Срединно-океанические хребты: типы спрединга, магматизм и структура коры

Некоторые континентальные рифты потенциально могут трансформироваться в центры спрединга срединно-океанических хребтов. Наиболее показательной естественной лабораторией для наблюдения за данным процессом служит регион Афар в Эфиопии, где Восточноафриканская континентальная рифтовая система сходится с ювенильными океаническими центрами спрединга Красного моря и Аденского залива. В пределах этой широкой пограничной зоны пересекаются три четкие границы литосферных плит: граница Африки и Аравии (центр распространения Красного моря), граница Аравии и Сомали (центр распространения Аденского залива) и граница Африки и Сомали (Восточноафриканский разлом). Данное пересечение формирует сложную структурную систему, известную как тройное соединение RRR (рифт-разлом-трещина), которое характеризуется обширными пространственными структурами. Большая часть региона Афар расположена вблизи уровня моря и включает изолированные блоки континентальной коры, например Данакильский горст, разделенные нормальными разломами.

В Красном море находится молодой очаг спрединга, который по ряду характеристик демонстрирует сходство со Срединно-Атлантическим хребтом. Геологи подразделяют океанические очаги спрединга на две главные категории, основываясь на их поверхностной геоморфологии и рельефе, на которые непосредственно влияют темпы спрединга. Хребты атлантического типа отличаются медленными темпами распространения, обычно составляющими от 0,2 до 0,8 дюйма в год (от 0,5 до 2 см/год). Напротив, хребты тихоокеанского типа демонстрируют более высокие темпы распространения, как правило от 1,5 до 3,5 дюймов в год (от 4 до 9 см/год). Эти различия в скоростях определяют разнообразные структурные и морфологические характеристики, наблюдаемые вдоль подводных горных хребтов.

Формирование океанической коры и литосферы на срединно-океанических хребтах происходит следующим образом. Магма образуется в результате частичного плавления в астеносфере и восходящих конвективных потоков, формируя магматическую камеру под осью хребта. По мере расхождения литосферных плит из магматического очага вверх внедряются дайки, которые питают потоки лавы на поверхности дна океана. Тяжелые кристаллы (например, оливин и пироксен) оседают из магматического очага, образуя слои кристаллических кумулятов на его дне

Хребты атлантического типа характеризуются широкой топографической зыбью шириной от 900 до 2000 миль (от 1500 до 3000 км), где морское дно поднимается от абиссальных равнин, расположенных на глубине 2,5 мили (4,0 км), примерно до 1,7 мили (2,8 км) вдоль оси хребта, при этом склоны обычно имеют уклон менее 1°. Отличительной чертой этих медленно распространяющихся хребтов служит ярко выраженная срединная рифтовая долина, ширина которой составляет около 20 миль (30 км) в верхней части и сужается до 0,6–2,5 миль (1–4 км) на глубине. Строительные вулканы обычно располагаются вдоль основания и внутренних стенок этого срединного разлома, что создает изрезанный рельеф и склоны с каменными сбросами, характерные для центральных областей данных хребтов.

В противоположность этому, хребты тихоокеанского типа являются более широкими, простираясь на 1250–2500 миль (2000–4000 км), и возвышаются над абиссальными равнинами на 1,2–1,8 мили (2–3 км) при чрезвычайно пологих склонах около 0,1°. Эти быстро распространяющиеся хребты не имеют срединной долины, а вместо этого отличаются неглубокими очагами землетрясений, высоким тепловым потоком и низкими гравитационными аномалиями вдоль их осей, что указывает на наличие неглубоких резервуаров магмы под поверхностью. Склоны хребтов тихоокеанского типа заметно более гладкие и менее расчлененные по сравнению с атлантическими аналогами, что отражает различные магматические и тектонические процессы, связанные с более высокими темпами спрединга.

Возвышенный рельеф, характерный для обоих типов хребтов, является следствием того, что они поддерживаются низкоплотным горячим материалом мантии – механизмом, который геологи называют изостатической компенсацией. Новая магма активно поднимается под осями хребтов, формируя небольшие магматические очаги, где при кристаллизации образуются породы, составляющие океаническую кору, которая примерно в равных пропорциях добавляется к расходящимся тектоническим плитам. Эта новообразованная кора молодая, горячая и относительно плавучая, что позволяет ей удерживаться на нижележащей астеносфере. По мере того как кора стареет и удаляется от центра спрединга, она охлаждается, утолщается и становится более плотной, что приводит к ее постепенному оседанию; данный процесс определяет топографический профиль горных хребтов, причем скорость термического оседания одинакова как в системах с быстрым, так и с медленным спредингом.

