 | Скорость спрединга |
Зависимость рельефа срединно-океанского хребта, морфологии базальтовых лав и их химического состава от скорости спрединга. Профили — по Р. Экиньяну, 1984 (I — Срединно-Атлантический хребет; II, III — Восточно-Тихоокеанское поднятие). Процентные соотношения подушечных лав и базальтовых покровов, по Э. Бонатти и К. Харрисону, 1988 (1 — Красное море, 18°с.ш.; 2 — Срединно-Атлантический хребет, 37°с.ш.; 3 — рифт Галапагос, 86°з.д., 4—12 — Восточно-Тихоокеанское поднятие, в том числе 4,5 — 21°с.ш., 6,7 — 12°50''с.ш., 8 — 20°ю.ш., 9 —21°30''ю.ш., 10 — 18°30''ю.ш., 11 — 17°30''ю.ш., 12 — 20°ю.ш.). График содержаний окиси титана, по В. В. Матвеенкову, 1983 (К —Красное море, 18°с.ш.; А — Срединно-Атлантический хребет, 37°с.ш., ВТ-1 — Восточно-Тихоокеанское поднятие. 21°с.ш.: ВТ-2 — там же, 9°с.ш.) |
http://avspir.narod.ru/geo/khain1995/hain_5_3.htm
Скорость спрединга, варьирующая от 1,5 до 15—18 см/год, связана с особенностями глубинного режима,поверхностной тектонической структурой и рельефом, а также с характером вулканизма, петрографическими и геохимическими особенностями его продуктов. Обычно считают низкими скорости спрединга менее 3 см/год, средними — 3—7 см/год, высокими — более 7 см/год.
Тектонотипом низкоскоростных зон служит Срединно-Атлантический хребет, высокоскоростных — Восточно-Тихоокеанское поднятие. Уже в географических названиях — хребет (ridge) и поднятие (rise) — отразилось различие рельефа этих крупнейших поясов. При медленном спрединге образуется сравнительно узкий подводный хребет с отчетливо выраженной, ограниченной сбросами центральной рифтовой долиной, к осевой части которой приурочен вулканизм. При быстром спрединге появляется обширное вздутие океанической литосферы, вдоль него вместо центральной долины протягивается система мелких грабенов и горстов. Воздымание литосферы связано со свободным подъемом горячей астеносферы, что способствует более полному соответствию рельефа изостатическому равновесию. Через рельеф срединноокеанских поднятий, вытесняющих массы морской воды на континентальные шельфы, скорости спрединга контролируют эвстатические колебания уровня Мирового океана («тектоноэвстазия»). Поэтому эвстатическая кривая дает представление о крупных вариациях глобальной интенсивности спрединга.
Обособление базальтовой магмы, предшествующее ее выходу на поверхность, зависит от скорости спрединга. В низкоскоростных зонах магматические очаги до сих пор не установлены, подъем базальтового расплава рассредоточен, что согласуется с непостоянством оси трещинных излияний в таких зонах в отличие от высокоскоростных.
При малых скоростях спрединга базальтовая магма выходит на поверхность при температуре и вязкости, способствующих образованию подушечных лав, которые в виде насыпи нагромождаются непосредственно над подводящей трещиной. Чем выше скорости спрединга, тем больше условий для быстрого подъема магмы, тем выше температура и ниже вязкость изливающейся лавы. Поэтому вместо подушечных лав при подводных трещинных излияниях образуются базальтовые покровы, похожие на платобазальты континентов. Так, съемка с помощью многолучевого сонара бокового обзора показала, что при извержении на Восточно-Тихоокеанском поднятии у 8°ю.ш. базальтовая лава разлилась на расстояние до 18 км от осевой трещины, образовав покров площадью около 220 км2.
Текучесть базальтовых лав может быть высокой и известны базальтовые покровы толщиной 0,2 м в лавовых озерах.
При малых скоростях спрединга, затрудняющих выход базальтовой магмы на поверхность, возрастает степень ее дифференциации, появляются порфировые и даже крупнопорфировые разности базальтов, но эта зависимость не столь однозначна.
Различие условий отделения базальтового расплава при разных скоростях спрединга выражается не только в объемах магмы, поступающей на единицу длины рифтовой зоны, но и в ее геохимических особенностях, что важно для палеотектонических реконструкций. Дж. Морел и Р. Экиньян (1980) обнаружили возрастание содержаний титана и отношения железа к магнию с увеличением скорости спрединга.