Глава 2. Середнно-океанічних хребтів, їх морфоструктура і особливості вулканізму. Неовулканічна зона

Серединно-океанічні хребти (СОХНУВ) є найбільшим лінійним комплексом мегарельефа у світі, і одночасно поясом зосередження активних центрів неовулканізма. Вулканізм СОХНУВ займає важливу нішу, складаючи, нарівні з плюмовой вулканізмом, два можливі види вулканічної активності в ложі Світового океану.

Загальна протяжність СОХНУВ - 70 тис. км. Морфологічно СОХНУВ являє собою широкий вал зі згладженим рельєфом або увінчаний піками підводних гір, розбитий поперечними розломами і поздовжніми тріщинами. Ширина хребта складає від 200 до 3000 км. У центральній частині СОХНУВ часто розташовується рифт, простягаються по дну рифтової долини - вузької ущелини (близько 30 км завширшки), дно якого знаходиться гіпсометричні нижче рівня оточуючих СОХНУВ абісальних улоговин. Ущелина характеризується крутими стінками і плоским дном; паралельно йому з двох сторін простягаються розчленовані гребневиє гірські системи [Дубінін, Ушаков, 2001].

Категорії СОХСкорость спрединга, см / Годсе повільним спредінгом0-4, 0С середнім спредінгом4,0-8, 0С швидким спредінгом8,0-12, 0С ультрашвидкі спредінгом12,0-16, 0

Серединно-океанічні хребти в процесі свого формування проходять різні еволюційні стадії розвитку, відповідно до яких зазвичай виділяють (див. табл. 1) медленноспредінговие і бистроспредінговие СОХНУВ, які, в свою чергу можна розділити на дрібніші категорії. Морфологічно серед хребтів з середньою швидкістю спрединга можна виділити близькі до СОХНУВ з повільним спрединг (до 6 см / рік) і близькі до СОХНУВ з швидким спрединг (більше 6 см / рік). Найбільш поширеним є процес поступового перетворення бистроспредінгового хребта в медленноспредінговий, що пов'язано з ослабленням внутрімантійной конвекції. Однак, якщо такого ослаблення не відбувається, або ж, навпаки, має місце посилення конвекції, можливий і зворотний перехід.

Серед серединно-океанічних хребтів Світового океану, морфологічно до хребтів з повільним спрединг (0-6,0 см / рік) можна віднести СОХНУВ Атлантичного, Північного Льодовитого і Індійського океанів, а до хребтів з швидким спрединг (6,0-14,0 см / рік) - СОХНУВ Тихого океану. Залежно від відповідності ділянки СОХНУВ тій чи іншій стадії розвитку, йому будуть властиві свої морфологічні особливості.

Висока інтенсивність серединно-океанічного неовулканізма обумовлена приуроченностью СОХНУВ до зон підйому мантійного речовини в системі конвекції, а також малою товщиною земної кори в районі рифту (потужність зрілої океанічної кори - 5-8 км, потужність океанічної кори під СОХНУВ - 3-4 км, в рифтових долинах - 1-2 км, тобто речовина астеносфери підходить практично безпосередньо до дна Світового океану). Фактично океанічна кора являє собою безпосередній продукт диференціації мантії, що не пройшов геохімічний цикл.

При розгляді окремо морфології бистроспредінгових і медленноспредінгових СОХНУВ в кожному з типів хребтів виділяються наступні зони (в порядку збільшення охоплення): неовулканіческая зона, для якої властива активна вулканічна діяльність, зона тріщинуватості (в межах якої спостерігається розтріскування неповністю закристалізуватися базальтів), а також дівергентние кордону океанічних літосферних плит. Морфологічно в медленноспредінгових СОХНУВ виділяють внутрішнє дно (ложе долини), внутрішні стінки, тераси, зовнішні стінки і рифтові гори.

Внутрішня долина являє собою депресію в осьовій частині СОХНУВ шириною 2-3 км, обмежену з обох сторін т.зв. внутрішніми стінками. Така будова рельєфу має вулканічний генезис: в осьовій зоні внутрішньої долини розташовується вулканічний хребет, що складається з лінійно витягнутих підняттів з подовженням приблизно 4:1 і депресій між ними. Для внутрішньої долини (головним чином, для її периферії) характерна велика кількість тріщин і скидів, але, тим не менш, рельєф порізаний слабко. Внутрішні стінки являють собою серії великих скидів із загальним перевищенням над дном долини 150-300 м. Для зони внутрішніх стінок характерна висока частота мікроземлетрусів при формуванні тріщин. Між внутрішніми і зовнішніми стінками розташовуються т.зв. тераси серединних долин шириною 5-15 км, що характеризуються вирівняним рельєфом. Зовнішні стінки визначаються шириною рифтової долини і мають перевищення над середніми терасами порядку 1000 м, над внутрішньою долиною - порядку 1500 м. Фактично зовнішні стінки являють собою велику взбросового-скидних систему, протягуючись з кожного боку від осі спрединга, паралельно їй, на відстань 10 -28 км. Із зовнішнього боку від них розташовуються рифтові гори, які практично збігаються з межами літосферних плит і порушені серією скидів.

Морфологічно бистроспредінговие СОХНУВ відрізняються від СОХНУВ з повільним спрединг відсутністю внутрішньої долини. Вони мають меншу ширину (40-50 км замість 50-60); в обидві сторони від осі спрединга рельєф знижується, при цьому тектонічна будова території сильно ускладнено численними грабенамі і горстами, простягаю паралельно осі спрединга. Крупний щілиноподібні скидний грабен шириною від декількох десятків до 2000 м і довжиною до десятків кілометрів знаходиться безпосередньо в центрі підняття У його межах виділяються вузькі і дрібні внутрішні троги, протягуються по синусоїді на відстань 100-1000 м. Вони мають вулканічне походження і називаються верховими кальдерами, або осьовими вершинними трогами обвалення. З кожною з сторін вершинного грабена, за обмежуючими його розломами, розташовується область плавно знижується рельєфу, зрідка ускладненого неовулканіческімі поднятиями.

