Океанский рифтогенез (спрединг)

Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, развивается как продолжение континентального или, как в современных рифтовых зонах Тихого и Индийского океанов изначально закладывается на океанической литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон.
Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах.

В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тесном континентальном обрамлении, возможна быстрая седиментация, препятствующая свободным трещинным излияниям и формированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установлено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.

К вулканическим зонам срединно-океанских хребтов приурочены выходы высокотемпературных гидротерм, особенно многочисленные при высоких скоростях спрединга. С ними связаны медноцинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные осадки, а также зеленокаменное изменение базальтов.

Формирование океанической коры в зонах спрединга. Современные представления о механизмах формирования океанической коры основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга в сопоставлении с данными глубоководного бурения, а также детального изучения офиолитов. Образование II слоя с базальтовой верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек - результат последовательного гидравлического расклинивания. Очаги базальтового расплава оконтуриваются многоканальным сейсмопрофилированием, но только в средне - и высокоскоростных зонах спрединга. Протягиваясь продольно, эти очаги невелики в поперечном сечении, при ширине около 1 км и высоте всего лишь в несколько сотен метров они находятся на глубине 1—2 км от поверхности. В частности, в Восточно-Тихоокеанском поясе на 9°30''с.ш., по данным Р. Детрика и др. (1937), верхняя граница магматического очага прослежена на глубине менее 1 км, а новообразованная океанская кора над ней представлена только слоем II.

В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаббро, которые прорывают комплекс параллельных даек и пересекаются более поздними дайковыми комплексами.

По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга вместе с ней удаляется от питающей системы и соответствующая часть магматического резервуара. Она уже не пополняется базальтовыми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источником тепла и охлаждается в условиях, благоприятных для кристаллизационной дифференциации. Так, под II слоем формируется III слой океанической коры — расслоенный комплекс габброидов, в котором представлены градации от меланократовых разностей в верхах до дунитовых кумулятов в низах разреза. Небольшие количества остаточного расплава отжимаются, образуя мелкие внедрения плагиогранитов.

Позже, в ходе перемещения двуслойной океанической коры из осевой зоны на склон срединного хребта, становится возможным устойчивое накопление осадков и формируется I слой, который накапливается далее в течение всего существования океанского бассейна. Одновременно в основании коры начинается консолидация астеносферного остатка после отделения базальтовой выплавки. Кристаллизуются гарцбургиты, наращивающие океаническую литосферу снизу, их толщина в самых древних, юрских, частях Мирового океана достигает 80 км и более. Возрастание доли перидотитов в разрезе океанической литосферы ведет к увеличению ее средней плотности и к изостатическому погружению. Соответствующая зависимость глубины океана от возраста дна выражается эмпирической формулой Слейтера и определяет существование срединно-океанских хребтов как форм подводного рельефа, а также профиль перехода от их склонов к абиссальным равнинам и дальнейшее общее нарастание глубин при удалении от срединного хребта.

При консолидации перидотита в основании литосферы в нем фиксируется ориентировка оливина и других минералов, маркирующая направление течений астеносферного вещества. Под современными срединными хребтами, судя по скоростной азимутальной анизотропии астеносферы, такие течения направлены от хребтов. Исследуя ориентировку оливина в крупном фрагменте океанической коры мелового возраста — Оманском офиолитовом аллохтоне, А.Николя (1939) определил относительное направление астеносферных течений близ зоны спрединга того времени.

Линейные магнитные аномалии и скорость спрединга. Изучение характерных для океанической коры линейных магнитных аномалий с чередованием прямой и обратной полярности уже в 60-х годах обнаружило ряд закономерностей:

1.Линейные аномалии следуют параллельно сейсмически и магматически активной оси рифтовых зон океана и размещаются симметрично по отношению к этой оси.

2.В любой активной рифтовой зоне Мирового океана опознается одна и та же последовательность аномалий, повторяются характерные особенности каждой аномалии.

3.Расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах может быть различным. Оно не остается постоянным и при прослеживании вдоль одной и той же протяженной зоны.

4.Симметрия системы линейных аномалий относительно рифтовой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии размещаются сжато, по другую — разреженно.

Объяснение этому предложили в 1963 г. Ф. Вайн и Д. Мэтьюз. Взяв идеи Г. Хесса и Р. Дитца о спрединге, они высказали предположение, что при кристаллизации базальтовой магмы в зоне раздвига термоостаточная намагниченность фиксирует в горных породах геомагнитные характеристики. По мере своего формирования океаническая кора отодвигается от оси спрединга и, подобно магнитной ленте, записывает вариации геомагнитного поля, в том числе инверсии его полярности. Поскольку наращивание происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две дублирующие одна другую магнитные записи. Расстояние между одноименными аномалиями на разных пересечениях варьирует в зависимости от скорости спрединга. По этой же причине оно может различаться и на едином пересечении, если в одну сторону спрединг развивается быстрее, чем в другую.

Для самых верхов магнитостратиграфического разреза точность радиологического определения возраста достаточна для детальной магнитохронологической шкалы. Такая шкала, созданная А. Коксом (1966), охватила последние 3,5 млн. лет. Сравнение и успешное совмещение этой шкалы с аномалийным профилем зон спрединга датировали самые молодые аномалии.

Полученные скорости относительно оси спрединга варьируют от 1,5 до 15—18 см/год. Максимальные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском поднятии — от 13 до 23° ю. ш.

Линейные магнитные аномалии коренятся в базальтах и долеритовых дайках II слоя. Созданная Дж. Хейртцлером и др. (1968), Р. Ларсоном и У. Питманом (1972) глобальная аномалийная шкала в дальнейшем дополнялась и уточнялась. Ее начинают аномалии 1—34, последняя из которых, имеющая нормальную полярность, занимает широкую полосу океанского дна и трактуется как «меловая зона спокойного магнитного поля» (84—118 Ма). Далее следуют аномалии М35-М39 с датировками вплоть до 171 Ма. Они охватывают те области океана, которые рассматривались прежде как «юрская зона спокойного магнитного поля» и где была все же выявлена система слабоамплитудных аномалий.

Сочетание спрединга морского дна и геомагнитных инверсий стало ключом к восстановлению эволюции океанов и всей глобальной системы относительного перемещения литосферных плит.

Трансформные разломы
Состав магматических пород в зонах спрединга
Скорость спрединга.