы разрушение вещества происходило по хрупкому механизму, т.е. за счет развития в нем индивидуальных трещин. Когда испытывался пластический слой, при тех же условиях, что и в опытах, описанных во втором и третьем параграфах третьей главы, то между вершинами разрезов (ослабленных зон) образовывалась зона локализации пластической деформации. При дальнейшем растяжении она превращалась в "нормальный" трансформный разлом. По-видимому предельная ширина ПЦС определяется толщиной и температурой коры, при которых происходит переход ее свойств от эффективно хрупких к пластическим. Толщина коры зависит от скорости спрединга. Поэтому, чем больше скорость растяжения, тем больше может быть предельная ширина ПЦС и наоборот [ Shemenda, Grocholsky, 19S>1], Так, при очень больших скоростях спрединга, характерных для южной части ВТП (больше 14 см/год) наблюдаются зоны ПЦС с очень большим смещением оси (например, ПЦС 20°40'ю.ш. -смещение 26 км, ПЦС 5°30'ю.ш. - смещение 15 км).

Пятый параграф посвящен гидротермальной деятельности в осевой зоне ВТП в окрестности перекрытий и связанным с ней сульфидообразованием. Предлагается возможный способ определения участков океанического дна перспективных на сульфидное рудопроявление.

Как ранее отмечалось, особенности рельефа осевой зоны ВТП находятся в прямой зависимости от термического состояния, формы и времени существования осевой магматической камеры. Эти особенности являются важнейшим морфоструктурным признаком участков рифтовых зон перспективных на поиски глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС). При обнаружении сульфидных полей было сделано предположение, что они располагаются на наиболее высоких участках осевого поднятия между трансформными разломами [Bullard, Francheteau, 1982]. Однако, затем была установлена тенденция к образованию ГПС на участках рифтовых зон с трапециевидной формой осевого поднятия [Macdonald et al., 1982,1984].

Большинство обнаруженных полей сульфидов приурочены к осевой зоне ВТП. Если рассматривать их образование во времени, то есть большая вероятность того, что рано или поздно они могут быть перекрыты продуктами последующих вулканических извержений. Поэтому встает задача определения участков океанического дна перспективных на сульфиды, не заливаемых лавовыми потоками. Согласно развиваемой модели, такими участками могут быть следы, идущие под некоторым углом от крупных ПЦС, представляющие собой зоны смещения линейных магнитных аномалий и возмущения магнитного поля. Рельеф этих следов характеризуется косым расположением линейных морфоструктур к общей их ориентации в прилегающих областях океанического дна, что обусловлено искривлением осевых поднятий в зонах перекрытий. Следы состоят из отмерших в результате перескоков в одну сторону осей спрединга, в которых должны сохраниться сформированные в осевой зоне рифта поля сульфидов. Они могут непосредственно определяться с помощью детальной геоморфологической съемки.

Таким образом, результаты проведенных экспериментов и сопоставление их с наблюдаемыми геоморфологическими и геолого-геофизическими данными позволили выявить закономерности формирования, строения зон ПЦС разных типов и разработать геодинамическую модель их эволюции.

В заключении формулируются основные результаты работы:

(.Разработана и изготовлена экспериментальная установка, позволяющая моделировать образование различных морфоструктур, связанных с растяжением или сжатием литосферы.

2.Разработаны методики проведения экспериментов, визуализации полученных экспериментальных картин и их обработки.

3.Проведено физическое моделирование рельефообразующих процессов, происходящих в осевых зонах быстрораэрастающихся хребтов. Экспериментально получены перекрытия центров спрединга двух типов -мелкие и крупные.

4.На основе результатов моделирования показано, что в осевой зоне быстрораздвигающихся хребтов периодически происходит разрушение базальтовой коры. Вначале разрушаются отдельные, ослабленные участки осевой зоны. При этом, образуются системы перекрывающихся трещин с шириной перекрытых участков в первые километры. Трещины являются зонами

вулканизма и могут образовываться заново перед каждым извержением, а не наследовать прежнее местоположение, оставаясь в пределах осевой зоны. Поэтому время существования мелких перекрытий - сравнительно короткое в геологическом масштабе времени - Ю5 -104 лет.