Висунуто дві гіпотези формування внутрішньої долини. Перша з них, гіпотеза втрати гідравлічного напору, стверджує, що внутрішня долина формується при терті піднімається магми про вузькі стінки рифту; в бистроспредінгових СОХНУВ канал рифту ширше, і тертя значно менше. Відповідно до іншої, гіпотезі шийки, внутрішня долина утворюється в результаті пластичних напруг в літосфері при розтягуванні. У бистроспредінгових СОХНУВ літосфера більш розігріта, і потоншення при розтягуванні поширюється на велику територію, завдяки чому освіти долини не відбувається. В даний час достовірність жодної з цих гіпотез не підтверджена; можливо, що мають місце обидва ефекту.

При накладенні зон тріщинуватості і неовулканізма утворюється так звана зона акреції, для якої характерні голоценова вулканічна і тектонічна активність. Неовулканіческая зона розташовується в рифтової долині і має ширину 1-2 кілометри. Для неї характерні свіжі лавові потоки і відсутність осадового покриву. Весь рельєф обумовлений вулканічними процесами; важливою особливістю неовулканіческіх зон є що виявляється періодичність вулканічної, гідротермальної і сейсмічної активності. Такі періоди досягають найменшою тривалості при швидкості спрединга більше 8 см / рік: серії вивержень в такому випадку відбуваються раз на 50-100 років. При зменшенні швидкості спрединга починається поступове згасання вулканізму і збільшення його періодичності: так, при швидкості спрединга 4-8 см / рік період вулканічної діяльності становить від 300 до 1000 років, а при швидкості 0,5-4 см / рік досягає вже 5-10 тис. років. Період вивержень являє собою квадратичну функцію від швидкості спрединга. У геологічних масштабах він має невелику тривалість: як правило, 1-100 років з подальшим тривалим спокійним періодом. Вулканічні споруди в неовулканіческой зоні СОХНУВ суть розташовані паралельно осі спрединга нагромадження подушкові базальтів. Лінійні розміри таких вулканів складають в середньому 1-4 км, відносна висота - близько 250 м. У хребтах з повільним спрединг вулканізм загасає або взагалі відсутня; в хребтах з середньою швидкістю спрединга такі вулкани морфологічно виражені найбільш яскраво, хоча там в істотному кількості присутні і щитові вулкани. Там їх система виражена більш яскраво, маючи розриви лише в місцях невеликих ешелонообразних розломів. В осьовій зоні висота вулканів досягає 50 м. У хребтах з швидким спрединг вулкани морфологічно аналогічні гавайскому типу, ширина осьових вулканів складає 1-2 км. Витягнуті ланцюжка їх простягаються уздовж рифту на десятки і сотні кілометрів, перериваючись лише на трансформних розломах або в зонах перекриттів центрів спрединга (ПЦС). Така морфологія вулканів обумовлена тим, що в СОХНУВ з високою швидкістю спрединга вилив лави відбувається переважно з високою швидкістю через тріщини; по мірі формування підвідних каналів і трубок зменшується швидкість виливу лави, і вона переходить в подушкові тип. Можливі розриви і зміщення вже існуючих ланцюжків вулканів по розломах. Як правило, при повільному спрединге зміщення відбувається між сусідніми вулканами, а його амплітуда не перевищує ширини підстави одного вулкана

ри швидкому спрединге розщеплення може відбуватися навіть по самій осі вулкана (що обумовлено ослабленою - завдяки частим вивержень - літосфері) на відстань до 4 км. Можлива поява і неосевих вулканів, яких може налічуватися до 10% від загального числа.

Геоморфологія аккреционной зони обумовлена??тектонічними рухами, викликаними - в першу чергу - крихкими деформаціями холодної верхній частині літосфери, що контактує з океанічної водою. Подібні деформації призводять до утворення нормальних скидів і супроводжуються впровадженням ДАЕК з осьового магматичного резервуара (так званої осьової магматичної камери - ОМК) по утворилися тріщини. Найбільш інтенсивно тріщинувата зона проявляється в межах 1-2 км по флангах осі спрединга. При цьому зяючі тріщини забезпечують океанічній воді доступ нижче в літосферу, ще більше посилюючи явище розтріскування. Такі тріщини мають ширину 0,3-3 м і довжину 10-2000 м.

Що стосується петрографічних і вулканологічних особливостей неовулканізма в рифтових зонах, то лави представлені подушкові толеітовие базальтами і глибовими базальтовими потоками (для бистроспредінгових хребтів) і толеітовие лопастевіднимі лавовими потоками (для медленноспредінгових хребтів). Тип вулканічного апарату для перших - тріщини і щитової, для других - моногенні лавові конуси піллоу-лав. СОХНУВ з середніми швидкостями спрединга поєднують в собі характерні особливості обох типів.

Особливі умови можуть бути створені при накладенні на ріфтогенез інших процесів, що сприяють вулканізму, як, наприклад, в Ісландії (що буде розглянуто нижче). У районі Азорських мікропліти, де на трансформного розлом, який є кордоном Азорських мікропліти і вторинним центром спрединга [A.Navarro et al., 2009], накладається плюм діаметром приблизно 200 км, розташований під островом Терсейра. Даний плюм викликає висхідні конвективні мантійні потоки і реактивацію Трансформаційний розлому в ролі рифтової зони.