Интенсивная вулканическая активность, характеризующаяся обширными излияниями базальтовой лавы, определяет осевые области срединно-океанических хребтов. Лава часто застывает в виде подушечных лав (пиллоу-лав), а также формирует лавовые трубки и более массивные потоки. Эти оси также являются местами интенсивного теплового потока, где располагаются многочисленные гидротермальные источники: морская вода циркулирует по океанической коре, нагревается за счет близости магмы и вновь выходит на морское дно. В этих жерлах часто осаждаются сульфидные минералы, образуя высокие структуры, известные как черные курильщики, из которых выбрасываются перегретые, богатые металлами флюиды. Такие гидротермальные системы поддерживают уникальные экосистемы сульфидредуцирующих бактерий, трубчатых червей и крабов, что заставляет многих ученых выдвигать гипотезу о том, что подобные условия имели решающее значение для возникновения и ранней эволюции жизни на Земле.

Геофизические исследования сейсмической рефракции, проведенные в середине XX века, показали, что океаническая кора обладает последовательной сейсмической слоистой структурой. Сейсмический слой 1 состоит из рыхлых отложений; слой 2 интерпретируется как базальтовый слой толщиной примерно от 0,6 до 1,5 миль (от 1 до 2,5 км); слой 3 мощностью около 4 миль (6 км) сложен габбро и кристаллическими кумулятами, подстилаемыми мантийным перидотитом. Обнажения более глубоких горизонтов океанической литосферы, обнаруживаемые на некоторых хребтах и трансформных разломах, обычно выявляют комплекс параллельных даек, мощные габброидные интрузии и ультраосновные кумулятивы, а в отдельных местах обнажаются мантийные породы, например истощенные гарцбургитовые тектониты.

По мере расхождения тектонических плит снижение давления на нижележащие породы мантии вызывает декомпрессионное плавление, в результате которого из перидотитовой мантии образуется базальтовая магма. Эта магма поднимается вверх, заполняя промежуток, образованный расходящимися плитами, и формирует магматическую камеру, где она медленно кристаллизуется в габбро. Перед полной кристаллизацией часть магмы внедряется вверх через дайки, создавая комплекс параллельных даек, и извергается на морское дно в виде базальтовых потоков, включая подушечные лавы. Внутри магматического очага более плотные кристаллы (оливин, пироксен) оседают, образуя слоистые кумуляты, тогда как остаточная мантия постепенно деформируется, формируя сильно напряженный гарцбургит. Полный процесс аккреции океанической коры можно наблюдать в наземных условиях на примере Исландии, вдоль хребта Рейкьянес.

Большая часть детальных сведений о глубинной структуре океанической коры получена при изучении офиолитов – фрагментов древней океанической литосферы, тектонически внедренных в континенты во время конвергентных тектонических событий. Исследования офиолитов в значительной степени подтвердили слоистую модель, выведенную из сейсмических данных, а также выявили существенные различия в структуре и химическом составе, обусловленные такими факторами, как скорость спрединга, поступление магмы и тектоническая обстановка. Несмотря на эти открытия, большая часть океанского дна остается неисследованной, и научные знания о многих планетных поверхностях (например, о Марсе или Венере) в настоящее время превосходят знания о глубоководных равнинах самой Земли.

Срединно-Атлантический хребет возвышается над уровнем моря в Исландии, где мантийный плюм (горячая точка) взаимодействует с рифтовой системой, в результате чего средняя высота острова превышает 1600 футов (500 м). Горный хребет пересекает Исландию с юго-запада на северо-восток со скоростью спрединга примерно 1,2 дюйма в год (3 см в год). Активное расширение происходит через серию рифтовых зон и трансформных разломов, включая Западную рифтовую зону, сейсмическую зону Южной Исландии и Восточную рифтовую зону, что демонстрирует сложное взаимодействие между центром спрединга и нижележащим исландским плюмом.

За последние 6 миллионов лет горячая точка Исландии сместилась относительно Северной Атлантики, в результате чего система активных хребтов скорректировалась с помощью серии небольших скачков, чтобы оставаться совмещенной с плюмом термически ослабленной мантии. Эти скачки хребтов привели к переплавлению более древней коры, образовав разнообразные вулканические породы, в том числе щелочного и кремнекислого состава, которые залегают поверх более древних океанических базальтов. Активному спредингу в настоящее время способствуют скопления трещин и грабены с интенсивной гидротермальной активностью и эпизодическим внедрением магмы из неглубоких коровых очагов. Геологическая летопись Исландии включает многочисленные голоценовые извержения, которые часто взаимодействуют с обширными ледниковыми системами острова, вызывая взрывную фреатомагматическую активность и катастрофические ледниковые паводки, известные как йокульхлаупы, тогда как высокие геотермальные градиенты обеспечивают важнейший источник геотермальной энергии.

Сведения об авторах и источниках:

Авторы: Тимоти Куски

Источник: Энциклопедия наук о Земле и космосе

Данные публикации будут полезны студентам и аспирантам естественнонаучных направлений (геологии, географии, геофизики, астрофизики и космологии), начинающим специалистам в области структурной геологии, тектоники, космологии и астрофизики, а также всем, кто интересуется фундаментальными загадками устройства Вселенной и процессами формирования Земли.