5.Эксперименты показали, что из зон первоначального разрушения коры, трещины растут навстречу друг другу. В зависимости от величины поперечного смещения ослабленных зон, эти трещины либо соединяются, образуя изгибы в простирании оси, либо образуют крупные перекрытия центров спрединга шириной до 20-30 км. Такие перекрытия живут длительное время - первые миллионы лет и могут мигрировать вдоль осевой зоны спрединга. Развитие и механизм миграции этих ПЦС определяется особенностями периодического разрушения осевой зоны рифта и объясняются предложенной моделью.

6.На основе анализа рельефа и геолого-геофизических данных можно считать, что плотность вещества в магматических резервуарах на разных участках между ПЦС может быть различной. Там, где она больше, относительная высота осевой зоны рифта меньше и наоборот. Поэтому на участках с более низким уровнем дна осевой зоны (т.е. с более высоким давлением вещества в магматической камере) трещины при своем продвижении имеют преимущество перед трещинами, растущими от более высоких участков. Этим, по-видимому, объясняется тот факт, что крупные ПЦС мигрируют в сторону менее глубоких осевых участков рифтовой зоны.

7.Показано, что рельеф дна зон перекрытия центров спрединга меняется в процессе их эволюции и зависит от термического состояния осевой магматической камеры, степени трещиноватости коры и интенсивности гидротермальной циркуляции. В зонах ПЦС существует геодинамическая связь между размером и глубиной кровли магматической камеры и морфологией осевого поднятия.

8.На основе предложенной модели эволюции ПЦС выделены участки океанического дна, перспективные на поиски глубоководных полиметаллических сульфидных руд. Этими участками являются следы, идущие от крупных ПЦС под углом к оси спрединга и представляющие собой выраженные в рельефе и особенно в аномальном магнитном поле отмершие оси перекрытий.

Основные публикации автора по теме диссертации.

1. Моделирование затягивания подводных гор под островные дуги // В сб. Жизнь Земли, Изд.МГУ, »985, с.13-18 (соавтор А.И.Шеменда).

2. Динамика и развитие нетрансформных смещений осевой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия // Морская геология, геофизика, геохимия. Владивосток, 1987, ч.1, с.179-180 (соавтор А.И.Шеменда).

3. Физическое моделирование разрушения коры в осевых зонах срединно-океанических хребтов // Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии. Изд. ИГ АН УССР, 1987, с.20-22.

4. О механизме образования и развития зон перекрытий осей спрединга // Тихоокеанская геология. 1988, N5,c.97-107 (соавтор А.И.Шеменда).

5. Моделирование перекрытий осей спрединга // Геология морей и океанов.

. М.,1988, т.2, с.29-30 (соавтор А.И.Шеменда).

6. Физическое моделирование разрушения коры в осевой зоне быстрораздвигающегося хребта // Разломообразование в литосфере: тектонофизические аспекты. Иркутск, 1990, с.98 (соавтор А.И.Шеменда).

7. A formation and evolution of overlapping spreading centers (constrained on the basis of physical modelling) // Tectonophysics. 1991, 199, p.389-404 (coauthor AXShemenda).

8. Physical modeling of slow seafloor spreading // Journal of Geophysical Research. 1994, v.99, NO B5, p.9I37-9153 (coauthor A.I.Shemenda).

9. Морфотектонический анализ результатов экспериментального моделирования структурных неоднородносгей осевых зон

■ быстрораздвигающихся срединно-океанических хребтов // Геология морей и океанов.М.,1994,т.2,с.151-152 (соавторы Е.П.Дубинин,СА.Ушаков).

Ю.Формирование и эволюция зон перекрытий центров спрединга разных масштабных уровней (по результатам физического моделирования) // Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов. М., 1996, с.40-41